Особливості руху розсолів.
В межах одного і того ж водоносного комплексу мінералізація,відповідно, щільність і в'язкість можуть істотно змінюватися як увертикальному напрямку, так і по простиранню пласта. При цьому швидкістьруху потоку може бути виражена з
(1)
Аналізуючи записану формулу встановлюємо, що при незмінномуградієнті напору швидкість фільтрації може бути різною в результатізміни щільності й в'язкості. При збільшенні мінералізації зростання в'язкостівідбувається швидше, ніж щільності. Як вказує А. І. Сілін-Бекчурін, вінтервалі температур 5-20 ° С швидкість фільтрації прісних вод в 1,5-2 разивище, ніж розсолів. Зі збільшенням температури ці відмінності нівелюються.
Неоднорідність щільності вод необхідно враховувати при визначеннінапору або тиску. Для прісних вод, що володіють щільністю рівній I,гідродинамічну картину можна оцінювати, обмежуючись лише данимистатистичних рівнів у свердловинах. Однак, для мінералізованих вод,відрізняються до того ж різною щільністю в різних точках пласта порезультатами замірів статичних рівнів встановити гідравлічний ухил,побудувати карти гідроізопьез неможливо, тому що величини рівнів залежать відщільності.
У цьому випадку вибирається площину порівняння і аналогічно визначеннюнаведеного напору рис.2 розрахунок приведеного тиску можна вестиза формулою:
рис.1
Разом з тим в практиці досліджень відомі приклади, що фіксуютьвідхилення від закону Дерсі. Порушення прямої пропорційності міжшвидкістю фільтрації і напірним градієнтом відзначено насамперед привеликих швидкостях руху підземних вод (верхня межа придатності).
Верхня межа застосовності Дарсі. Цей межа застосування лінійногозакону фільтрації пов'язаний з так званою критичною швидкістю фільтрації, при досягненні якої не дотримується прямої пропорційності міжшвидкістю фільтрації і напірним градієнтом. Кількісний ознакавизначення верхньої межі застосовності лінійного закону фільтрації бувзапропонований М. М. Павловським (1922г.), а потім ВЛ1.Щелкечевим.
За В. Н. Щелкачеву, критичне число Рейнольдса RLкр,встановлює межу між ламінарним і турбулентним рухамипідземних вод, визначається за формулою:
(2)а що відповідає цьому числу критична швидкість фільтрації відповідно звирази:
(3)
У формулах (2), (3): n-пористість;? -кінематичний коефіцієнтв'язкості, де? - динамічний коефіцієнт в'язкості,?-щільність води,г/см3);-коефіцієнтпроникності гірських порід.
Розраховані за формулою (2) критичні значення числа Рейнольдсаопинилися в межах 4-12. Такий великий діапазон зміни критичногозначення числа Рейнольдса пояснюється тим, що відхилення від лінійногозакону фільтрації відбувається поступово і в різних умовах неоднаково взалежно від структури порового простору і від властивостей фільтрівнийрідини.
Відхилення від лінійного закону Фільтрації пояснюються тим, що ззбільшенням швидкості руху води в пористому середовищі зростає роль силінерцією. При русі води по порові каналах з великою швидкістю величинита напрямки швидкостей рідких частинок значно змінюються внаслідокзвивистості каналів і мінливості їх поперечних розмірів. Великезміна швидкостей фільтрації обумовлене наявністю значних силінерції, що призводить до порушення закону Дзрсі.
Порушення лінійного закону фільтрації може відбуватися, наприклад,при інтенсивних відкачування підземних вод »На більшій площі депрессионнойворонки, створеної відкачування, внаслідок малих ухилів має зберігатисяламінарний режим. руху: в зоні ж, яка безпосередньо примикає доводозабірних споруд, можуть мати місце відхилення від ламінарногоруху, обумовлені різким зростанням швидкостей в звуженоїпріфільтровой частини депрессионной воронки.
В умовах наявності відхилень від лінійного закону фільтрації
(перехідний режим) найбільш вірогідною формою основного закону єдвочленна залежність виду:
Y = aV + bV2, де a і b-деякі постійні, що залежать від властивостей пористого середовища тафільтрівний рідини і визначаються експериментально.
