HYRDOGEOLOGIA

Obieg wody w przyrodzie i powstawanie wód podziemnych

Woda - stanowi substancję chemiczną, występującą powszechnie na kuli ziemskiej w wielkich zbiornikach. Spełnia ona ważną role w rozwoju procesów geologicznych (wietrzenie, erozja, transport, akumulacja).

W działalności technicznej człowieka stanowi podstawowy surowiec w produkcji przemysłowej i rolniczej.

Niekorzystny wpływ wody na budownictwo jest związany z :

- utrudnianie w prowadzeniu roót budowlanych,

- obniżeniu właściwości fizycznych i mechanicznych gruntów i skał.

- niekorzystnym wpływem na fundamenty budowli przez agresywne niszczenie składników betonu.

Woda podlega ciągłemu procesowi krążenia - zgromadzona w wielkich zbiornikach otwartych paruje i jako para dostaję się do górnych warstw atmosfery, gdzie po ochłodzeniu spada m. in. na lądy.

Część tej wody odpływa powierzchniowo ponownie do zbiorników, inna część paruje, a reszta infiltruje w głąb warstw skalnych na różne głębokośći.

Przenikanie wody w obręb warstw skalnych nosi nazwę wsiąkania lub infiltracji, wartość infiltracji zależy od wielu czynników, takich jak:

- przepuszczalność gruntów i skał

- urzeźbienie terenu

- temperatura powietrza

- niedosyt w wilgotności powietrza

- pokrycie szatą roślinną

- nasycenie wodą środowiska skalnego

- przemarzanie gruntu

- działalność człowieka

Wskaźnik infiltracji w można przedstawić według wzoru:

W = I_e / P

I_e - infiltracja efektywna [mm]

P - opad z wielolecia [mm]

Do podstawowych składników bilansu wodnego zalicza się:

- opad

- odpływ

- parowanie

Zwierciadło wód podziemnych - górna powierzchnia warstwy która się nasycona wodą

Strefa aeracji - jest to strefa występująca powyżej zwierciadła wód w której wolne przestrzenie wypełnione są częściowo powietrzem i wodą o różnej postaci.

Strefa saturacji - jest to warstwa nasycona wodą.

Podział wód podziemnych

Podział wód podziemnych przydatny w geotechnice

Strefa	Typy wody	Stan fizyczny wody	Rodzaje wody
Aeracji	Higroskopijne Błonkowate Kapilarne	Związane	Porowe
						Porowe Szczelinowe Krasowe
			Wsiąkowe zawieszone
Sakuracji	Przypowierzchniowe Gruntowe Wgłębne głębinowe	wolne

WODY HIGROSKOPIJNE I BŁONKOWATE

Woda higroskopijna - gromadzi się na powierzchni ziaren skalnych i cząstek koloidalnych na zasadzie adsorpcji drobin wody. Adsorpcja następuje pod wpływem przyciągania międzycząsteczkowego, międzyatomowego i elektrycznego.

Woda błonkowata - powstaje przez wiązanie drobin wody ciekłej przemieszczającej się przez pory skalne. Proces ten zachodzi pod wpływem działania sił elektrycznych między cząsteczkami ziaren skalnych a drobinami wody, które ulegają dipolowej polaryzacji wynikającej z budowy cząsteczkowej wody.

Cząstka wody składa się z 2H+iO^- co tworzy układ trójkątny o kącie 105^O

(schemat)

Dipole wody są przyciągane przez jony, jakie tworzą ziarna mineralne, np. iłu, pyłu, itp. W procesie przyciągania jony orientują kierunkowo dipole wody z ładunkiem dodatnim lub ujemnym i wiążą trwale na swojej powierzchni tworząc w ten sposób wodę błonkową.

(schemat polaryzacji cząsteczki wody)

Zjawiska te przebiegają zgodnie z prawem Koena, które głosi że przemieszczeniu się wzajemnie dwóch ciał, to które ma mniejszą wartość stałej dielektrycznej, ładuje się ujemnie.

Stałe dielektryczne niektórych ciał są następujące: woda - 81, powietrze - 1, bursztyn - 3, kwarc - 5, siarka - 4, szkło - 5-8, dwutlenek siarki 15.

