ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 24.09.2020
Просмотров: 1987
Скачиваний: 3
Пры ламінарным руху часцінкі вады перамяшчаюцца па паралельным траекторыям у адным і тым жа напрамку. Пры такім руху яе хуткасць (v) прапарцыянальна падзенню напора на адзінку адлегласці, ці гідраўлічнаму ўхілу (i):
V = k, i
дзе k – каэфіцыент фільтрацыі грунтоў, які прадстаўляе хуткасць руху вады ў грунце пры гідраўлічным ухіле роўным адзінцы. Залежнасць хуткасці руху вады грунтовых вод ад ўхілу называецца законам Дарсі. Колькасць вады (Q) яна фільтруецца праз некаторае папярочнае сячэнне грунта (F), раўняецца здабытку плошчы гэтага сячэння на хуткасць:
Q = v F, ці v = k i F,
дзе k – каэфіціент фільтрацыі; i = h1 – h2 /l = h/l – гідраўлічны ухіл; h- велічыня напору; l – адрэзак, на якім адбываецца фільтрацыя вады; F – папярочнае сячэнне, праз якое адбываецца фільтацыя вады ў грунце.
Пры адпаведных умовах гідраўлічны ухіл (i) і папярочнае сячэнне можна прыняць роўным адзінцы, то атрымаем:
v = k,
а гэта значыць каэфіцыент фільтацыі прадстаўляе сабой расход патоку вады праз тоўшчу грунта, сячэнне і ухіл якога роўны 1. Гэты паказчык з’яўляецца адной з асноўных характарыстык вадапранікальнасці грунтоў, які не залежыць велічыні гідрастатычнага напору і вымяраецца у м/с.
Умовы прымянення закона прамалінейнай фільтрацыі ўпершыню былі даследаваны М.М.Паўлоўскім. Ён вывёў ураўненне, якое ўстанаўляе “крытычную” хуткасць фільтрацыі, вышэй якой закон Дарсі парушаецца, а рух вады прыймае характар завіхрэнняў. Ламінарны рух вады становіцца турбулентным. Крытычная хуткасць фільтрацыі адваротна прапарцыянальна дыяметру часцінак, якія складаюць грунт.
Пры турбулентным руху часцінкі вады рухаюцца хаатычна, уздоўж і поперак агульнага напрамку цячэння. У гэтым выпадку хуткасць (v) можна выразіць у выглядзе формулы Шэзі:
V= С √RI,
дзе R – гідраўлічны радыус, ці адносіны плошчы папярочнага сячэння да змочанага перыметру; I – гідраўлічны ўхіл; С – каэфіцыент, які залежыць ад шурпатасці і няроўнасцей сценак ёмкасці (рэчышча), па якім рухаецца вада. У сваю чаргу змочаны перыметр есць даўжыня лініі, па якой плошча сячэння змочваецца воднай плынню.
Каэфіцент С не з’яўляецца пастаяннай велічынёй. Яна залежыць ад глыбіні і шурпатасці рэчышча. Для рачных вадацёкаў існуе некалькі формул для яго разліку. Найбольш часта ўжываецца формула Маніна:
C = 1/n R1/6
І формула Н.Н.Паўлоўскага
C = 1/n Ry,
дзе n – каэфіцыент шурпатасці, які вызначаецца па спецыяльных табліцах М.Ф.Срыбнага. Паказчык у формуле НН.Паўлоўскага вызначаецца залежнасцю:
y = 2,5√n + 0,13 – 0,75√R (√n – 0,1).
З формулы Шэзі можна заключыць, што хуткасць плыні ўзрастае з павялічэннем гідраўлічнага радыуса ці сярэдняй глыбіні. Гэта адбываецца таму, што з павялічэннем глыбіні зніжаецца ўплыў шурпатасці дна на хуткасць. Павялічэнне гідраўлічнага радыуса прыводзіць к павялічэнню паказчыка С. З формулы Шэзі выцякае таксама, што хуткасць плыні павялічваецца з павялічэннем ухілу. Але гэтае павялічэнне пры турбулентным руху значна меншае, чым пры ламінарным.
