Капиллярные и фильтрационные свойства грунтов

При осушении из грунта удаляется только гравитационная, или свободная вода. Гравитационная вода – это свободная вода, не связанная с частичками грунта, которой заполнены поры, капилляры и пустоты грунта. Эта вода под действием силы тяжести может передвигаться вниз и вытекать из грунта, а под действием капиллярных сил подниматься по узким порам (капиллярам) вверх.

Подъем воды в грунте происходит благодаря капиллярному давлению на границе вода – воздух. Величина капиллярного давления определяется по формуле Лапласа

, (2.1)

где σ – поверхностное натяжение воды; φ – краевой угол; R – радиус капилляра. Для торфяных систем сos j @ 1.

Под действием этой силы жидкость будет подниматься вверх, до тех пор, пока сила капиллярного давления Ркне уравновесится весом столба жидкости Рж, т.е. Рк = Рж. В свою очередь вес столба жидкости Рж высотой h определится из формулы

Рж = h∙ρв∙g ,(2.2)

где h – высота поднятия жидкости в капилляре; ρв – плотность воды; g – ускорение свободного падения.

Приравняв правые части уравнений (2.1) и (2.2) получим высоту поднятия жидкости в капилляре [10]:

. (2.3)

Эта формула называется формулой Жюрена (1718 год).

Из этой формуле видно, что чем меньше радиус капилляра тем выше по нему поднимается вода.

Так, если для песка, имеющего средний диаметр частиц 0,5 мм, а следовательно и более крупные капилляры, высота поднятия воды составляет 279 мм, то для глины со средним диаметром частиц 0,005мм и более мелкими капиллярами – 1537мм. В породах, составленных из частиц крупностью более 2,5 мм, капиллярного поднятия не замечается. Основным фактором, влияющим на высоту поднятия воды в капиллярах торфа, является его степень разложения. На высоту капиллярного поднятия, кроме величины пор, оказывают влияние химический состав грунта, чередование генетических слоев торфяной залежи, различных в капиллярном отношении, температура жидкости и влажность торфа. С увеличением влажности породы капиллярное поднятие в ней ускоряется.

Кроме того в тонких капиллярах торфяной залежи вода, контактирующая со стенками капилляра приобретает совершенно иные свойства, сходные со свойствами твердого тела. На высоту поднятия воды в торфяных капиллярах влияет гидрофобизация материала за счет наличия в торфяной воде битумов, гуматов и др. химических компонентов. Поэтому, несмотря на то, что с увеличением степени разложения торфа его дисперсность увеличивается, а радиус капилляров уменьшается, высота капиллярного поднятия не всегда согласуется с формулой (2.3).

По данным Л.И. Кутаиса [6] максимальная высота капиллярного поднятия для верхового сфагнового торфа низкой степени разложения составляет 50 см, для осоково-сфагнового торфа средней степени разложения – 25 см, а для осоково-сфагнового торфа высокой степени разложения – 13 см, хотя в другом источнике приводятся несколько противоречивые данные [9]. Вместе с тем, в результате многократного прохода торфодобыващих машин по торфяной залежи за счет ее уплотнения и уменьшения размера пор высота капиллярного поднятия может увеличиться на 25 – 30 %.

Передвижение грунтовых вод происходит благодаря пористому строению грунта, Единственной силой, вызывающей его, является гидравлический градиент напора I, который характеризует собой уклон свободной поверхности грунтовых вод или пьезометрической поверхности напорных вод.

Движение грунтовых вод характеризуется направлением и скоростью. Направление движения грунтовой воды бывает самым различным, и чтобы определить его, пользуются методом треугольника. Суть этого метода в следующем. На местности сооружают 3 колодца и путем нивелирования определяют отметки уровней воды в них. По отметкам уровней воды в колодцах строят карты гидроизогипс (гидроизогипсы – линии на карте или плане, соединяющие точки одинаковых отметок поверхности грунтовых вод над уровнем моря или условной нулевой плоскости).

Рис. 2.3. Схема определения направления движения грунтового потока

Направление движения грунтового потока будет перпендикулярно к гидроизогипсам.

По картам изогипс можно определить уклон поверхности грунтового потока, а, зная уклон и коэффициент фильтрации, вычислить скорость движения грунтовых вод.

Движение воды в горных породах происходит за счет разности уровней ее в двух сечениях (рис.2.1). Разность уровней h = h1 – h2 создает напор, под действием которого вода от сечения I движется в направлении сечения II. Скорость подземного потока v зависит от напора и длины пути фильтрации l. С увеличением напора она возрастает, а с увеличением пути фильтрации уменьшается. Отношение

(2.4)

называется гидравлический уклон (гидравлический градиент напора) и выражает падение напора воды на единицу пути фильтрации.

Движение подземных вод зависит от характера и размера пор, пустот, трещин, по которым движется вода, а также от величины гидравлического градиента. Движение подземных вод может быть ламинарным и турбулентным. В большинстве горных пород, например в песке, супеси, суглинках, в торфе движение грунтовой воды носит, как правило, ламинарный характер и подчиняется закону Дарси

v = KфI , (2.5)

где v – скорость движения грунтовых вод, м/с;

Кф – коэффициент фильтрации, м/с;

I – гидравлический градиент напора.