Na powierzchni cząstki gruntu działają siły van der Waalsa, a w nieco dalszej odległości siły Coulomba. Przy różnoimiennych ładunkach siły Coulomba i van der Waalsa sumują się, natomiast przy ładunkach tego samego znak działają w przeciwnych kierunkach.

Zjawiska zachodzące na powierzchni cząstki gruntu są bardzo złożone i zależą od wielu czynników.

WODA KAPILARNA

Zjawisko kapilarnego podciągania wody można przedstawić na przykładzie podnoszenia się zwierciadła wody w rurce o niewielkiej średnicy. Dla danej wartości promienia r, współczynnika napięcia powierzchniowego Ts i gęstości wody ym wysokość podniesienia kapilarnego można obliczyć ze wzoru:

Do pomiaru wysokości podniesienia kapilarnego służą kapilarymetry Jurgensona i Beskowa.

Zasada ich działania polega na pomiarze wartości ciśnienia, przy którym nastąpi przerwanie się pęcherzyków powietrza przez nawodnioną próbkę gruntu.

Schemat wysokości podnoszenia kapilarnego w różnych układach

WODY WSIĄKOWE I ZAWIESZONE

Tej rodzaj wody pochodzi z infiltracji opadów atmosferycznych. Część wody wsiąkowej jest związana przez siły międzycząsteczkowe, które nadają warstwie osadu - stan określonej wilgotności molekularnej. Pozostała ilość infiltruje głębiej.

Wodo zawieszona jest to woda wolna znajdująca się w strefie aeracji. Sprawiają one dość dużo trudności przy pracach fundamentowych (zawilgocenie podłoża, wlewają się do wykopów fundamentowych, itd.)

WODY PRZYPOWIERZCHNIOWE

Są często nazywane wodami zaskórnymi i występują dookoła otwartych zbiorników wodnych (jezioro, rzek, bagien).

Znajdują się one na niewielkich głębokościach (0,20 -0,50 m. ) często ich obecność jest związana z płytko występującymi nieprzepuszczalnymi warstwami geologicznymi.

(rys.)

WODY GRUNTOWE

Wody gruntowe występują w trefie saturacji i i ch zwierciadło wyznacza granica ze strefą aeracji.

Głębokość występowania zwierciadła wód gruntowych jest zależna od budowy geologicznej i związanej z ni obecnością warstw porowatych lub szczelinowych.

Wody te występują przeważnie na głębokości 5-15 m od powierzchni terenu. Ich obecność jest związana z płytko występującymi nieprzepuszczalnymi warstwami geologicznymi.

Ważnym parametrem w ocenie geotechnicznej jest znajomość wahań zwierciadła wód gruntowych.

WODY WGŁĘBNE

Wody wgłębne są to wody pochodzące z zasilania atmosferycznego warstw wodonośnych osłoniętych warstwami nieprzepuszczalnymi. Głębokość występowania tych wód jest rżna i jest związana z miąższością strefy aktywnej wód atmosferycznych ( w Polsce 200-250 m).

Zasilanie wód wgłębnych zgodnie z poniższym rysunkiem:

1 - warstwa wodonośna, 2 - warstwy nieprzepuszczalne

(rys)

Szczególnym przypadkiem wód wgłębnych są wody artezyjskie, które pod napoem ciśnienia hydrostatycznego spowodowanego nieprzepuszczalnością stropu warstwy wodonośnej.

Woda występująca w warstwie wodonośnej znajduje się pod działaniem ciśnienia zwanego złożonym lub piezometrycznym zgodnie ze wzorem:

p = po + yz

gdzie: p -ciśnienie złożowe, po - ciśnienie atmosferyczne, y - gęstość wody, z - głębokość występowania stropu warstwy wodonośnej od powierzchni górnej.

Schemat występowania wód artezyjskich: 1 - warstwy nieprzepuszczalne, 2 - warstwa wodonośna.

(rys.)