Вада ў глебе ў цвёрдым стане і горрных пародах прысутнічае ў складзе мерзлых глебаў, альбо ў выглядзе выкапнёвага, пячорнага лёду.
Унутрыклеткавая вада ўтрымліваецца ў клетках раслін, якія понасцю не разлажыліся.
Вада ў глебе і горных пародах прсутнічае ў розных формах і стане і залежыць ад ступені ўвільгатнення слаёў зямной кары. Значная частка вады знаходзіцца ў звязаным стане і не ўдзельнічае ў кругавароце і не прыймае ўдзел у жыўленні рэк, азёр і балотаў, у прыродных працэсах. Некаторыя яе віды частковы выкарыстоўваюцца раслінамі.
5.3. Умовы залягання падземных вод
Заляганне падземных вод у зямной кары залежыць ад геалагічнай бдовы мясцовасці, літалагічнага складу горных парод. Наяўнасць водапранікальных і водаўпорных пародаў спрыяе накопліванню свабоднай вады ў водапранікальных пародах, якія залягаюць на вадаўпорах. Такім чынам, фарміруюцца ваданосныя слаі ці гарызонты, гэта значыць насычаныя вадой водапранікальныя слаі горных парод. Вада можа запаўняць не ўсю таўшчыню водапранікальнага слоя, а толькі да некаторай паверхні (рыс. 0). Калі зрабіць свідравіну альбо калодеж, то праз некаторы час вада ў іх ўстановіцца на том жа ўзроўн, што і ўзровень падземнай вады. Гэтая паверхня з’яўляецца свабоднай, ці безнапорнай і назваецца люстэркам ці проста ўзроўнем падземных вод. Ваданосныя слаі, якія маюць свабодную паверхню, называюцца ваданоснымі слаямі са свабоднай паверхняй.
Свабодная паверхня падземных вод не можа быць ідэальна роўнай. Над свабоднай паверхняй падземных вод знаходзяцца тыя ж ваданосныя слаі, у якіх да некаторай вышыні знаходзіцца капілярная вада, называюць капілярным праслойкам. Ён гідраўлічна звязаны з астатняй воднай масай і адчувае тыя ж ваганні, як і ўзровень падземнай вады. Вышыня капілярнага праслойка залежыць ад уласцівасцей ваданоснай пароды і вагаецца ад некалькіх сантыметраў у пясках, да 4 м і больш у сугліністых пародах. Адлегласць ад водаўпорнага ложа да ўзроўня падземных вод называюць магутнасцю ваданоснага слоя.
Напорны ваданосны гарызонт узнікае ў тых выпадках, калі калі водапранікальны воданосны слой залягае паміж двумя водаўпорамі, а ўзровень вады можа ўстанавіцца вышэй ніжняй паверхні ніжняга водаўпорнага пласта. Гідрастатычны ціск узнікае ў выніку розніцы ўзроўняй у месцы жыўлення і месцы выхаду падземных вод.
Воданасычанасць ваданосных слаёў, уласцівасці вод і ўмовы іх руху залежаць не толькі ад геалагічнай структуры і і літалогіі грунтоў, але і ад глыбіні залягання і ступені ізаляванасці ваданосных слаёў адзін ад аднаго, а таксама ад паверхні зямлі. Чым бліжэй падземныя воды залягаюць ад паверхні зямлі, тым больш яны залежаць ад кліматычных фактараў і тым больш яны звязаны з водамі глебы, паверхневымі водамі.
Верхнюю частку зямной паверхні зямлі ў адносінах да падземных вод можна падзяліць на зону аэрацыі і зону насычэння. У зоне аэрацыі вада звычайна не поўнасцю запаўняе поры і іншыя пустоты пародаў. У гэтай зоне непасрэдна каля паверхні зямлі ў глебе залягаюць глебавыя воды. У зоне насычэння поры пародаў запоўнены вадой. Глыбей у ёй залягаюць грунтовыя, міжпластавыя безнапорныя і напорныя воды.
