RUCH LAMINARNY – ma miejsce , gdy strugi są równoległe i nie wykazują drgań ( ruchów poprzecznych). Ma on miejsce przy niektórych prędkościach przepływu. Po przekroczeniu pewnej granicznej wartości liczbowej średniej prędkości przepływu, ruch laminarny zmienia swój charakter przechodząc w ruch przejściowy później ruch burzliwy – turbulentny.

RUCH TURBULENTNY - następuje po przekroczeniu pewnej prędkości średniej granicznej. Zostaje wówczas zakłócony regularny charakter ruchu. W tym ruchu występują zjawiska: wirowanie, pulsacja, mieszanie się oddzielnych strug cieczy. w porównaniu do prędkości przesączania wody w ruchu laminarnym prędkość w ruchu burzliwym zmienia się proporcjonalnie do ½ potęgi spadku hydraulicznego. W warunkach pośrednich gdy ruch wody podziemnej ma przejściową prędkość pomiędzy ruchem laminarnym i burzliwym, czyli zachodzi z prędkością krytyczną, należy stosować dla spadku hydraulicznego wykładnik potęgi pośredniej ² /₃ ;

V= k * J ²/₃. Ruch burzliwy występuje w mocno szczelinowatych skałach oraz w skałach okruchowych, w bezpośrednim kontakcie ujęć widnych, przy dopływie wód do wyrobisk górniczych, kopalń przy wypływie wód o zwierciadle napiętym w źródle.

RUCH NIEUSTALONY - Ruch w którym choćby jedna z wielkości go charakteryzujących (prędkość, napór, ciśnienie,...) jest nie tylko funkcja położenia ale także funkcja czasu - zmienia się w czasie

RUCH USTALONY- Ruch, w którym wielkości ruch charakteryzujące, takie jak prędkość, napór, ciśnienie,.. są funkcją położenia F(x,y,z) a nie zależą od czasu, nie zmieniają się w czasie w żadnym punkcie.

LINIA PRĄDU: Prędkość przesączania cząstki w ośrodku porowatym obliczyć możemy jako pochodną drogi względem czasu pomnożoną przez porowatość n. v= n (ds/dt) prędkości składowe wynoszą odpowiednio: Vx= n(dx/dt); Vy= n(dy/dt);

Vz= n( dz/dt) z równań wynika: dx/Vx=dt/n; dy/Vy=dt/n; dz/Vz= dt/n - są to równania różniczkowe torów cząstek cieczy, w których czas jest wielkością zmienną. Wobec wartości prawych stron równań wynika:

dx/Vx(t,x,y,z)=dy/Vy(t,x,y,z)=dz/Vz (t,x,y,z)

Dla ruchu ustalonego tory cząstek pokrywają się z liniami prądu a równania linii prądu ma postać:

dx/Vx=dy/Vy=dz/Vz, stąd dla ruchu płaskiego

Vxdy-Vydx=0, wyrażenie to stanowi różniczkę zupełną jakiejś funkcji φ, która spełnia warunek:

Vx=δφ/δy Vy=- δφ/δx. Funkcja φ nazwana jest linią prądu. Po podstawieniu otrzymamy

δφ/δx dx + δφ/δy dy = δφ = 0 z tego wynika, że φ (x.z)=const jest równaniem linii krzywych, linii prądu. Funkcja prądu ma tę właściwość, że dla wszystkich punktów danej linii prądu ma wartość stałą. ψ(x,y)= const – równanie linii ekwipotencjalnych. Linie prądu są trajektoriami ortoganalnymi linii ekwipotencjalnych, a funkcje ψ i φ są funkcjami harmonicznymi sprężonymi.

Lina prądu linia przeprowadzona w polu prędkości odpowiadającemu pewnej chwili, tak że wektory prędkości odpowiadające wszystkim punktom leżącym na tej linii są do niej styczne.

