Документ Microsoft Office Word

Типы долин:

А - синклинальная долина; Б - антиклинальная долина; В - моноклинальная долина; Г - долина, заложившаяся вдоль линии разлома; Д - долина-грабен.

23. Геологическая деятельность морей. Осадки моря и их строительные свойства.

Геологическая деятельность моря проявляется в двух направлениях – разрушительном(связанная с движением морской воды) и созидательном(осадкообразование).

Морские осадочные породы делятся на обломочные (песок, ил, глины), органогенные (известняки, мел) и химические (известняки)

Окаменение морских осадков, т.е. преобразование их в осадочную породу, включает в себя процессы: выщелачивание, образование новых минералов, перекристаллизацию и цементацию. 24. Геологическая деятельность ледников. Ледниковые отложения и их строительные особенности.

Ледниками называют скопление льда и фирны, медленно движущиеся в сторону падения рельефа.

При движении, ледник отрывает, срезает и уносит обломки пород своего ложа – от глинистых и пылеватых частиц до очень крупных валунов, этот обломочный материал называют мореной. Геологическая деятельность ледников складывается из взаимосвязанных процессов разрушения горных пород подледникового ложа с образованием разнородного обломочного материала, переноса материала и его аккумуляции. Специфика моренных отложений определяется в первую очередь их образованием вследствие процессов механической дезинтеграции исходных пород и отсутствием процессов химического выветривания.

В целом морены слагаются несортированными рыхлыми обломочными горными породами, чаще всего валунными глинами, суглинками, супесями, реже валунными песками и грубощебнистыми породами, содержащими валуны, щебень, гальку. Древние морены называют тиллитами. 25. Зависимость строительных свойств горных пород от условия образования, нахождения, минерального состава.

Горные породы по происхождению делятся на магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы образовались в результате остывания магмы. Во время извержения вулкана магма теряет летучие вещества и в таком виде называется лавой.

Осадочные породы образовались во внешней зоне земной коры, при поверхностном движении и температуре, в результате разрушения других пород, жизнедеятельности организмов.

Метаморфические породы в результате глубокого преобразования магматических и осадочных пород.

26. Карта, отображающая геологическое строение местности, называется геологической. На карте показывают контурами, индексами, окраской или штриховыми знаками площади распространения на земной поверхности дочетвертичных горных пород различного возраста, контакты их между собой, а также основные тектонические дислокации

Четыре группы карт:

Мелкомасштабные - обзорные, составлены для общего освещения геологического строения больших площадей.

Среднемасштабные - региональные, показывают геологическое строение отдельных единиц территории.

Крупномасштабные – освещающие геологические условия отдельных районов. Специальные – показывают детальные геологические условия площадей крупного строительства. 27. Парообразная вода – находится в форме водяного пара в воздухе, присутствующем в порах, трещинах горных пород и в почве. Связанная вода – присутствует в глинистых породах, удерживается на поверхности частиц силами. Капиллярная вода – находится в капиллярных порах и трещинах горных пород, где удерживается при помощи капиллярных сил Гравитационная вода – движение воды происходит под влиянием силы тяжести и напорного градиента Кристаллизационная вода – входит в состав кристаллической решетки минералов. Вода в твердом состоянии – в форме льда.

28. Водно – физические свойства горных пород: водоемкость, водоотдача, недостаток насыщения, водопроницаемость. Водоотдача — способность породы, насыщенной водой, отдавать путем свободного стекания то или иное количество воды. Характеризуется коэффициентом водоотдачи, т. е. отношением объема стекающей из насыщенной породы воды к объему всей породы, и выражается либо в долях от единицы, либо в процентах. Недостаток насыщения горной породы – количество воды, которое может вместить в себя горная порода в естественных условиях ее влажности. Недостаток насыщения горной породы выражается процентным отношением объема воды, идущей на насыщение, к объему породы. Водопроницаемость — способность породы пропускать через себя воду. Водопроницаемость и водоотдача зависят от пористости, от размера и формы пор породы. Чем больше диаметр пор, тем лучшей водопроницаемостью и большей водоотдачей обладают породы.Влагоёмкость горных пород - способность горных пород, вмещать в пустоты и удерживать определённое количество воды.