Глебавыя воды – гэта падземныя воды, якія ўтрымліваюцца ў глебе і гідраўлічна не звязаны з ніжэй залягаючымі грунтовымі водамі. Яны звычайна знаходзяцца ў гіграскапічным, пленачным і парападобным стане. У гравітацыйным стане вада назіраецца ў часы насычэння глебы пры актыўным прасочванні паверхневых вод.
Грунтовыя воды – гэта ўсе безнапорныя грунтовыя воды, якія ляжаць ніжэй слоя глебы і дрэніруюцца вадацёкамі. Аднак часцей за ўсё да грунтовых водадносяць верхні ваданосны слой, які ляжыць на першым вадаўпоры.
Часовыя лінзы вады ў зоне аэрацыі, якія ўзнікаюцпасля дажджу ці пасля таяння снегу называюць верхаводкай. Яны поўнасцю залежаць ад змены стану надвор’я і сезонных ваганняў гідраметэаралагічных умоў.
Падземныя воды, водаўпорякіх залягае ў грунтовай тоўшчы, а іх узровень пастаянна ці перыядычна знаходзіцца ў вобласці глебы называюцца глебава-грунтовымі водамі. У гэтым выпадку ў глебе могуць узнікаць патокі вады ў напрамку ўхіла. Такі рух вады ў глебе называюць унутрыглебавым сцёкам.
Грунтовыя воды, пры ўскрыцці якіх свідравінаці калодзежам, прыймаюць той жа ўзровень, які яны прыймаюць і ў грунтах, з’яўляюцца безнапорнымі. Пры іх выхадзе на дзённую паверхню ўзнікаюць безнапорныя крыніцы. Іх жыўленне адбываецца шляхам інфільтрацыі атмасферных ападкаў. Талымі водамі. Часам яны жывяцца і прасачыўшыміся ў грунт водамі вадаёмаў.
Грунтовыця воды пры сваім руху могуць сустракаць на сваім шляху павышэнне вадаўпорнага ложа, якое садзейнічае узнікненню падпора грунтовых вод. Узнікае перапад паверхні люстэрка грунтовых вод. Часам можна назіраць і участкі са стаячай падземнай вадой у месцы паніжэння водаўпорнага слоя. У выпадках перасячэння рачной далінай, ярам, берагам возера, грунтовая плынь атрымлівае выхад на дзённую паверхню ў выглядзе крыніцы, які называецца сыходнай крыніцай. У выпадках, калі грунтовыя воды непасрэдна супадаюць з адкрытымі вадаёмамі, грунтовыя воды жывяць іх. Доля падземнага жыўлення такіх вадаёмаў у агульным жыўленні даволі высокая і павялічваецца з паувялічэннем іх глыбіні, напрыклад, азёр. З павлічэннем глыбіні азёрнай катлавіны ўзнікаюць умовы для разгрузкі ў возера падземных вод больш глыбокага залягання. Часам воды адкрытых вадаёмаў падтрымліваюць, а часам і пастаянна жывяць грунтовыя воды.
Воды, якія залягаюць у водапранікальнай тоўшчы парод і заключаны паміж двумя водаўпорамі, называюць міжпластавымі водамі. Верхні водаўпорны слой у гэтым выпадку называюць водаўпорным дахам, а ніжні - водаўпорным ложам. Грунтовыя воды маюць свабодную ўзроўневую паверхню. Ціск на гэтай паверхні роўны атмасфернаму. Міжпластавыя воды маюць свабодную паверхню ў выпадку, калі яны з’яўляюцца безнапорнымі, ці калі ваданосная парода мала насычана вадой.
Назапашванне падземных вод адбываецца як у рыхлых абломачных пародах, так і ў вывержаных, ці крэпка метамарфізаваных асадкавых. У першым выпадку такія воды адносяцца да тыпу пластавых падземных вод. Яны раўнамерна размеркаваны па ўсяму пласту. Рух вады адбываецца па дробным порам і пустотам паміж зярнятамі пародаў. Удругім выпадку вада называецца трэшчынава-жылавай. Рух яе адбываецца па трэшчынам і вялікім пустотам.