WYSOKOŚC HYDRAULICZANA – w dowolnym punkcie obszaru filtracji określa się na podstawie siatki hydrodynamicznej - w szczególności linii ekwipotencjalnych. Jeżeli punkt, dla którego chcemy obliczyć wysokość hydrauliczną, leży między liniami ekwipotencjalnymi to należy wykreślić na siatce hydrodynamicznej linię prądu przechodzącą przez ten punkt, zaś wysokość hydrodynamiczną w tym punkcie określa się drogą interpolacji. Wysokość piezometryczną określa się ze wzoru: p/γ = H⁺_- z,

gdzie p- ciśnienie; H- wysokość hydrauliczna, z- pionowa współrzędna punktu, γ – ciężar właściwy przesączającej się cieczy. Spadek wysokości hydraulicznej dla dowolnego punktu obszaru znajduje się w sposób: J= -ΔH /Δs, gdzie: Δs – odległość między 2 liniami mierzona wzdłuż linii prądu Δs;

ΔH – różnica wysokości hydraulicznych pomiędzy dwoma sąsiadującymi liniami ekwipotencjalnymi.

SPADEK HYDRAULICZNY – gradient hydrauliczny: Siłami czynnymi, wywołującymi ruch cieczy są siła ciężkości i siła ciśnienia. Energia masy strumienia w dowolnym przekroju wynosi: gdzie E_P – energia potencjalna, E_k – energia kinetyczna:

E= E_P + E_k=M g z = p(M/ρ)=(Mv²)/ρ

Poprzez wzór: h=z+p/gρ + v²/2g wyrazić można energię jednostki masy cieczy poprzez wysokość słupa cieczy określającą potencjał strumienia, który nazywamy wysokością piezometryczną. Transport masy cieczy z przekroju I do przekroju II związany jest z wykonaniem przy potrzebnej na pokonanie sił oporu ruchu. Na wykonanie tej pracy zużyta zostanie część potencjału strumienia dh. W przypadku przepływu filtracyjnego prędkość przepływu i wynikająca stąd energia kinetyczna jest w porównaniu z energią potencjalną bardzo mała i może być pominięta. Stosunek przyrostu wysokości piezometrycznej do długości drogi przepływu dl nazywamy spadkiem hydraulicznym lub gradientem hydraulicznym. I = -(dh/dl)= - grad h

PRĘDKOŚĆ FILTRACJI – Fikcyjna makroskopowa prędkość przepływu wody podziemnej w ośrodku nasyconym. Wyraża natężenie strumienia filtracji przypadające na jednostkowy przekrój poprzeczny ( otrogonalny do linii prądu) ośrodka porowatego - skały a nie do przekroju efektywnej przestrzeni porowej, którą płynie woda:

v= Q/A_sk wymiar: v= [LT^I]. jednostki: m/s, m/h, m/d. zależy od: różnicy ciśnień panujących na końcu i na początku rozpatrywanego rozdziału, zatem od gradientu oraz od oporów przepływu jakie stawia grunt.

PRĘDKOŚC PORAWA – ŚREDNIA PRĘDKOŚC RZECZYWISTA – jest to prędkość makroskopowa przepływu wody podziemnej odniesiona do przekroju przestrzeni porowej, liczbowo równa stosunkowi prędkość filtracji do porowatości efektywnej. Wyraża więc rzeczywistą prędkość średnią w utworach porowych.

STRUMIEŃ – jest to suma wszystkich strug przechodzących przez dowolne pole A, posiadające

skończone wymiary. Strumień oznaczenie fizyczne. Wydatek strumienia jest to ilość cieczy przepływająca przez jego przekrój poprzeczny – prostopadły do linii prądu.

PRAWO DARCY^‘EGO:

H. Darcy był pierwszym, który zajął się zjawiskiem filtracji. Przeprowadził on doświadczenia w prostym przyrządzie składającym się z cylindra matalowego, do którego wkładał próbki piasku. Przez cylinder i próbkę przepuszczał wodę, mierząc różnice jej poziomów w cylindrze i naczyniu dopływowym i ilość wody przepływającej w jednostce czasu. Na podstawie tych doświadczeń stwierdził, że objętościowe natężenie przepływu filtracyjnego, czyli ilość wody przechodzącej przez środowisko porowate w jednostce czasu jest proporcjonalne do spadku hydraulicznego i poprzecznego przekroju środowiska filtracyjnego i współczynnika filtracji. Q= kJF