PODSTAWOWE WIADOMOŚCI HYDROLOGICZNE SKAŁ I GRUNTÓW

Porowatość ogólna:

Ruch wody w warstwach skalnych i gruntach może się odbywać dzięki istniejącym wolnym przestrzenią zwanym porami lub szczelinami o różnych wymiarach.

Porowatością nazywamy wszystkie wolne przestrzenie między ziarnami tworzącymi daną skałę lub grunt.

Porowatość zależy od:

- jednorodności uziarnienia

- kształtu ziaren

- od sposobu ułożenia ziaren

POROWTOŚĆ EFEKTYWNA

Jest to część objętości porów, przez którą może odbywać się ruch wody wolnej. Porowatość tę kreśla siętakże jako miarodajną.

Porowatość efektywną określa się przez współczynnik porowatości według wzoru:

n_e - V_e/V,

gdzie: V_e - objętość czynna porów, V - objętość skały.

Porowatość tę można oznaczyć laboratoryjnie - wysuszenie próbki w temp. 105-110 ^oC i nasycenie naftą w eksykatorze próżniowym, następnie należy zważyć próbkę z naftą w urządzeniu próżniowym z dokładnością do 0,01 g.

Odsączalność

Odsączalność polega na oddawaniu wody wolnej przez skałę przy przepływie grawitacyjnym zgodnie ze wzorem:

u = Vo / V

gdzie u - współczynnik odsączalności

Vo - objętość wody odsączanej ze skały

V - objętość skały

Odsączalność uzależniona jest od wymiarów porów, np. w skałach drobnoziarnistych (iły, pyły, iłołupki) - odsączalność jest bardzo mała

Współczynnik odsączalności można oznaczyć laboratoryjnie przez stopniowe suszenie próbki skały nasyconej wodą do stałj masy w temp. 105 - 110C

u = (Mn-ms) / Mn

gdzie Mn - masa próbki nasyconej wodą

ms - masa suchej

PĘCZNIENIE GRUNTU

Pęcznieniem gruntów nazywamy proces zwiększenia objętości gruntów pod wpływem nasycenia wodą. Proces pęcznienia dotyczy głównie gruntów spoistych

Zdolność gruntów do pęcznienia może być określona wartością wskaźnika pęcznienia ciśnieniem pęcznienia i granicą nasiąkliwości.

Wskaźnik pęcznienia oblicza się jako iloraz przyrostu objętości próbki gruntu po maksymalnym spęcznieniu do objętości pierwotnej

Gdzie Vs - objętość próbki gruntu po maksymalnym spęcznieniu, V objętość pierwotna próbki gruntu.

FILTRACJA

Jest to przemieszczanie (powolne przesączanie) się wody w skałach i gruntach porowatych zarówno w kierunku pionowym, jak i poziomym.

Proces ten traktuje się jako ruch laminarny lub warstwowy, w którym cząsteczki wody poruszają się równolegle względem siebie i do wypadkowej w kierunku ruchu.

Z uwagi na trudność wyznaczenia rzeczywistej prędkości przepływu, przepuszczalność określa się współczynnikiem filtracji, który wyraża zależność miedzy spadkiem hydraulicznm a prędkością filtracji.

Ilość woy przepływającej przez środowisko porowate można obliczyć ze wzoru Darcy'ego:

Q = k x l x F

k - wsp. Filtracji

l - spadek hydrauliczny

F - pow. Przekroju

Prędkość filtracji v = k x l

Równanie to wyraża podstawowe prawo filtracji nazwane prawem Darcy'ego lub liniowym prawem filtracji, określającym zależność prędkości filtracji od spadku hydraulicznego w warunkach ruchu laminarnego.

Prawa Darcy'ego nie stosuje się do skał i gruntów o dużej porowatości i szczelinowości, ponieważ wtedy ruch cząsteczek wody jest zakłócony przez dodatkowe siły pulsacji i inercji, proporcjonalnie do kwadratu prędkości filtracji.