При малих значеннях швидкості фільтрації величиною bV2 можназнехтувати, тоді формула представить собою запис закону А. Дарсі: У =aV, в якій а = Y/V. При значних швидкостях Фільтрації, навпаки,величина члена bV2 стає набагато більше першого члена формули aV,без урахування якого Формула приймає вигляд
У = bV2-звідки виходить наступне вираз для швидкостіфільтрації V:
(4)
Kk-коефіцієнт фільтрації за Краснопольському.
Залежність типу (4) була свого часу запропонована
А. А. Краснопільський (1912 р.) для турбулентного режиму руху рідини іхарактеризує ток званий нелінійний закон фільтрації.
Нижня межа застосування закону Дерсі
Порушення лінійного закону фільтрації спостерігається і в області дуже малихзначень швидкостей і градієнтів. Однак точного значення нижньої межізастосовності закону Дерсі немає. Дослідженнями американськогогідрогеолога О. Мейнцера встановлена можливість застосування закону Дерсі в зернистихпородах при значеннях напірного градієнту 0,00003 -0,00004 і висловленоприпущення про справедливості лінійного закону фільтрації при ще більшмалих значеннях напірного градієнту. Експериментальні дослідження
В. Н. Щелкачева та І. К. Фоменко доводять, що фільтрація прісних і солонихвод відбувається без порушення закону Дерсі в піщаних колекторах зпроникністю до 5 МД і вище при дуже малих значеннях градієнта (n * 10 -
4) і швидкості фільтрації (n * 10-3 см/год.)
Значний інтерес представляють також дослідження фільтраціїпідземних вод через глинисті породи.
фільтрації води в глинистих породах. У дисперсних глинистихпородах, що мають вкрай малим розміром пор, пов'язана вода практичноповністю перекриває перетин норовлять канальців. Для виникненняфільтрації в таких породах необхідно створити градієнт капора, що перевищуєдеякий початковій напірний градієнт. Існування цього початковогонапірного градієнту викликано наявністю зв'язаної води, яка відрізняєтьсяза своїми фізичними властивостями від звичайної в'язкої рідини і, будучи в'язко -пластичної рідиною, володіє певною зсувне міцністю. Привиникненні напірного градієнту, що перевищує початковий градієнт,обумовлений зсувне міцністю, в глинистих породах відбуваєтьсяфільтрація, що підкоряється лінійному закону Дерсі, що записується внаступному вигляді:
V = K (Y-Yпр) = K (Y-4Yo/3) (5)
рис.2
На рис.2 показана залежність швидкості фільтрації води у піщанихпородах (пряма I) і в глинах (крива II) від напірного градієнту. Прифільтрації вода в піщаних породах існує лінійна залежність міжшвидкістю фільтрації V і напірним градієнтом I; при фільтрації води вглинах - криволінійна залежність на першій ділянці (1-2) і прямолінійнана другому (2-3). Точка 1 кривий 2 відповідає початкового напірногоградієнту I, при якому вода знаходиться в граничному стані; приперевищенні ж початкового градієнта відзначається фільтрація води, алезалежність швидкості фільтрації від напірного градієнту має прямолінійнийхарактер (ділянка 1-2 кривий II). Точка 2 відповідає значеннюграничного напірного градієнту Іпр, при перевищенні якого стаєсправедливим закон Дерсі.
Експериментальними дослідженнями С. А. Роза встановлено, що для щільних глин значення початкового напірного градієнта, при перевищенні якого починається фільтрація, може досягати 20-30, в інших випадках воно може становити кілька одиниць.
Відповідно до викладеного в природних умовах слід враховувати можливість фільтрації підземних вод через щодо водотривкі глинисті відклади.
Структура фільтраційного потоку
Для опису структури потоку використовується гідродинамічнасітка, яка складається з ліній напору і ліній струму.
Загальної структурної формою є просторовий (3-х мірний)потік, гідродинамічна сітка якої деформується по З-мпросторовим координатах.
Аналіз просторових потоків складний і такий аналіззустрічається рідко. Основними формами потоку, широко використовуються вгідрогеологічних розрахунках - плоскі (двовимірні) потоки у вертикальномуперетині (профільні) і в плані (планові), для яких характернадеформація гідродинамічної сітки в будь-якій одній площині.
У профільних потоках деформації ліній струму відбуваються у вертикальнійплощині, а в плані потік має плоско-паралельний характер, тобто в атомвипадку лінії струму в плані паралельні один одному. Приклад - фільтрація упідставі гребель.