V=Q/F, V=kJ i V=u/γ * Δp/l, gdzie k – wsp. filtracji, J – spadek hydrauliczny, F – powierzchnia przekroju prowadzącego wodę , Δp – różnica ciśnień w at , γ- ciężar właściwy wody. Te dwa równania są matematycznym wyrazem prawa filtracji – prawa Darego, które wyraża liczbową zależność prędkość filtracji od spadku hydraulicznego. Prawo Darecego traci swoją wartość wszędzie tam, gdzie poza tarciem laminarnym występują dodatkowe siły oporu, w szczególności siły powierzchniowe (molekularne) i bezwładności oraz tarcia brzegowego.

HIPOTEZY PRZEPŁYWU NIELAMINARNEGO:

Provego – Forchneimena:

J= av+ bv² , gdzie: J – spadek hydrauliczny;

v – prędkość filtracji; a,b – stałe

Smrekera – Missbacha:

V= A * (J)1/n 1≤ n ≤ 2, gdzie: A – współczynnik przepływu nielamniarnego

Chezy – Krasnopolskiego stosowana dla przepływu turbulentnego: V= B √ J V= k*J – przepływ lamniarny

Q= Fk(ΔH/l) k= Ql/FΔH

Q=FV

Q(t)

Q= (πD²)/4 * k* h/V= f*( - dh/dt)

(πD²)/4 * k * 1/l * dt=(- dh/4) * (πD²)/4

Q= dv/dt (t)

(D²k)/(ld²) ∫ t1 t2 dt= - ∫ h1 h2 dh/h

WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI: Określenie współczynnika filtracji metodą przepływu ustalonego: Określenie polega na pomiarze ilości wody, która w jednostce czasu przesączy się przez próbkę skały o określonej wydajności i przy określonej różnicy ciśnień. Przyrządy są oparte na idei przyrządu Darcygo. Konstrukcja przyrządu różni się tylko zależnie od tego czy badane są skały luźne, spójne czy lite. Do badania przepuszczalności żwirów i piasków od grubo ziarnistych do pylastych może służyć aparat Wiuna typu ITB – 2W – U2. Aparat Wiuna służy do badania przepuszczalności hydraulicznej żwirów i pisków. Budowa: Tworzą go dwa metalowe cylindry umożliwiające ustalanie wody na różnych poziomach oraz pierścień, w którym umieszcza się próbkę. Grunt przeznaczony do badania musi mieć wyznaczony ciężar właściwy, ciężar objętościowy w stanie naturalnym oraz wilgotność, z czego oblicza się porowatość i wskaźnik porowatości naturalnej. Trzeba też zmierzyć pierścień aparatu. Trzeba go zważyć, zmierzyć średnicę, wysokość i obliczyć objętość, wyznaczyć ciężar objętościowy gruntu o naturalnej strukturze i wilgotności. Próbkę z zachowaną naturalną wilgotnością wysuszyć w temperaturze 105-110ºC i następnie ochłodzić. Próbkę wsypuje się do pierścienia porcjami i zagęszcza się maksymalnie. Na jego dnie i powierzchni próbki umieszcza się siatkę filtracyjną. Pierścień z próbką wkłada się do cylindra i przytwierdza się ściśle do dna. Do filtracji używa się przegotowanej lub odpowietrzonej wody. Wodę doprowadza się przez końcówkę dolną dopływu. Dopływ reguluje się tak, aby woda przebywała drogę od spodu do wierzchu badanej próbki w czasie nie krótszym niż 20 min. Pierścień przykrywa się perferowanym krążkiem i ustawia obciążnik o masie 10 kg, wywierając na próbkę nacisk ok. 104 Pa. Ustawia się na ścianie pionową podziałkę. Gdy zwierciadło wody osiągnie przelew z prawej strony, ustali się ciśnienie co 2 min. i mierzymy ilość wypływającej wody oraz różnicę Δh. Spadek hydrauliczny musi być w granicach 0,3-0,8 a ilość wypływającej wody nie większa niż 0,5 l/min. W czasie badania mierzymy stale temp. wody. Jeśli 5 kolejnych pomiarów różni się więcej niż o 2% badanie jest prawidłowe. Wówczas podnosimy przelew z lewej strony tak aby poziom wody w obu cylindrach wyrównał się. Zamykamy kraniki z dopływającą wodą, obniżamy przelew z prawej strony i wypuszczamy wodę, do poziomu przelewu prawego.