29. Основные законы фильтрации и их применение. Линейный закон фильтрации. Ламинарное движение подземных вод подчиняется линейному закону фильтрации , известному под названием закона Дарси и имеющий следующий вид: Q=kJω. Линейный закон фильтрации – основной закон движения подземных вод. Он справедлив для движения воды в рыхлых и трещиноватых породах при весьма широком диапозоне скоростей фильтрации.Однако если скорость фильтрации превышает некоторое значение ее , называемое критическим , то прямая пропорциональность между скоростью фильтрации и градиентом напора не соблюдается. Это может наблюдаться в карстовых полостях и очень крупных трещинах. В таких случаях ламинарное движение сменяется турбулентным. Нелинейный закон фильтрации. Турбулентное движение , характерное для сильно трещиноватых пород с крупными пустотами и трещинами , подчиняется нелинейному закону фильтрации , который выражается формулой Шези-Краснопольского. U=k√I . Таким образом , при турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна напорному градиенту в степени 1/2 . Таким образом фильтрация подземных вод в принципе возможна и сквозь относительно водоупорные глинистые отложения – при определенных градиентах напора. 30. По происхождению подземные воды делятся на инфильтрационные , конденсационные , седиментационные и воды магматического т метаморфического происхождения. Инфильтрационные ( ведозные ) воды образуются в результате просачивания с поверхности земли осадков в пустоты горных пород. Эти воды составляют основную часть подземных вод. Конденсационные воды образуются при конденсации водяного пара , перемещающегося под влиянием разности упругости его из атмосферы в горные породы или внутри горных пород. Седиментационные воды образуются за счет вод водоемов , в которых происходило накопление осадочных пород. Эти погребенные воды , сохранившиеся в глубоких частях закрытых гидрогеологических и нефтегазоносных структур. Воды магматического и метаморфического происхождения образуются при извержении и застывании магмы , а также выделяются при метаморфизации минералов и горных пород. Известны классификации подземных вод Саванеского , Ланге , Овчинникова и др. В основу классификации положены разлицные признаки. Подземные воды заключенные в порах например в песчаных породах называют поровыми , в трещинах – трещинными. Различают подземные воды по возрасту водомещающих пород – воды каменноугольных , четветичных отложений , по происхождению этих пород – воды аллювиальных отложений , флювиогляциальных и др. В зависимости от гидравлических свойств подземные воды могут быть грунтовыми , или безнапорными , и напорными , или артезианскими31. В зависимости от гидравлических свойств подземные воды могут быть грунтовыми , или безнапорными , и напорными , или артезианскими. В некоторых классификациях выделяют межпластовые воды , залегающие между водонерпоницаемыми пластами. Они могут быть напорными и безнапорными. 32. Верховодка – временный водоносный горизонт образующийся на линзах и переслойках слабопроницаемых пород. Она образуется в результате просачивания осадков , поверхностных и оросительных вод – во всех случаях , когда скорость поступления на такие линзы и переслойки больше , чем скорость просачивания через них воды. Верховодка при интенсивном питании может сливаться с водоупора пополняя грунтовые воды. Верховодки по продолжительности существования и химическому составу воды весьма разнообразны в зависимости от характера источника питания и водосодержащих пород , климатических условий и др. Чаще всего верховодки носят сезонный характер вследствии испарения и транспирации. Из-за частой загрязненности , а в аридных областях из-за повышенной минерализации верховодка в большинстве случаев не является надежным источником водоснабжения. 33. Грунтовые воды залегают на первом от поверхности земли водопроницаемом или слабопроницаемом слое. На всей площади развития эти воды могут получать питание сверху за счет инфильтрации осадков и поверхностных вод. Их поверхность свободная , то есть давление на этой поверхности равно атмосферному. В скважинах и колодцах вскрывающих грунтовые воды , как правило , устанавливается на той глубине на которой был вскрыт.

34. Напорные воды. Артезианские воды залегают в водопроницаемых отложениях , заключенных между водонепроницаемыми , полностью заполняют пустоты в пласте мощностью m и находятся под напором H. Поэтому в скважинах , вскрывающих эти воды , уровень поднимается выше отметки вскрытия и часто выше поверхности земли , в результате чего скважины фонтанируют \. Установившийся в скважине уровень воды называют пьезометрическим. Его выражают в абсолютных отметках. Артезианские воды образуются при определенном геологическом строении – чередовании водопроницаемых пластов с водоупорными. Они приурочены в основном к синклинально или моноклинально залегающим свитам пластов. Площадь развития одного или нескольких пластов называется артезианским бассейном. Источники питания напорных вод – осадки , фильтрационные воды рек , водохранилищ , оросительных каналов и др. Напорные воды в определенных условиях пополняются грунтовыми. О формах связи напорных вод с грунтовыми можно судить по совмещенным картам изопьез и гидроизогипс , построенным на одну дату. Разность отметок в точках пересечения изопьез и гидроизогипс равна превышению пьезометрического уровня над уровнем грунтовых вод , или наоборот. Карта изопьез выявляет также связь порных вод с реками , влияние на эти воды водозаборных скважин , водохранилищ и других сооружений.