Плошча распаўсюджвання грунтовых вод звычайна супадае з плошчай іх жыўлення. А вось плошча міжпластавых вод не супадае з вобласцю жыўлення. Вобласці жыўлення гэтых вод звычайна прыстасаваны да месц выхаду ваданосных парод на дзённую паверхню. Дадатковае жыўленне міжпластавыя воды могць атрымліваць шляхам прасочвання вады праз водаўпорны дах з вышэй залягаючых ваданосных слаёў.
Грунтовыя воды фарміруюццана міжрэччах у алювіальных адкладах рачных далінаў. У прыродных умовах узроўні грунтовых вод маюць не гарызантальную паверхню, а хвалістую і ў значнай форме паўтараюць рэльеф. У месцах выхаду грунтовых вод на паверхню зямлі іх ўзровень паніжаецца.
Глыбіня залягання грунтовых вод бывае рознай, ад 1-2 да дзесяткаў метраў. Калі гідраграфічная сетка праразае грунтовыя і міжпластавыя воды, то яны з’яўляюцца надзейнай крыніцай жыўлення паверхневых вод. Звычайна неглыбока залягаючыя безнапорныя воды і падземныя воды з мясцовым напорам, якія дрэніруюцца рэкамі у гідралогіі аб’ядноўваюць як “грунтовыя воды”.
5.4. Падземныя напорныя воды
Воды, якія насычаюць водапранікальны слой, залягаюць паміж двумя водаўпорамі і якія маюць гідрастатычны напор, называюцца напорнымі, ці артэзіянскімі, падземнымі водамі. Звычайна яны знаходзяцца ў геалагічных структурах асадкавых парод пры адпаведным напластаванні водапранікальных і водаўпорных слаёў. Геалагічныя структуры (упадзіна, мульда, сінкліналь, монакліналь і г.д.), якая мае адзін ці некалькі ваданосных слаёў і забяспечвае у іх напор, называецца артэзіянскім басейнам. У артэзіянскім басейны звычайна выдзяляюць вобласці жыўлення, напора, а некаторых выпадках і вобласць сцёку ці разгрузкі напорных вод (рыс. ). Плошча артэзіянскага басейна вагаецца ў значных па плошчы межах. Пры бурэнні свідравін праз дах водаўпорнага слоя вада пад уздзеяннем гідрастатычнага ціску падымаецца вышэй даху ваданоснага пласта і можа нават выходзіць на дзённую паверхню, а таксама і фантанаваць (рыс. ).
У напорным воданосным слаі выдзяляюць геаметрычны ўзровень па павехні водаўпорнага даху воданоснага слою і гідрастатычны (п’езаметрычны) ўзровень, які праводзяць па ўзроўнях вады ў свідравінах. Напор у кожнай кропцы воданоснай пароды вызначаецца вышынёй, на якую падымаецца вада ў свідравінах над ніжняй паверхняй водаўпорнага даху. Пры паглыбленні воданоснага слоя напор вады звычайна павялічваецца.
У межах Рускай раўніны выдзяляецца некалькі артэзіянскіх басейнаў. Найбольш тыпічнымі з іх, якія супадаюць тэктанічнымі ўпадзінамі, з’яўляюцца: Маскоўскі, Дняпроўска-Данецкі, Прыбалтыйскі, Прычарнаморскі. Некаторыя воданосныя слаі дрэніруюцца далінамі рэк: Дняпроска-Данецкі – сістэмай рэк Дняпра і Дона, прыбалтыйскага – далінамі рэк Заходняй Дзвіны, Пярну, Ліялупы і інш. У межах Мінскага адміністратыўнага раёна знаходзіцца артэзіянскі басейн прэснай вады. Які забяспечвае г. Мінск высокаякаснай прэснай вадой. Па якасці яго вада займае адно з першым месц сярод краін СНД.