KRYTYCZNT SPADEK HYDRAULICZNY DLA KURZAWAKI:

Ikr=[( 1-n)*(p_s-p_w)]/p_w

p_{s –} gęstość szkieletu ziarnowego; p_w=- gęstość wody; n – współczynnik porowatości

G=Flp_sg(1-n)

W=Flp_wg(1-n)

P=flI_krgp_w

G=P+W

I_kr= ΔH_kr /l

G- siła ciężkości; W- siła wyporu wody; P- siła przepływającej wody

OZNACZENIE WSPÓŁCZYNNIKÓW FILTRACJI NA PODSTAWIE KRZYWEJ UZIARNIENIA:. Współczynnik filtracji zależy od granulometrycznego składu skały, porowatości i temperatury wody. Wzory oznaczające współczynniki filtracji, które wymagają wykonania analizy granulometrycznej, a nawet oznaczenia porowatości. Wzór Hazena – piaski żwiry, których średnica leży w granicach 0,1-3,0mm i U<5; k=Cde² (0,70+0,3 t) m/d, gdzie C – empiryczny współczynnik zależny od nierówności uziarnienia, de – średnica miarodajna, t – tem. wody.

Wzór Lange: C= 400+40(n-26), n- wsp. porowatości w %. Nomogram wzoru Hazema tworzy układ współrzędnych na którego osi odciętych podane są wartości średnicy miarodajnej na osi rzędnych – wartości współczynnika filtracji. Przez układ biegną krzywe charakterystyczne dla poszczególnych wartości liczbowego współ. C. Odczyt przebiega następująco: Z punktu odpowiadającego na osi odciętych wartości średnicy miarodajnej wyprowadza się prostą aż do przecięcia z odpowiednią krzywą C a stąd prostopadłą do osi r4zędnych, która wskaże na niej poszukiwaną wartość wsp. filtracji ( w tem. 10ºC). Wzór Kugera: K= 322(n/(1-n)² de² m/d

Wzór Slichtera: k= 88,3 de² m 1/η m/d; k= 496 mde² m/d, gdzie: n – wsp. porowatośc, de – średnica miarodajna, m – wsp. liczbowy zależny od porowatości, η – wsp. lepkości wody.

PODSTAWOWE RÓWNANIA PRZEPŁYWU WÓD PODZIEMNYCH: , gdzie: s – powierzchnia właściwa; φn – średnica miarodajna kanalików;

dn – średnica miarodajna gruntu; n – współczynnik porowatości; ρ – gęstość gruntu; g – przyśpieszenie ziemskie; ά – współczynnik krętości kanalików;

η – współczynnik lepkości dynamicznej;

k – współczynnik przepływu; l – długość przepływu.

PRZEPŁYW 2 ELEMENTÓW ZE ŚCIANY O POWIERZCHNI dy I dz:

przepływ przez ścianę lewą:

-( ρVx-½*(δ(gVx)/δx)dx)*dy*dz*dt

przepływ przez ścianę prawą:

ρVx+½*(δ(gVx)/δx)dx)*dy*dz*dt

sumaryczna ilość wody przepływające przez ściankę:

δ((gVx)/δx)dx*dy*dz*dt

dla ścianki dolnej i górnej:

δ((gVz)/δz)dy*dz*dx*dt

ilość wody jaka wypłynie z sześcianu to:

[δ((gVx)/δx)+ δ((gVy)/δy)+ δ((gVz)/δz)] *dx*dy*dz*dt

równanie ciągłości dla przepływu trójwymiarowego cieczy:

δ(ρn)/δt+δ(ρVx)/δx+ δ(ρVy)/δy+ δ(ρVz)/δz=0

dla ośrodków izotropowych:

Vx=-k*(δH/δx) ┐

Vx=-ky*(δH/δy) ├

Vx=-kz*(δH/δz) ┘

dla ośrodka izotropowego:

Vx=-k*(δH/δx) ┐

Vy=-k*(δH/δy) ├

Vz=-k*(δH/δz) ┘

dla jednowymiarowego:

V= -k*(dH/dl)

dla jednostajnego:

V= k*(ΔH/l)

równanie ciągłości:

(δρn)/δt+ (δρVx)/δx+ (δρVy)/δy+(δρVz)/δz=0

(δρn)/δt= ρ*(δn/δt)+n*(δρ/δt)

równanie stanu:

(δρn)/δt= [ nρ²gβw+(1-n)²ρ²βs](δH/δt)=

ρη_spr*( δH/δt), gdzie: n – współczynnik porowatośc;

βw – współczynnik ściśliwości wody;

βs – współczynnik ściśliwości skały

WARUNKI BRZEGOWE DLA PODSTAWOWYCH RÓWNAŃ PEZEPŁYWU WÓD PODZIEMNYCH: Warunki brzegowe I rodzaju występują wtedy gdy na brzegach obszaru filtracji dane są wartości funkcji h (x,y,z,t)

h= F₁(x,y,z,t). Warunki brzegowe II rodzaju występują wtedy gdy na brzegach zadane są wartości pochodnej normalnej do brzegu, co oznacza uzależnienie warunków brzegowych od wartości przepływu na brzegach δh/δn= φ; δh/δn= F₂ (x,y,z,t)

Warunki brzegowe III rodzaju – mieszane –występują wtedy gdy wzdłuż brzedu zadana jest liniowa kombinacja wartości funkcji h i jej pochodnej

δh/δn= φ co prowadzi do h+ Aδh/δn= F₃(x,y,z,t).

Warunkami brzegowymi I rodzaju określa się przypadki: granice kontaktu wód powierzchniowych np. rzeki z wodami podziemnymi, jeżeli na tej granicy nie występują dodatkowe opory filtracyjne spowodowane np. kolmotacja brzegu; granicę kontaktu wody w studniach z warstwą wodonośną; swobodne zwierciadło wody podziemnej lub wysokość ciśnienia w naporowych poziomach wodonośnych. Warunkami brzegowymi II rodzaju wyraża się przypadki: nieprzepuszczalną granicę filtracji przez którą nie ma dopływu wody podziemnej; dopływu wody podziemnej znanej wartości zachodzący przez granią badanego obszaru; granicę dzielącą warstwy wodonośne o różnej przepuszczalności na której wartość natężenia przepływu określa min stosunek przepuszczalności obu warstw; zasilanie zewnętrzne (+lub-) warstwy wodonośnej wynikające np. z infiltracji opadów atmosferycznych, parowania itp. Warunkami brzegowymi III rodzaju są przypadki: zakolmatowane brzegi rzek, jezior, rowów, studni; niedogłębione studnie, dreny, rowy, rzeki; niedogłębione przewody na granicy obszaru np. fundamenty budowli ograniczające przekrój przepływu wód podziemnych.

APROKSYMACJA DUPUIT- zmiana wysokości hydraulicznej wzdłuż jakiegoś kierunku Δ równa się zero. Na danym kierunku wysokość hydrauliczna równa się zero.

δH/δz=0 – wzdłuż osi pionowej zmiana wysokości hydraulicznej równa się zero.