У планових потоках деформацій ліній струмів - в плані, а ввертикальному перетині потік носить плоско-паралельний характер. Такіумови характерні для потоків великої протяжності, довжина якоїзначно перевищує їх потужність.
Найбільш простий структурної формою є лінійний (одновимірний)потік, рух якого відбувається в одному напрямку.
У плановому потоці зручно замість V фільтрації використовувати поняття питомоївитрати потоку q, що являє собою результат планового потокушириною I м; тобто площа поперечного перерізу для питомої витратичисельно дорівнює потужності пласта. При однорідному будові пласта повертикалі для запису питомої витрати потужності використовується ф. Дерсі,вважаючи Q = q,? = m, тобто q = кт * У = TУ
T [м2/сек]-провідність потоку - питомої витрати потоку при одиничномуградієнті Для планового потоку, який складається з різної проникності
q = q1 + q2 + ... = (K1 m1 + K 2m2 + ...) Y тобто T = K1 m1 + K 2m2 + ...
Тоді середній (середньозважений)
КСР = T/m = (K1 m1 + K 2m2 + ...)/m
Таким чином елементи Фільтрації потоку:
1. пьезометріческій напір H = p /? + z;
2. напірний градієнт dh/dl;
3. лінії рівних напорів;
4. лінії струмів;
5. швидкість фільтрації.
Поняття про усталеною і несталої фільтрації підземних вод.
Фільтрація підземних вод в пористої або тріщинуватих середовищі гірських порідможе мати сталий або несталих характер Строго кажучи,рух підземних вод у гірських породах завжди є в тій чи іншій мірінесталими, тобто змінним у часі. Несталої рухпроявляється у змінах рівня підземних вод, що зумовлює змінинапірних градієнтів, швидкостей фільтрації і витрати підземного потоку.
Зміни ці можуть бути викликані впливом природних або штучнихфакторів, що визначають умови харчування, руху і розвантаження підземнихвод. До числа таких факторів можна віднести нерівномірне випадання іінфільтрацію атмосферних опадів, коливання горизонтів поверхневихводойм, паводки на річках, спорудження і функціонування водосховищ таканалів, процеси зрошення і осушення земельних територій, відкачуванняпідземних вод із свердловин і гірничих виробок, захоронення стічних вод та ін
У районах, де умови харчування і розвантаження підземних вод змінюються підчасу трохи, рух підземних вод можна розглядати якусталене, тобто практично не змінюється в часі. Приусталеної фільтрації рівні і швидкість руху підземних вод в однихі тих же точках не змінюються в часі, будучи лише функцією координатпростору. H, Y, V = const.
Встановився і несталого руху підземних вод спостерігається як вбезнапірних, так і в напірних водоносних горизонтах. Особливо різковиражений несталих характер носить рух підземних вод в першуперіод роботи водозабірних споруд
При цьому наслідком несталого руху в безнапірнихводоносних горизонтах є осушення частини водоносного горизонту (вмежах створюваної депресії), що відбувається при зниженні рівня впроцесі відкачки вода. Осушення пласта в зоні впливу відкачування відбуваєтьсяпоступово, викликаючи зміна рівня, швидкості руху і витратипідземного потоку.
При вивченні умов руху підземних вод неглибоких безнапірнихводоносних горизонтів пружні властивості води і гірських порід зазвичай невраховуються, а відповідний цьому режим фільтрації називається жорстким .- n,? = const.
У напірних водоносних горизонтах несталого руху визначаєтьсяпружні властивості води та гірських порід. При розтині напірних водсвердловинами і зниженні напорів при відкачування відбувається розущільнення води зодночасним пружним розширенням порід, під впливом чого вода як бивидавлюється з пласта в свердловини (водозабірні споруди). Так виникаєсвоєрідний режим підземних вод, відповідний несталимихарактеру їх фільтрації.
Крім пружних властивостей води і гірських порід на несталого руху внапірних водоносних горизонтах можуть впливати і інші чинники;, втому числі приплив води з інших горлянок-парасольок або осушення водоносного пластав області його виходу на поверхню. При наявності постійно діючихповерхневих джерел енергопостачання, з якими гідравлічні пов'язані напірніводоносні горизонти, та інтенсивного надходження в них води з сусідніхшарів рух підземних вод стабілізується і з часом набуваєхарактер сталого. Y, V = const.