35. Под грунтовыми водами понимают свободные (гравитационные) воды первого от поверхности Земли стабильного водоносного горизонта, заключенного в рыхлых отложениях или верхней трещиноватой части коренных пород, залегающего на первом от поверхности, выдержанном по площади водоупорном слое. Область их питания совпадает с областью распространения водопроницаемых пород. Верхняя граница зоны насыщения называется уровнем или зеркалом грунтовых вод . Порода, насыщенная водой, называется водоносным горизонтом, мощность которого определяется расстоянием по вертикали от зеркала грунтовых вод до водоупора. Она изменяется в пространстве и во времени. Питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков, местами за счет инфильтрации вод рек и других поверхностных водоемов. Режим грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод, количество и качество их изменяются во времени. Это тесно связано с меняющимся количеством инфильтрующихся атмосферных осадков. В многоводные годы при большом количестве атмосферных осадков (включая и снеговой покров) уровень грунтовых вод повышается, а в маловодные годы понижается. При таких колебаниях некоторые слои пород то заполняются водой, то осушаются. В результате периодически появляется зона переменного насыщения, находящаяся над зоной постоянного насыщения. Вместе с колебанием уровня грунтовых вод изменяется дебит (франц. "дебит" - расход) источников, а иногда и химический состав. В режиме грунтовых вод определенное значение имеет также их взаимодействие с поверхностными водотоками и другими водоемами. Направленность процессов взаимодействия во всех случаях определяется соотношением уровней подземных и поверхностных вод, что связано с рядом факторов, среди которых важнейшее значение имеют климатические условия. В районах с влажным и умеренным климатом реки, как правило, дренируют подземные воды, уровень которых имеет наклон к реке, но во время половодья и паводков происходит отток воды из реки и повышение уровня грунтовых вод .Изменение положения уровня грунтовых вод при изменении фильтрационных свойств пород. В этом случае реки выступают в качестве временного дополнительного источника питания подземных вод, в результате происходит сокращение или полное прекращение разгрузки грунтовых вод в бортах долины реки. После спада паводка уровень грунтовых вод, стремясь к равновесию, постепенно снижается и приобретает свой обычный уклон к реке35.(продолжение) В районах с аридным климатом, где количество атмосферных осадков очень мало, уровень грунтовых вод нередко понижается от реки. В этих условиях происходит инфильтрация воды из рек, пополняющая подземные воды. Такая инфильтрация имеет место из рек Амударьи и Сырдарьи при пересечении ими степных районов. В аридных областях могут формироваться линзы пресных вод под такырами и вблизи каналов.При изучении режима грунтовых вод важно знать: 1) высотное положение их уровня и уменьшение его во времени и по площади; 2) дебит источников; 3) количество выпадающих атмосферных осадков; 4) изменение уровня воды в поверхностных водоемах и реках, с которыми связаны грунтовые воды. Изучение этих вопросов и систематические замеры уровня грунтовой воды в колодцах и специальных буровых скважинах производятся на многочисленных режимных гидрогеологических станциях. По результатам этих замеров, соответствующих определенному времени, строятся карты гидроизогипс (греч. "изос" - равный, "гипсос" - высота), на которых отражаются линии, соединяющие точки с одинаковыми абсолютными отметками уровня грунтовых вод. По карте гидроизогипс можно определить направление грунтового потока, глубину и характер залегания уровня грунтовых вод и зависимость его уклона от водопроницаемости отложений и мощности водоносного горизонта.