APROKSYMACJA RÓŻNICOWA: Metoda przybliżonego rozwiązywania równań różniczkowych przez zastąpienie wyrażeń różniczkowych ilorazami różnicowymi i rozwiązanie powstałego układu równań liniowych. Stosowana w modelowaniu numerycznym filtracji wód podziemnych

Schemat jawny: Aproksymacja różnicowa równania filtracji nieustalonej polegająca na obliczaniu wartości ilorazu różnicowego DH/Dt w punkcie początkowym kroku czasowego. Równanie różnicowe ma postać:

gdzie: [T] - macierz wodoprzewodności [L² T^-1],
{H} -wektor wysokości hydraulicznej w chwili t₁ [L],
{H}'-wektor wysokości hydraulicznej w chwilit₂[L],
{Q}-wektor zasilania [L³T^-1],
[S] - macierz diagonalna zasobności [bezwymiarowa],
A – pole obliczeniowe Schemat jednorodnej warstwy o zwierciadle napiętym: Jednorodna warstwa wodonośna (k = const, m = const) o zwierciadle napiętym i poziomym spągu . Schemat obliczeniowy studni; Uproszczony szkic przekroju hydrogeologicznego przedstawiający położenie zwierciadła wody podziemnej lub linii ciśnień piezometrycznych przed i w czasie pompowania badawczego oraz te elementy warunków hydrogeologicznych i konstrukcji węzła hydrogeologicznego wraz z ich wymiarami, które są niezbędne dla wykonania obliczeń współczynników filtracji AK wg BN-71/8950-08.

METODA WIELKIEJ STUDNI: Zasady obliczania dopływu wody do rowu mogą mieć zastosowanie do większych wyrobisk, np. do odkrywek górniczych o ile są one wyciągnięte w jednym kierunku, tak że w rzeczywistości przypominają swym kształtem wielkie rowy . Jeśli jednak wyrobiska takie mają kształty powierzchni zbliżone do kwadratu, krótkiego prostokąta lub koła stosuje się wtedy metodę wielkiej studni. W tym przypadku przyrównuje się wyrobisko do cylindrycznej studni o takiej samej powierzchni, do której woda dopływa ze wszystkich stron. Parametrem takiej „wielkiej studni” jest promień zstępczy, którego oblicza się ze wzorów, gdzie F – powierzchnia wyrobiska w m²: r_o=√ F/π Stosuje się ten wzór gdy wyrobisko ma kształt zbliżony do kwadratu, jeżeli wyrobisko ma kształt zbliżony do prostokąta to r_o= η (L+B)/4, gdzie L – długość wyrobiska w m; B – jego szerokość; η – współczynnik liczbowy zależny os stosunku szerokości do długości. Dopływ wody do wyrobiska określają wzory: R_O = R+r_O ; dla wód o swobodnym zwierciadle: Q= 1,36* k(H² – h²)/ lg R_o – lg r_odla wód pod ciśnieniem: Q= 2,73 (kms)/(lgR_o- lg r_o), gdzie:

R – promień leja depresyjnego, k – współczynnik filtracji, H – wysokość statycznego zwierciadła w nadkładzie nieprzepuszczalnej podstawy, h – wysokość obniżonego zwierciadła w utworze przy pompowaniu wody wielkości Q, Q – ilość pompowanej wody, m - miąższość, s= H-h

SIATKA HYDRODYNAMICZNA:

Umożliwia rozwiązanie szeregu zadań hydrogeologiczno – inżynierskich, takich jak obliczanie ilości wody przesączającej się pod budowlą piętrzącą wodę lub korpus tej budowli, obliczanie dopływu do studni, itp. Podstawowe elementy charakteryzujące przesączanie wody:

wysokość hydrauliczną, prędkość filtracji, przepływ podziemny.

siatka hydrodynamiczna: Siatka linii ψ (x,z) oraz prostopadłych do nich linii ekwipotencjalnych φ (x,z) nosi nazwę siatki hydrodynamicznej. Równanie: φ (x,z) = const przedstawia krzywą płaską leżącą w płaszczyźnie x,z, wzdłuż której potencja prędkości ma stałą wartość. Linia ekwipotencjalna jest zawsze linią równych wysokości hydraulicznych. W równaniu tym po prawej stronie możemy przyjmować dowolne stałe każdej takiej stałej będzie odpowiadać inna ale zawsze tylko jedna linia ekwipotencjalna. W rezultacie przyjmując różne stałe możemy otrzymać zbiór linii ekwipotencjalnych. Analogicznie ψ (x,z)=const nazywamy linią prądu. Przyjmując różne wartości po prawej stronie tego równania otrzymamy zbiór linii prądu. Połączenie tych dwóch warunków pozwala na wykreślenie zbioru linii prądu i zbioru linii ekwipotencjalnych., które spełniają warunek ortogonalności i opisujący przepływ w sposób jednoznaczny. Zbiór ten to właśnie siatka hydrodynamiczna.