Гідродинамічні розрахунки за прогнозом і оцінці умови несталої
Фільтрації підземних вод виконуються з урахуванням фактору часу. При цьомупозовні значення параметрів потоку підземних вод визначається як функціїкоординат простору часу.
Визначення спрямованості і швидкості руху підземних вод.
Визначення спрямованості руху підземних вод.
Напрямок руху підземних вод легко встановлюється за наявності картгідроізогіпс (або гідроізопьез) за досліджуваних водоносних горизонтів. Затаким картками напрямок руху підземних вод визначається лініями струмів,проведеним перпендикулярно, до ліній рівного напору гідроізогіпсам абогідроізопьезам по ухилу потоку.
За відсутності карт, що відображають становище вільною або пьезометріческойповерхні підземних вод, для визначення напрямку їх рухунеобхідно мати не менше трьох виробок, щоб встановити позначки рівняпідземних вод. Виробки бажано мати у своєму розпорядженні по кутах рівносторонньоготрикутника з довжиною сторони від 50 до 200 метрів (чим менше ухилпотоку, тим більше відстань між свердловинами). За відомим абовстановленим відміток рівня підземних вод шляхом інтерполяції складаєтьсяплан ізолінії вільною або ізотермічної поверхні визначаєтьсянапрямок руху потоку по лініях струмів.
рис.3
Для отримання надійних даних про напрямки руху потоків підземних водслід використовувати матеріали режимних спостережень (карти ізоліній нарізні періоди часу). Визначення напрямку руху за карткамигідроізогіпс слід вважати основним методом за відсутності картдостовірних даних про оцінки рівнів в окремих точках напрямтиску підземних вод можна встановлювати за допомогоюгеофізичних (фотографування в свердловинах конусів розповсюдженнябарвника від точкового джерела, метод зарядженого тіла, заміриінтенсивності конвективного переносу тепла в різних напрямках від датчика,кругові вимірювання природного потенціалу тощо), радіоіндікаторних іінших методів.
Геофізичні методи визначення напрямку руху підземних вод.
Найбільш перспективними є односкважінние методи, в тому числі методфотографування конусів виносу від точкового джерела барвника, приякому періодично фотографуються що поширюються від спеціальноїкапсули конуса барвника на тлі стрілки магнітного покажчика. Всього заодин спуск можна наповнити до 60 знімків, напрямок руху підземнихвод визначається за напрямком конуса заносу барвника для отриманнянадійних результатів досить 4-6снімков.
Точність визначення напряму підземного потоку може бути оціненавеличиною відносної похибки від 3 до 20, значною міроюпохибка залежить від швидкості руху підземних вод. Метод можевикористовуватися при швидкостях фільтрації не нижче 0,5 м на добу. За часоміснування конуса можна орієнтовно визначити і швидкість фільтрації.
Цей метод значно менш апробовано, у порівнянні з радіоіндікаторним,але він дещо простіше у поповненні і не потребує узгодження з органамисанепідемнагляду.
Односкважінние методи здійснення напрямку руху підземнихвод не рекомендується використовувати в породах з рідкісноюі нерівномірноготріщинуватістю.
Індикаторні методи визначення напрямку і швидкості руху підземнихвод.
Одним з найважливіших показників міграції підземних вод єдійсна швидкість з руху або фільтрації V?, яка пов'язана зшвидкістю фільтрації V співвідношенням: V? = V/na, (6)де na-активна у фільтраційному відношенні пористість породи, що дорівнюєрізниці між повною щільністю no і об'ємним вмістом зв'язковий породиnс і затисненого повітря nз, тобто na = no-nс-nз.при вирішенні завдань слід враховувати, що дійсна швидкістьфільтрації, яка визначає конвективний перенесення речовини і тепла зфільтраційним потоком, може змінюватися за рахунок сорбції солей та розчинів
, Вилуговування, фільтрація мікроорганізмів та інших факторів.
При наявності карт гідроізогіпс і даних про коефіцієнт фільтрації пористостіводоносних порід дійсна швидкість V? може бути визначена зазначенням швидкості фільтрації з урахуванням (6).