36. Естественный режим грунтовых вод. Естественные режимы подземных , в основном грунтовых вод в зависимости от действующих факторов подразделяют с некоторой условностью на климатические , гидрологические , режимы подземного притока и комплексные. Климатические режимы связаны с влиянием климатических факторов, под действием которых изменяется баланс грунтовых вод , то есть соотношение питания и расходования их. Грунтовым водам , характерезующимся данным типом режима , свойственно питание за счет осадков. Поскольку инфильтрационное питание зависит не только от количества выпавших осадков и распределения их по сезонам года , но и от испарения , водопроницаемости , мощности и теплового режима зоны аэрации , то характер колебания грунтовых вод может быть разным. Гидрогеологические режимы обусловлены влиянием поверхностных водотоков и водоемов. В отличие от климатических гидрогеологические факторы воздействуют на режим подземных вод путем не только изменения их баланса , но и гидростатической передачи напора. Режим подземного притока характерен для районов в которых режим подземных вод отражает влияние притока из области питания. Наиболее типичен для периферических частей конусов выноса и предгорных шлейфов , где грунтовые и напорные воды синхронно повторяют с опозданием колебания расходов рек в области питания. При неглубоком залегании грунтовых вод, кроме гидрогеологических факторов и подземного притока , воздействуют климатические и биологические факторы. При равном примерно влиянии всех рассмотренных факторов сформируются комплексные режимы грунтовых вод с весьма разнообразными формами колебаний уровня. Геологические процессы также оказывают влияние на режим подземных вод. Например , в результате землетрясений нередко измеряется уровень воды в колодцах и дебит нисходящих и восходящих родников. Исчезают действующие и возникают новые родники. Минерализация и химический состав грунтовых вод в природных условиях менее изменчивы , чем уровень. Химический состав напорных вод в большинстве случаев отличается постоянством

37. Нарушенный режим грунтовых вод. Под влиянием хозяйственных факторов естественные режимы подземных вод могут нарушаться. Режим подземных вод в районе водохранилищ. Водохранилища создают подпор грунтовых вод на участках речных долин , где река да этого дренировала грунтовые воды , или усиливают их питание за счет реки. В результате повышается уровень грунтовых вод , а при определенных гидрогеологических условиях – и пьезометрический уровень напорных вод. Подъем уровня подземных вод наблюдается вблизи водохранилища. При проектировании водохранилищ на основании гидрогеологических исследований составляют прогноз подпора грунтовых вод , чтобы своевременно принять меры борьбы с подтоплением застроенных территорий , заболачиванием и засолением земель. Режим подземных вод в районах эксплуатации. Отбор подземных вод для водоснабжения или орошения приводит к уменьшению запасов воды в пласте. В результате снижается уровень подземных вод с образованием депрессионных воронок , радиус которых при напорных водах может достигать многих десятков километров. Режим подземных вод на площади искусственного пополнения. Одна из мер борьбы с истощением подземных вод- пополнение запасов из путем задержки поверхностного стока и усиления инфильтрации его. Наиболее переспективные районы для этого – конусы выноса. Для задержки и поглощения поверхностных вод устраивают специальные инфильтрационные бассейны . Запасы грунтовых вод пополняют преимущественнов осенний ,зимний и весенний периоды , когда проходят паводки , а потребность в воде нименьшая. Аккумулированная вода благодоря глубокому залеганию предохранения от испарения. Воды эксплуатируют путем откачки из скважин. Режим подземных вод в районах осушения месторождения полезных ископаемых. В некоторых угольных шахтах на 1 тонну добытого угля приходится откачивать несколько десятков кубических метров подземных вод. В результате откачки снижается уровень грунтовых и напорных вод , создаются глубокие депрессионные воронки – не меньше , чем при крупных водозаборах. Это может осложнить условия водоснабжения прилегающей территории. Режим грунтовых вод на застроенных площадках. Уровень грунтовых вод часто повышается вследствие утечки воды из водопроводно-канализационных коммуницаций , поливов насаждений , асфальтирования улиц , уменьшающего испарение и так далее.

38. Особенности режима грунтовых вод на мелиорируемых землях. Эффективность орошаемого земледелия наиболее высокая при сохранении природных или создании искусственных , благоприятных для растений водного , воздушного и солевого режимов орошаемых почв. Это возможно при условии , если будет исключена отрицательная роль грунтовых вод в процессах почвообразования , а именно: вторичное засоление и заболачивание почв , связанные с неглубоким залеганием грунтовых вод. Засоление почв наносит значительный ущерб сельскому хозяйству. Характер и степень засоления почв связанны с химическим составом и минерализацией грунтовых вод. Солевое засоление почв может возникнуть при пресных грунтовых водах , если они щелочные. Вторичное засоление почв другими солями начинает заметно проявляться при минерализации более 1г/л. Оно зависит также от режима орошения , наличия искусственного дренажа , химического состава оросительной воды и других факторов. С точки зрения процессов почвообразования благоприятными следующие случаи залегания грунтовых вод в орошаемых районах: автоморфный режим – когда грунтовые воды залегают глубже 5-10 метров , полуавтоморфный 2,5-3 метра . Для анализа и прогноза режима грунтовых вод на орошаемых землях и для разработки иероприятий по регулированию режима необходимо знать баланс грунтовых вод и содержащихся в них солей , а также изменения балансов во времени.