KURZAWKA: Kurzawka jest to przesycony wodą drobnoziarnisty piasek lub pył tworzący płynną masę. Powstanie kurzawki: Ciśnienie spadkowe, skierowane w górę wpływa destrukcyjnie na grunt. Przy krytycznym spadku hydraulicznym następuje upłynnienie niespoistych gruntów drobnoziarnistych (pisków drobnych i pylastych) i mało spoistych. Przy upłynnieniu opór na ścianę gruntu równa się zeru wobec nie występowania napięcia efektywnego. Oznacza to, że ziarna i cząstki gruntu nie opierają się o siebie tylko jakby pływają w wodzie. Grunt taki traci cechy ciała stałego przechodząc w ciało płynne. Upłynnienie takie nazywamy kurzawką. W stan płynny mogą przechodzić również rumosze, żwiry, piaski, lessy oraz grunty spoiste. W praktyce najczęściej spotyka się upłynnienie piasków, szczególnie pisków z pewna zawartością cząstek koloidalnych. Wyróżniamy typy kurzawek: ■ piaszczysto – koloidalne – charakteryzują się stosunkowo dużą średnicą ziaren i słabym powiązaniem elementów grubych dyspensyjnych z cząstką koloidalną. ■ pylasto – koloidalną – są to nasycone wodą utwory lessowe, charakteryzują się dużą twardością wiązań między cząsteczkami. ■ iły kurzawkowe. W wyniku badań zostały wydzielone typy gruntów zdolnych do kurzawki, które możemy podzielić na: • grunty pozbawione wiązań strukturalnych – to piaski, których wytrzymałość uwarunkowana jest wysokim tarciem wewnętrznym. Przejście ich w stan płynny związane jest z silnym obciążeniem lub utratą tarcia wewnętrznego przez umieszczenie cząstek w wodzie. Ruch rozrzedzonego gruntu jest wywołany ciśnieniem hydraulicznym, zależnym od działania strumienia filtracyjnego lub pozostającego w porach przy zmianach struktury piasku nasyconego wodą, połączonym ze zmianą porowatości. • grunty o wiązaniach koloidalno koagulencyjnych – sztywne wiązania kondensacyjne, powstające przy wysadzeniu cząstek koloidalnych, ulegają silnemu osłabieniu i przechodzą w wiązania innego typu, - koagulcyjne, charakteryzujące się zależnością wytrzymałości od wilgotności, przyjmują zdolność do przemian co warunkuje ich kurzawkowość.

SUFOZJA - Naruszenie struktury skały przez wody podziemne wyługowujące minerały lub wypłukujące ziarna (zwłaszcza drobniejsze).

ZASOBY WÓD PODZIEMNYCH (DYSPOZ, EKSPL.): ZASOBY DYSPOZYCYJNE- ilość wód podziemnych zbiornika lub jego części nadających i możliwych do wykorzystania gospodarczego przy zachowaniu ograniczeń związanych z wymaganiami ochrony środowiska naturalnego. Rozporządzenie Ministra Ochrony Środowiska, Zasobów Naturalnych i Leśnictwa z dnia 23 sierpnia 1994r. określają zasoby wód podziemnych z obszaru bilansowego, możliwe do zagospodarowania w określonych warunkach środowiskowych i hydrogeologicznych bez wskazywania lokalizacji i warunków techniczno – ekonomicznych ujęć. Zasoby dyspozycyjne ustala się w przypadku: 1. sporządzania dokumentacji regionalnej, 2. rozpoznawania terenów perspektywicznych do budowy ujęć wód podziemnych, 3. ustalania warunków korzystania z wód dorzeczy. ZASOBY EKSPLOATACYJNE- zasoby wód podziemnych możliwe do pobrania z ujęcia w jednostce czasu, w określonych warunkach hydrogeologicznych, środowiskowych, technicznych i ekonomicznych (§ 2 rozporządzenia). Zasoby te ustala się w związku z zamierzoną budową ujęć wód podziemnych, solanek, wód leczniczych i termalnych. Zasoby eksploatacyjne są wyrażone w jednostkach objętościowych w jednostce czasu (m3/h, m3/d) przy odpowiedniej depresji. Ustala się je z jednoczesnych wyznaczeniem obszaru zasobowego oraz z uwzględnieniem zasobów dyspozycyjnych zbiornika wód podziemnych, w obrębie którego znajduje się ujęcie.