W ten sposób ruch laminarny przechodzi w ruch turbulentny a podstawowe prawo filtracji można zapisać:

l = a v + b v²

a i b - wsp. zależne od charakteru przepływu

v - prędkość filtracji: v = Q / F

Jeżeli człon b v² jest nieskończenie mały w porównaniu z członem a v, co występuję warunkach, ruchu laminarnego, czyli przy małych prędkościach filtracji - może być pominięty

W warunkach ruchu turbulentnego można zapisać

l = a v²

Jeżeli 1 < n < 2, a=1 / k. wtedy można zapisać:

Gdzie a

CIŚNIENIE SPŁYWOWE

Przepływająca w gruncie woda powoduje zmianę stanu naprężeń.

Ogólna teoria cieczy opiera się na równaniu staniu, które wiąże ciśnienie z gęstością.

Równanie ruchu ogranicza się tylko do przepływu ustalonego, tzn jeśli w każdym punkcie wody prędkość się nie zmienia - mamy wtedy do czynienia ze statycznym polem wektorowym. Można więc, narysować linie, które są zawsze styczne do prędkości wody, są to linie prądu.

Twierdzenie Berneulliego podaje, że wartośc energii przypadającej na jednostke masy cieszy można przedstawić w postaci sumy:

Z - wysokość położenia

U i Qw g - wysokość ciśnienia

v² i 2g - wysokość prędkości,

Ez - wysokość słupa wody w rurce piezometrycznej

Dwa pierwsze człony równania przedstawiają wartość energii potencjalnej, a trzeci - energii kinetycznej.

PRZEPŁYW OBJĘTOŚCIOWY WÓD PODZIEMNYCH

Zwierciadło wody gruntowej jest granicą pomiędzy strefą saturacji i aeracji.

Nie jest ono ograniczone warstwami nieprzepuszczalnymi, jest więc niewymuszone i dlatego nosi nazwę zwierciadła swobodnego. Powierzchnia zwierciadła wykazuje z reguły pewne nachylenie od którego zależy prędkość .przepływu wód podziemnych.

Rys.

Spadek hydrauliczny jest stratą wysokości hydraulicznego strumienia wody podziemnej na jednostkę drogi filtracji.

Kształt powierzchni zwierciadła wód podziemnych przedstawia się za pomocą hydroizohips - są to linie łączące punkty swobodnego zwierciadła wód podziemnych na tej samej wysokości względem poziomu morza, który stanowi powierzchnię odniesienia.

WYBRANE METODY OBLICZANIA OBJĘTOŚCI PRZELYWU WÓD PODZIEMNYCH

1. Obliczanie przepływu objętościowego w warstwie wodonośnej.

Zakładając ruch laminarny wody w warstwie wodonośnej co odnosi się głównie do warstw o porowym systemie krążenia ustala się jednakowy przepływ w przekroju prostopadłym do kierunku ruchu wody - wychodząc z równania Darcy'ego. Jeżeli występuje zmienna miąższość warstwy zawodnionej ustala się średnią miąższość warstwy.

(h₁ + h₂) / 2

Która w jednostkowym przekroju o szerokości 1m odpowiada jednostkowej powierzchni F. Spadek hydrauliczny „i” wynosi (h₁+h₂) / l.

Ustalony stąd przepływ jednostkowy q określa ilośc wody przeływającej w jednostce czasu przez przekrój o szerokości 1m. Zatem:

Gdzie h i l przyjmuję się w [m] a q w [m³/dobę] lub [m³/s]

Znając wartość q można obliczyć przepływ wody przez cały badany przekrój o szerokości B, wtedy:

Q = B x q

Jeżeli woda występuję w warstwie pod ciśnieniem zgodnie z rysunkiem wtedy przepływ jednostkowy oblicza się według:

2. Obliczanie dopływów wód podziemnych do wykopów budowlanych i odkrytych wyrobisk górniczych.

2.1. Dopływ wody do rowu - określa się przy projektowaniu robót melioracyjnych oraz odwadniających rowów drogowych, wykopów drogowych i innych wydłużonych w jednym kierunku. Obliczanie przeprowadza się według następującego schematu:

Rys.

Dla rowu i wyrobiska dogłębionego dochodzącego do warstwy nieprzepuszczalnej, jednostkowy dopływ wody wynosi:

Jest to dopływ jednostronny.

---