5.5. Жыўленне і рэжым грунтовых вод
Папаўненне глебавай вільгаці і жыўленне верхніх гарызонтаў падземных вод адбываецца шляхам прасочвання снегавых і дажджавых вод, а таксама адсорбцыі глебай вадзяной пары з паветра.
Прасочванне вады паветра ў глебу адбываецца паролды зоны аэрацыі. Далей прасочванне дасягае падземнага сцёку. Апошні адбываецца ў выглядзе падземных патокаў у водапранікаемыя порыстыя і трэшчынаватыя пароды. Інтенсівнасць і велічыня прасочвання вызначаецца спалучэннем кліматычных умош, ступені расчлянення рэльефу, водапранікальнасці горных парод і характару геалагічных структураў. Некакторая роля належыць тыпу глебы і раслін, а тасама антрапагеннаму фактару (меліярацыі, земляробства і г.д.).
Водны рэжым і рэжым глебы як адзін з элементаў гэтага рэжыму падрабязна разглядаецца ў курсах глебазнаўства. Тут жа мы разгледзім найбольш характэрныя агульныя палажэнні і вывады. У прыватнасці, Г.Н.Высоцкі, А.А.Родэ і іншыя вучоныя выдзяляюць некалькі тыпаў рэжыму глебавых водаў: прамыўны, непрамыўны і выпатны.
Прамыўны тып – тып рэжыму глебавых вод, характэрны для абласцей, у якіх сума гадавых ападкаў (Х) значна перавышае выпарэнне (Z). У гэтых умовах глеба кожны год падвяргаецца вылётнаму прамочванню. У гадавым абароце вільгаці сыходны рух вады ў глебе пераважае над узыходным. Вада, якая прасачылася да ўзроўня грунтовых вод папаўняе іх і лішак адводзіцца з глебы разам з глебава-грунтовым сцёкам.
Непрамыўны тып характэрны для вобласці, дзе ападкі значна меншыя, чым выпарэнне (Х < Z). Такім чынам, у глебе назіраецца дэфіцыт вільгаці, асабліва ў восень. Глеба ўвільгатняецца толькі на некаторую глыбіню, а вільгаць не дасягае грунтовых вод, якія залягаюць на глыбіні некалькі метраў. Абмен вільгаццю паміж атмасферай і грунтамі ажыццяўляецца праз слой з вельмі малой велічынёй вільгаці. Гэта так называемы «мёртвы гарызонт» па Г.М.Высоцкаму, у якім вільгаці недастаткова для раслін – «вільгаць устойлівага завядання раслін». Вада, якая паступіла ў глебу шляхам інфільрацыі ў вынікувыпарэння вяртаецца ў паветра. Гатавы абарот вільгаці ахоплівае толькі глебу.
Выпатны тып рэжыму глебавых вод назіраецца толькі ва ўмовах засушлівага клімату (Х << Z) і блізкага залягання грунтовых вод. Грунтовыя воды звычайна мінералізаваны і атрымліваюць дадатковае жыўленне збоку. Верхняя мяжа каплярнага праслойка грунтовых вод знаходзіцца ў ніжняй частцы слоя глебы. Карані раслін адсмоктваюць вільгаць з капілярнага праслойку, а грунтовыя воды быццам бы «пацеюць» праз расліны ў атмасферу. На глыбіні паглынання вільгаці раслінамі фарміруецца саляносны слой. Вада «астаўляе» раствораны солі ў глебе.
У залежнасці ад крыніц і ступені ўвільгатнення выдзяляюцца падтыпы і класы воднага рэжыму глебаў. У сувязі з пастаянным абменам вільгаці глебы з атмасферай і залягаючымі ніжэй грунтамі, ужываннем вільгаці раслінамі вільготнасць глебы вагаецца па порам года. Амплітуда гэтых ваганняў залежыць ад кліматычных умоў, рэльефу, тыпу глебаў і раслін.