Однак більш надійним вважається визначення дійсної швидкостіруху підземних вод за допомогою спеціальних корисних дослідів, серед якихнайбільш практичне застосування отримали індикаторні методи, заснованіна введенні в випробуваний горизонт через пускові свердловини будь-якихіндикаторів та визначення швидкості їх пересування в умовах підземногопотоку за часом появи індикаторів у наглядових свердловинах.
Як найбільш часто практикуючих індикаторів використовуються речовини
(флюоресцеін, уранін, еритрозин та ін), електроліти, радіоактивнііндикатори.
Перед проведенням досвіду ділянку робіт необхідно добре вивчити у геолого -гідрогеологічному відношенні. У пускових та наглядових свердловинах здопомогою геофізичних досліджень раскодометріі, лабораторних робіт іпоінтервального випробування повинні бути виділені відповідним чиномвивчені і при необхідності ізольовані пласти, горизонти або інтервали,що підлягають дослідженню.
Спостережні свердловини для простежування пересування індикаторівзакладаються нижче по потоку на відстані від 0,5 до 2 м в суглинних ісупіщаних породах, від 2 до 8ь в піщаних зернистих породах, від 3 до 15 угравійно-галькових породах, від 15 до 30 в закарстованих породах. Кількістьнаглядових свердловин (односкважінние методи) якщо для таких визначеньвикористовуються дані спостережень за зміною концентрації індикатора учасу або за його розповсюдженням безпосередньо в пусковийсвердловині (фотографування конусів розповсюдження барвників).
Поява індикатора в спостережних свердловинах встановлюється хімічно,електролітичним і колориметричні способами, при цьому перші два даютьнайбільш надійні результати.
При хімічному способі появи індикатор встановлюється за зміни йогоконцентрації в періодично відбираються з наглядових свердловин конусахводи. Для більш точного й обгрунтованого встановлення моменту появиіндикатора в спостережній свердловині результати визначення зображуютьсяу вигляді графіка зміни концентрації індикаторів в часі С = F (t)/часпроходження індикатора від пускової свердловини tмакс обчислюється з моменту йогозапуску в пускову свердловину до моменту максимальної концентрації індикаторау спостережній свердловині.
мал.4
Зміна концентрації індикатора С в спостережуваної свердловині в часі t:
1-точка появи індикатора в спостережній свердловині,
2-точка максимальної концентрації індикатора.
Дійсна швидкість руху підземних вод V? визначається як часткавід ділення пройденого індикатором відстані L на час:
V? = L/tмакс (7)
Радіоіндікаторние методи.
В останні роки все більш широке застосування для визначення напрямку вшвидкості руху підземних вод, а також для вирішення багатьох іншихпрактичних завдань набувають радіоіндікаторние методи. В якостііндикаторів для мічення води використовуються різні радіоізотопи.
Контрольним переміщенням ізотопів ведеться по вимірах інтенсивностівипромінювання їх концентрації. Можливість використання радіоактивнихіндикаторів низьких концентрацією, їх порівняно незначнасорбційна здатність і висока точність визначень зумовлюютьвеликі перспективи застосування радіоіндікаторних методів для вирішеннягідрогеологічних завдань і, зокрема, для визначення напрямку ішвидкості руху підземних вод. Найбільше застосування в якостііндикаторів знаходять різні сполуки.
Радіоіндікаторние методи застосовуються в різних варіантах та модифікаціях.
Суть односкважінного радіоіндікаторного методу полягає у проведенніспостережень за зміною в часі концентрації введеного в свердловинурадіоактивного індикатора. Зміни концентрації індикатора в часі іепюри розподілу його активності, одержані за допомогою зонда,опускається у свердловину, є підставою для визначення витрати,швидкості і напряму руху потоку підземних вод. Особливо ефективнимє цей метод при імпульсному поведінці радіоіндікаторов.
Вимірюючи на розмінну моменти часу силу струму в ланцюзі, можна визначитиелектропровідність води у спостережній свердловині і тим самим встановитимомент появи в ній солі.
Колометріческій метод полягає у визначенні часу проходженнярозчину фарби між пусковий та наглядової свердловинами.