39. и 40. Расход грунтового потока на горизонтальном водоупоре. Рассмотрим закономерности движения потока используя закон Дарси. Напор определяется относительно горизонтальной плоскости , за которую принята поверхность водоупора. Кривая уровня грунтовых вод , называемая депрессионной кривой , ограничивает сверху водонасыщенную часть пласта , мощность потока y- величина переменная. Напорный градиент в любом сечении равен тангенсу угла между касательной к депрессионной кривой с осью абсцисс. При координатах точки x и y тангенс рассматриваемого угла равен первой производной от y по x. В связи с уменьшением y по мере увеличения x производная отрицательна. Тогда напорный градиент равен: I = - dy/dx , Выражение единичного расхода плоского потока подземных вод q , то есть расхода по ширине потока , равной единице , по Дарси , имеет следующий вид: q = - ky dy/dx . Находим выражение единичного расхода , известное под названием формулы Дюпюи: q = [k (h1-h2)]/2l (h12 и h22) , это выражение одновременно является уравнением дпрессионной кривой плоского потока при горизонтальном водоупоре. Оно позволяет определить h1 в любой заданной точке расположенной выше по течению потока на расстоянии l. При наклонном водоупоре напор в сечениях I и II принимается над горизонтальной плоскостью сравнения О-О и напорный градиент будет равен: I = (H1 – H2)/l. Единичный расход подземного потока вычисляют по формуле: q = k(H1-H2)(h1+h2)/2l. Водозаборные сооружения предназначены для отбора подземных вод на орошение и водоснабжение , для понижения уровня подземных вод при осушении сельскохозяйственных земель , строительных котлованов и месторождений полезных ископаемых , а также для проведения опытно-фильтрационных исследований.

41. Определение притока воды к совершенному и несовершенному грунтовому колодцу. Совершенная скважина в безнапорном однородном водоносном слое при установившемся режиме фильтрации. Для расчета расхода скважины исходной является формула Дарси: Q=klω , площадь сечения: ω = 2ПИxh , Напорный градиент: I=dh/dx , Q=2ПИxkkdh/dx , Для первого случая проходящего через скважину , до сечения совпадающего с контуром депрессионной воронки: Q=(ПИ*k (h0-hc))/(lnR-lnr) , ( h02 – hc2). Для второго случая , для отрезка депрессионной кривой между сечениями x1 и x2 , где заложены наблюдательные скважины , в которых высота столба воды соответственно h1 и h2 : Q=(ПИ (h2-h1))/(lnx2-lnx1) (h22-h12). Приведенные формулы позволяют рассчитать расход скважины для заданных условий или по известному расходу найти коэффициент фильтрации водоносного слоя , из которого проводили откачку. Расход несовершенной скважины. Несовершенные скважины по сравнению с совершенными оказывают дополнительное сопротивление потоку подземных вод , поступающему в скважину при откачке. Поэтому при равном понижении расход несовершенного колодца меньше , чем совершенного. При глубоком залегании водоупора большинство сооружаемых скважин является несовершенными. В зависимости от конструкций приток воды в несовершенные скважины возможен через стенки и дно , только через дно или только через стенки. Q=2,73klckSck/(lgalck-lgrcr) .

42. Расход напорного потока. Напорное течение наблюдается в закрытых руслах без свободной поверхности. Напорные потоки (напорные движения) - это такие, когда поток ограничен твердыми стенками со всех сторон, при этом в любой точке потока давление отличается от атмосферного обычно в большую сторону, но может быть и меньше атмосферного. Движение в этом случае происходит за счёт напора, создаваемого, например, насосом или водонапорной башней. Давление вдоль напорного потока обычно переменное. Напорные потоки, как правило, наблюдаются в водопроводных трубах— работают полным сечением. Такое движение имеет место во всех гидроприводах технологического оборудования, водопроводах, отопительных системах и т.п. Расход воды в напорных потоках напрямую зависит от скорости протекающей жидкости и площади проходного сечения. При этом площадь сечения ограничена стенками водовода и поэтому всегда известна. Для определения расхода требуется умножить площадь сечения на скорость потока. 43. Определение притока к напорному колодцу при установившемся и неустановившемся режиме движения. Рассмотрим вопрос о притоке подземных вод к водозаборным сооружениям. Водозаборные сооружения (скважины, колодцы) предназначены для отбора подземных вод на орошение и водоснабжение, для понижения уровня подземных вод при осушении с/х земель, строительных котлованов и месторождений полезных ископаемых, а также для проведения опытно-фильтрационных исследований. Для расчета дебита(кол-во воды которое можно получить из скважины в ед. времени) скважины исходной является формула Q=kIω , в которой напорный градиент по мере приближения к скважине увеличивается и площадь сечения потока уменьшается. ω=2πxh ,I=dh/dx Несовершенные скважины по сравнению с совершенными оказывают дополнительное сопротивление потоку подземных вод, поступавшему в скважину при откачке. Поэтому при равном понижении дебит несовершенного колодца меньше, чем совершенного.

