6.7.3. Карти ґрунтових вод.

Для виявлення характеру поверхні (дзеркала) ґрунтових вод складають карту гідроізогіпсів - ліній, що з'єднують точки з однаковими абсолютними позначками рівня підземних вод. Гідроізогіпси аналогічні горизонталям рельєфу.

Для артезіанських підземних вод складають карти п’єзогіпсів – ліній. які з'єднують точки з однаковими абсолютними позначками п'єзометричного рівня.

Для побудови карти гідроізогіпсів заміряють рівень підземних вод в спостережних гідрогеологічних свердловинах, обладнаних на дослідній території у вигляді певної мережі або створу. Карта складається на певний період часу (найнижчий або найвищий рівень ґрунтової води на певну дату, щомісяця, щодекади).

Карта гідроізогіпсів широко використовується для визначення глибини залягання, напрямку та швидкості руху ґрунтових вод, вибору місця під дренажні споруди та колодязі. Карта дає можливість знайти найбільш сприятливі місця для будівництва споруд з глибоким закладанням фундаментів. Куполоподібні підняття дзеркала води на карті свідчать про можливі утрати води із підземних водоводів.

За картою гідроізотерм визначають, з яких водоводів (гарячого чи холодного водопостачання) відбуваються витоки води. За картою хімізму встановлюють можливі аварійні витоки та проникнення шкідливих речовин у підземні води.

6.8. Динаміка підземних вод.

6.8.1. Основний закон руху підземних води.

Закони руху підземних вод використовують при гідрогеологічних розрахунках водозаборів, дренажів, визначенні запасів підземних вод. Підземні води рухаються внаслідок інфільтрації або фільтрації. При інфільтрації пересування води відбувається при частковому заповнені пор повітрям або водяною парою (зона аерації). При фільтрації рух води відбувається при повному заповнюванні пор або тріщин водою. Маса води, що рухається, створює фільтраційний потік. Рух підземних вод може бути сталим (усталеним) і несталим, напірним і безнапірним, ламінарним і турбулентним. При сталому русі всі елементи фільтраційного потоку (швидкість, витрати, напрямок) не змінюються в часі.

Для безнапірних потоків характерне неповне заповнення водою водоносного шару. Безнапірні потоки мають вільну поверхню, рух води в них відбувається під впливом сили тяжіння, режим фільтрації жорсткий.

Напірні потоки характеризуються повним заповненням водоносного шару водою, мають п’єзометричний рівень, рух води відбувається як під впливом сили тяжіння, так і за рахунок пружних властивостей води, режим фільтрації пружний.

В породах із великими тріщинами і порожнинами рух води швидкий, має вихровий характер, тобто турбулентний.

Найчастіше рух підземних вод в порах гірських порід спокійний, ламінарний. В ґрунті вода створює плоскі, криволінійні і радіальні потоки (рис.11).

Рух підземних вод відбувається при наявності різниці гідравлічних напорів. Вода рухається від місць з високим рівнем до місць з низьким рівнем. Чим більша різниця напорів Н = Н₁ – Н₂, тим швидкість руху підземних вод буде вищою (рис 12). Відношення різниці напорів Н до довжини шляху фільтрації L називають гідравлічним градієнтом I.

I = Н / L.

Рис.11. Форми потоків грунтових вод: а – криволінійний, б – плоский, в – радіальний (розбіжний), г – радіальний (збіжний)

Рис. 12 . Рух потоку ґрунтових вод

Кількість води, яка фільтрується через певний поперечний перетин водоносного шару, залежить від фільтраційних властивостей ґрунту, пропорційна площі поперечного перетину (F), різниці напорів та часу фільтрації, а також має обернено пропорційну залежність від довжини шляху фільтрації, тобто

,

де Q – кількість води (об’єм профільтрованої води, витрати), м³;

F – площа поперечного перетину потоку, м²;

К_ф – коефіцієнт фільтрації, м/добу;

t – час фільтрації, доба;

L – довжина шляху фільтрації, м.

Об’єм води, що фільтрується за одиницю часу через одиницю площі має назву швидкості фільтрації.

де V_ф – швидкість фільтрації.

За законом ламінарної фільтрації Дарсі швидкість руху підземних вод в порах ґрунту прямо пропорційна гідравлічному градієнту. Але це не дійсна швидкість руху води, а фіктивна, оскільки підземні води рухаються не по всій площі F, а лише по порах грунту.

Дійна швидкість руху визначається за формулою:

V = V_ф / n,

де n – площа, що її займають пори у поперечному перетині потоку.

Якщо гідравлічний градієнт I = 1, то V_ф=К_ф, тобто коефіцієнт фільтрації дорівнює швидкості руху води, або об’єму води, що фільтрується за одиницю часу через одиницю площі.

Рух турбулентного потоку не підпорядкований закону Дарсі. В породах з великими пустотами при турбулентному русі води користуються формулою Краснопольського