Найчастіше беруть наступні барвники, причому кількість їхзалежить від довжини шляху руху підземних вод між пусковий інаглядової свердловинами.
| Барвник | Кількість в гамах сухий навішування на кожні 5м |
| | Шляхи для гірських порід |
| | Пухких | Трещінових і |
| | | Закарстованих |
| Флюресцін | 1-5 | 1-10 |
| Флюорантрон | 1-5 | 1-10 |
| Еозином | 5-1 | 1-10 |
| Ерінтрозін | 5-15 | 5-20 |
| Червоне бонго | 10-30 | 10-40 |
| Метиленовий синька | 10-30 | 10-40 |
| Анілінова блакитна | 10-30 | 10-40 |
| Понсо червона 2К | 5-15 | 5-20 |
таб.1
Зазначені барвники у вигляді розчину в лугу або в слабкійкислоті (2-4см3 на 1г. речовини) запускаються в пускову свердловину так само,як і при хімічному методі. Взяття проби води з наглядової свердловинипроводиться так само як і при хімічному методі. Перед взяттям проби водаповинна бути перемішана. Перша проба береться до запуску барвника.
Наявність барвника в пробі води і ступінь концетраціі йоговстановлюється за допомогою спеціального приладу - флюроскопа, в якомузнаходиться 10 скляних трубок, наповнених стандартними розчинами,концентрація яких коливається від 0 до 5%. Приймається за 100% забарвлення,отримана в результаті розчинення 0,1 кг барвника в 1 л води.
При цьому проводиться порівняння забарвлення проби води до стандартівфлюроскопа. Якщо вода проби містять зважені частки, пробу необхіднопрофільтрувати.
Документація і обробка матеріалів.
Всі наблюдаеме під час досвіду величини слід фіксувати вспеціальному журналі визначення швидкості, в якому мають бути приведенітакі відомості:
1) абсолютні відмітки покрівлі і підошви водоносного горизонту та поверхні землі;
2) абсолютні позначки верху труби забою, рівня води, глибини свердловини;
3) розріз по головному створу з показанням складу порід, дзеркала води і конструкції свердловини;
4) план розташування свердловини з показанням відстані між ними;
5) дані безпосередніх відповідей концентрації розчину (якщо застосовується хімічний метод) або сили струму (якщо застосовується електролітичний метод) і час, який відповідає цим відліку.
Обробка матеріалів полягає в побудові кривої концентрації,показаної на рис.7
рис.5
На вертикальній осі відкладається в залежності від застосовуваного методу абоконцентрації розчину в мілілітрах на літр (або витраченого AgNO3),небудь значення величину електричного струму (або опору в Омах), або дані,характеризують ступінь забарвлення води,, виражені у відсотках.
На горизонтальній осі відкладається час у годинах. Швидкістьрозраховується за формулою:, в якій величина t визначається зграфіка рис.5.
Оскільки поява розчину у спостережній свердловині відбуваєтьсяпоступово і наростання концентрації займає деякий період часу,іноді представляється скрутним вибір тієї точки на кривій в межахвід N1 до N2, до якої слід відраховувати значення часу t. При цьому
N1 відповідає появи індикатора в свердловині, а N2-моменту найбільшоюконцентрації.
При цьому керуються такими зборами. Якщо швидкість рухупідземних вод визначається для цілей складання проекту водопостачання,слід брати час t, що відповідає точці N2; це визначає найменшузначення швидкості. Якщо швидкість руху підземних вод визначається длявстановлення водопротока в гірничі виробки або під гідроспоруди,слід брати час t, що відповідає точці N1, це визначить найбільшузначення швидкості. У ряді випадків застосовують в місце індикаторіврадіоактивні ізотопи деяких елементів (геофізичні методи).
Для вивчення руху підземних вод поряд з індикаторними методамишироко застосовуються польові і свердловинні геофізичні методи. До подовимислід віднести методи електропрофілірованія, вертикального електричного,кругового та частотних зондувань, природного електричного поля, здопомогою цих методів іноді вдається встановити напрямок руху потоку,виявити приховані під наносами джерела і місця протікання поверхневих вод зрусел річок, озер і водосховищ.
Іншу групу складають свердловинні способи дослідження:резістівіметрія і термометрія, метод зарядженого тіла та ін Вони застосовуютьсядля визначення місць припливів підземних вод у свердловину і виділення зониактивного водообміну, визначення напрямку та дійсної швидкостіруху підземних вод по групах та поодиноких свердловинах.
Найбільш висока ефективність досягається при комплексномувикористанні польових і свердловинних методів.