PRZEPŁYW WOKÓŁ STUDNI W WARSTWIE O ZWIERCIADLE NAPIĘTYM:

Założenia: przekrój przez wyspę, studnia na środku wyspy; studnia pionowa; studnia doskonała (dogłębiona do spągu warstwy wodonośnej, zafiltrowania); miąższość M=const; spąg warstwy wodonośnej jest poziomy 0,0 0,0; strop warstwy wodonośnej też poziomy; jednorodna i izotropowa wartość warstwy wodonośnej k=const; przepływ w całym obszarze filtracji jest laminarny (prawo darcy);

następuje pompowanie wody ze stałym wydatkiem Q= const; pompowanie trwa tak długo, że przepływ staje się ustalony; przyjmujemy układ radialny;

Rozwiązanie: równanie ciągłości: const= Q=FV dla cieczy nieściśliwej jednowymiarowej dla ośrodka; F=2πr* M; V=k*dh/dr - prędkość filtracji z prawa darcego. Q=2πr* M*k*dh/dr ...

DOPŁYW DO STUDNI O ZWIERCIADLE SWOBODNYM:

Założenia: na dole nieprzepuszczalna jest warstwa; warstwa wodonośna jest izotropowa k= const.; spąg warstwy jest poziomy; studnia doskonała ( pionowa, zafiltrowana;pompujemy wody za stałym wydatkiem Q =const; w całym obszarze przepływ zgodny z prawem Darcy’ego. Przyjmujemy układ współrzędnych: ▫ układ radialny r,φ,z, ▫ poziom odniesienia względem którego spadek hydrauliczny (wzg. r). Wychodzimy z równania ciągłości: Q = Fv; F= 2πr*H; v=k*(dH/dr); równanie różniczkowe: Q=2πr*H*k*(dH/dr); H=√(Q/πk)*lnr+c;

PRZEPŁYW NA GROBLĘ Z UWZGLĘDNIENIEM DZIALANIA WÓD INFILTRACYJNYCH:

Warunki: spąg warstwy wodonośnej jest poziomy; warstwa wodonośna jest jednorodna i izotropowa; wartość infiltracji stała ε= const; przepływ jest ustalony H₁=const, H_o=cinst; wysokość hydrauliczna względem osi x; Gęstość jest stała, jest to ciecz niewłaściwa;

DOPŁYW DO STUDNI ZASILANEJ WODAMI INFILTRACYJNYMI – SZCOWANIE DOPŁYWU DO KOPALNI:

Założenia: układ współrzędnych przyjmujemy w spągu warstwy wodonośnej i w osi studni. Układ przyjmujemy radialny; warstwa wodonośna jest jednorodna, izotropowa; k=const; spąg warstwy jest poziomy; studnia jest doskonała – pionowa, dogłębiona – dochodzi do spągu warstwy wodonośnej; zwierciadło wody przed pompowaniem było poziomo; w całym obszarze przepływ jest laminarny; gęstość wody (ρ_w= const) – ciecz nieściśliwa; szkielet ziarnowy jest nie odkształcony; przyjmujemy poziom odniesienia , wysokość hydrauliczną odnosimy do spągu warstwy wodonośnej; miąższość = wysokość hydrauliczna; porowatość= const. Równanie przepływu wód podziemnych: k*(d/dr)*(H*(dH/dr))+(k/r)*H(dH/dr)+ε=0.

δH/δz=0; H(δH/δr)=u; (du/dr)+(u/r)+(ε/u)=0