44. Определение действительной скорости движения подземных вод методом индикаторов.Этот метод заключается в погружении в опытную скважину веществ, изменяющих химический состав (или цвет) воды, и в улавливании этой воды в наблюдательных скважинах, расположенных ниже по течению подземных вод. Действительную скорость движения воды вычисляют по формуле u=l/(t_2-t_1), где l – расстояние между опытной и наблюдательной скважинами; t_2 – время обнаружения индикатора в наблюдательной скважине; t_1 – время погружения индикатора в опытную скважину. Метод индикаторов подразделяется на химический, колометрический и электролитический. Химический метод-основан на использовании в качестве индикатора иона хлора, вводимого в скважину в виде раствора поваренной соли, который не сорбируется породой. Предварительно определяют содержание хлор-иона в воде. Появление индикатора в наблюдательной скважине устанавливают титрованием отбираемых проб раствором азотнокислого серебра. Момент появления индикатора фиксируют. Электролитическим способ- Для этого в опытную скважину вводят электролит (обычно хлористый аммоний) и следят за изменением электропроводимости между опытной и наблюдательной скважинами. Для этой цели используют миллиамперметр, по данным которого строят график изменения силы тока во времени.Колометрический метод-в качестве индикатора используют крастители, не поглащающиеся породой.При щелочных водах применяют флюоресцеин, эозин и другие предварительно растворенные в растворах щелочи. Если воды кислые, используют метиленовую и анилиновую синьки, растворенные в слабых растворах кислот.

45. Определение коэффициента фильтрации лабораторными способами. Коэффициент фильтрации является показателем водопроницаемости пород.Он имеет ту же размерность, что и скорость,- м/сут. k=(К_п γ)/ƞ , k-коэффициент фильтрации, см/с; К_п-коэффициент проницаемость, см2; γ-плотность жидкости, кг/см3; ƞ-динамическая вязкость жидкости, Па*с. Лабораторные методы определения коэффициента фильтрации основаны на использовании приборов различных конструкций, загружаемых испытуемыми образцами пород нарушенной или естественной структуры. Для несвязных грунтов применяют прибор для определения коэффициента фильтрации песчаных пород, прибор Каменского и другие. Связанные грунты испытывают в специальных приборах. Принцип определения коэффициента фильтрации в большинстве приборов основан на измерении количества фильтрующейся через породу воды под различным задаваемым напором. По этому расходу при известных напоре и площади прибора находят коэффициент фильтрации. 46. Определение коэффициента фильтрации методом откачек. Определение коэффициентов фильтрации способом восстановления воды в скважине после откачки. Когда измерения сделаны, воду из скважины вычерпывают почти до дна. Вычерпывание удобно производить специальным черпаком или консервной банкой емкостью 0,5 л, которая укрепляется на длинной деревянной ручке. После откачки воды быстро измеряют расстояние Y0, от поверхности почвы до понижения уровня воды в скважине и замечают время измерения по часам. При дальнейшем подъеме воды эти измерения периодически повторяют, при каждом измерении величины Yn, отмечают время. Эти измерения повторяют до тех пор, пока уровень воды в скважине не поднимется почти до первоначального положения (до откачки). Таких измерений делают от 6 до 8 и более. Время, через которое проводят измерения, зависит от скорости подъема воды в скважине. Когда уровень воды в скважине приблизительно займет свое первоначальное положение, нужно произвести вторую откачку из скважины и повторить измерения. Далее обработка материалов может производиться аналитическим или графическим способами. При аналитическом способе каждое значение логарифма делят на соответствующее значение секунд и получают условные тангенсы угла наклона tg a. Затем получают средние значения tga для I и II откачек. Вычисление коэффициентов фильтрации K в см/с производят по следующей формуле: K = 32,6 r2/H tg a, где r – радиус скважины, см; Н – глубина воды в скважине, см;