Визначення швидкостей фільтрації за поодиноким свердловинах. Длявизначення швидкостей фільтрації застосовують електричний метод, методрадіоактивних ізотопів і термометричні.
електролітичний метод заснований на вивченні убування електроліту вштучно засоленого свердловині. Він застосовується для вивчення рухуабо слабомінералізовані прісних підземних вод, у зоні активноговодосмена. Для спостереження використовують будь-яку одиночну свердловину, необсаджену трубами або обладнану фільтрами в інтервалі водоносногогоризонту. В якості електроліту застосовують кухонну сіль. Вимірюванняпроводяться за допомогою резістівіметра за звичайною схемою каротажу.
Попередньо в свердловині виконують комплекс каротажної робіт, у томучислі і вимірювання питомої електричного опору водирезістівометром. За кривої опору оцінюють природнумінералізацію поземних вод і її зміна з глибиною. Потім в свердловинірозчиняють електроліт. З цією метою на кабель в ніші приладу міцноприв'язують вузькі мішки з кухонною сіллю. Кількість солі беруть з такимрозрахунком, щоб концентрація електроліту після його розчинення не перевищувало
2 г/л. Мішки проганяють по стовбуру свердловини кілька разів, а потім знімають зкабелю.
Одразу ж після засолення води роблять перше контрольне вимірюваннярезістівіметром. За отриманою кривої опору судять про рівномірностіконцентрації електроліту та якості підготовки свердловини. Наступнівимірювання виконують періодично, через кожні 15-20 хвилин або через 1 годину,залежно від швидкості вимивання солі. Загальна тривалість інтерваліввизначається в процесі досвіду. Спостереження тривають протягом декількохгодин, а іноді і декількох діб, до повного опріснення електроліту вінтервалі дослідження. Для надійної інтерпретації необхідно мати неменше п'яти кривих опору, послідовно наростаючими максимумамисвідчень.
За сукупністю кривих опору знятих в різний час, виділяютьмісця приток води і зону активної циркуляції, а також простежуєтьсязміна концентрації з плином часу.
Швидкість концентрації обчислюється за формулою:
, де d-діаметр свердловин;
С0-природна мінералізація підземних вод в еквіваленті NaCI;
C1, C2-концентрація електроліту в моменти часу t1, t2; m-число, що показує у скільки разів швидкість руху води всвердловині більше швидкості фільтрації води в породі.
В інтервалі активної циркуляції намічають точки або характерніділянки, проти яких визначають діаметр свердловини d? Температуру води T?питомі електролітичні опір води до засолення? 0 і післязасолення? n і час реєстрації tn. Зазвичай беруться їх середні значення.
Знаючи питомі електричні опору і температуру електроліту, завідповідними графіками для NaCI визначають природну мінералізацію
Сn в будь-які моменти часу tn.
Результати обробки записуються в таблицю. За табличним даними складаютьграфіки зміни концентрації від часу спостереження. По осі ординатвідкладають Lg (Cn-Co), а по осі абсцис в числовому масштабі часспостереження. Графік має вигляд прямої, нахиленою до осі абсцис під кутом?з осредненной частини графіка знімають значення. ;
І обчислюють швидкість фільтрації за формулою
За даними електролітичного методу будують криву або Екюр змінишвидкостей фільтрації з глибиною. По ній можна знайти середнє значенняшвидкості для будь-якого виділеного інтервалу. ;де Vi-швидкість фільтрації для малого інтервалу? Hi.
Найкращі результати виходять при дослідженнях в свердловинах великогодіаметру, пробурених в піщаних або гравійно-галькових відкладеннях. Утріщинуватих, закарстованих породах швидкості фільтрації, обчислені завищевказаним формулами, як правило виявляються завищеними у кілька разіві можуть бути використані тільки для відносної характеристики властивостейрозрізу.
Метод радіоактивних ізотопів
Заснований на тому ж принципі, що й електролітичний метод. За результатамиспостережень в свердловині вивчається швидкість зменшення концентрації ізотопів упопередньо активованої свердловині.
Попередньо в свердловині виконується гамма-каротаж. Потім її заповнюютьактивованої рідиною з концентрацією від 0.5 до 1,00 мкюрі/м3, в якійрозчинена сіль будь-якого з слабо адсорбованих радіоактивних ізотопів,наприклад 131Y, період напіврозпаду якого дорівнює 9 дними. Післяперемірювання роблять ряд вимірів гамма-випромінювання через кожні 15-30 хвилин.
У місцях приток підземних вод концентрація ізотопів буде падати, щовідбивається на показаних кривих гамма-каротажу. Свердловинні прилад передспостереженням еталоніруют і оп результатами вимірів визначають концентраціюізотопів.
Методика інтерпретацій і обробки абсолютно аналогічна описаній вище велектролітичному методі. Тільки замість концентрації електроліту, приобчисленні швидкості фільтрації береться концентрація ізотопів.
Основна перевага методу ізотопів полягає в підвищенні чіткостірезультатів. Це пояснюється можливістю приготування активованоїрідини з різко відмінними властивостями в порівнянні з підземними водами.
Питома активність розчину з концентрацією порядку 0,5-1,0 мкюрі/м3 в
15-20 разів перевищує природну радіоактивність підземних вод методізотопів можна застосувати в сильно мінералізованих водах. Метод ізотопівможна застосовувати в сильно мінералізованих водах.
Термометричні метод заснований на вимірюванні температур в штучнонагрітої свердловині невеликої глибини. З часом вода в свердловиніхолоне в слідстві перенесення тепла рухається рідиною, конвекції,теплообміну з оточуючими породами і ряду інших факторів. У зоні активноговодообміну найбільші зміни температур відбудуться, очевидно, за рахунокгоризонтальної циркуляції підземних вод. Заміряючи періодично температуруводи після нагрівання свердловини, можна обчислити швидкість фільтрації заформулою:
Де Т0 - температура води до нагрівання; Т2 і Т2 - температура води вмомент часу t2 і t1.
Термометричні метод може бути використаний для вивчення рухумінералізованих вод у зоні активного водообміну.
Визначення напрямку і дійсної швидкості руху поземних водметодом зарядженого тіла застосовується для вивчення руху прісних вод абослабо мінералізованих підземних вод, розкритих однієї свердловиною, наглибині не більше 100м (у зоні активного водообміну).
У свердловину до глибини підземного потоку опускають пористі мішки з сіллю,яка растживотворящою в рухомої рідини і розчині зноситься у водоноснийпласт, утворюючи близько свердловини рухливу зону електроліту, витягнуту знапрямку потоку. Причому передній її фронт весь час рухається зішвидкістю, приблизно рівною швидкості руху підземної води, тоді якнайбільш концентрована частина розчину залишається нерухомою близькосвердловини.
Разом з сіллю в свердловину занурюють один з електродів живитьелектричному ланцюзі, що складається з джерела струму і двох заземлень. Другезаземлення відносять на відстань у 10-12 разів перевищує глибину потоку.
Після замикання ланцюга в землі утворюється складне електричне поле,зобов'язана струмів, що стікають з зарядженої зони електроліту і обсадної труби.
Структуру поля і поведінку його в часі вивчають на поверхні землі здопомогою електророзвідувальні апаратури. Практично вимірювання зводяться дозйомки замкнутих навколо гирла Еквіпотенціальна ліній. У період обробкиматеріалів Еквіпотенціальна лини вычерчиваются на міліметрівці в зручномумасштабі. З усіх ізолініями виділяють максимальної зміщення? K і з точністюдо 100 визначають переважна їх напрямок.
рис.6
Для уточнення напрямку і швидкості потоку будують додаткові графікирозгортки (рис.6) та графіки залежності зміщення значень від часуспостереження (рис.7). Нанесені на графіки точки визначають щоб уникнутипомилок.
Якщо ізолінії знімалися на оптимальному видаленні від свердловини, швидкістьпотоку розраховують за формулою, де? S2-? S1 - максимальне зміщення запроміжок часу t2-t1, що знімається з осредненной прямолінійною частиниграфіка.
рис.7
При обчисленні швидкості по ізоліній, знятим на відстанях меншеоптимальних, необхідно враховувати впливу обсадних труб і стовпа солоноїводи в свердловині. Тоді розрахунок ведеться за формулою:
, Де l2-l1 збільшення довжини зони електроліту за проміжок часуt2-t1.
Результати обробки та інтерпретації польових спостережень представляють наодному місці для кожної свердловини з зображенням її розрізу і конструкції.