При I = 1 v = Kф, т.е. коэффициент фильтрации численно равен скорости движения воды при гидравлическом градиенте напора равным единице. Закон Дарси справедлив лишь для потоков с ламинарным режимом, т.к. только в этом случае скорость течения воды пропорциональна пьезометрическому уклону в 1-ой степени. Установлено, что закон Дарси применим лишь при незначительных пьезометрических уклонах. Так академик Н.И. Павловский считает пределами применимости закона Дарсипри I = 0,0006 – 0,01.

Закон Дарси является основным законом ламинарной фильтрации. Скорость движения воды при ламинарном режиме составляет 10^-3 – 10^-7 м/с. Можно считать, что ориентировочно ламинарная фильтрация имеет место при условии, что критерий Рейнольдса Rе ≤ 6.

Скорость фильтрации v не является действительной величиной скорости движения воды в порах. Она представляет собой такую скорость, с какой двигалась бы вода, если бы грунта не было и все сечение было занято водой, т.е. v – некая фиктивная скорость.

Действительная скорость течения воды в порах получится, если расход грунтового потока Q разделить на площадь поперечного сечения пор ωn

, (2.6)

где n – пористость грунта.

При турбулентном движении скорость подчиняется нелинейному закону и определяется по формуле Краснопольского

, (2.7)

где Кв – коэффициент водопроницаемости грунта.

Ламинарный режим движения грунтовых вод имеет место в песчаных, глинистых и торфяных грунтах, а турбулентный – в галечнике, каменной наброске и т.п.

Гидравлический градиент напора I можно определить по изогипсам или вычислить по формуле

, (2.8)

где Δh – разность напоров в начале (h1) и в конце (h2) участка фильтрации; L – длина пути фильтрации.

При I = 1 v = Кф т.е. при напорном градиенте, равным единице, скорость фильтрации численно равна коэффициенту фильтрации. Следовательно, Кф является показателем водопроницаемости грунта.

В минеральных грунтах его величина зависит от механического состава, структуры, пористости и др. (табл. 2.1).

Коэффициент фильтрации в торфе зависит от степени его разложения, дисперсности, водонасыщения, направления фильтрации, степени осушенности и др. факторов и имеет очень сложный характер. Торфяная залежь относится к неоднородным грунтам, в которых коэффициент фильтрации, гидравлический уклон и скорость движения постоянно меняются во времени. В торфяном грунте отмершие органические остатки образуют сложные переплетения из неразложившихся корней, пней, стеблей и болотных растений, создавая нечто вроде скелета, в полости которого вкраплены в большей или меньшей степени хорошо разложившиеся аморфные частицы торфа – коллоиды.

Движение воды в торфяной залежи происходит по преобладающему направлению структурных пор преимущественно в малоразложившихся слоях торфа, в то время как коллоидные частицы торфа, будучи пропитаны водой, практически являются непроницаемыми для воды. Водопроводящую роль играют также и прослойки минерального грунта, встречающиеся в торфяных отложениях. Под влиянием осушения и сопровождающего его явления осадки структура торфяного скелета изменяется, отчего изменяется и водопропускная способность торфа.

Движение воды в торфяной залежи осложняется присутствием так называемого жильного движения воды. При наличии особой внутризалежной проводящей системы в виде водяных жил, протоков или русел, являющихся погребенными древними речными руслами, движение воды в них часто имеет наибольшее значение по сравнению с фильтрацией. В торфяной залежи значительную роль в переносе воды играет «сверхмакроструктура», т.е. наличие водных жил, ходов и т.п. Поэтому коэффициенты фильтрации торфа Кф, определяемые в лабораторных условиях, дают локальные их значения и получаются в несколько раз меньше результатов, полученных в полевых условиях.

Вопросу изучения водопроницаемости торфа посвящено большое количество исследований отечественных и зарубежных ученых. Большая библиография по этому вопросу приведена в [8.]. К настоящему времени еще нет единой методики определения Кф как в полевых так и в лабораторных условиях. Принятие единой методики определения коэффициента фильтрации торфа Кф особенно важно для торфяных залежей, так как его величина значительно зависит от условий проведения опыта: направления фильтрации, градиента напора, времени сначала фильтрации, продолжительности расхода воды, фильтрующейся жидкости, водонасыщенности, соотношения диаметра и высоты образца т. д. [8].

Торфа одной степени разложения, но разного ботанического состава резко отличаются значением водопроницаемости. Одной из характерной особенностей торфяных грунтов является то, что они имеют различную фильтрационную способность в вертикальном и горизонтальном направлениях. Исследованиями установлено, что величина Кфна верховой залежи в горизонтальном направлении примерно в 30 – 50 раз больше, чем в вертикальном.

Абсолютные значения горизонтальной водопроницаемости торфяной залежи зависят от их ботанического состава, степени разложения R и в меньшей степени от зольности.

Наибольшей фильтрационной способностью отличается неразложившийся моховой очес Кф = (0,86…4,3) м/сут. и более, древесный и тростниковый торф Кф = (2,6…13) м/сут., травяной торф имеет коэффициент фильтрации от 0,26 до 4,3 м/сутки.

На основе обобщения материала обширных полевых исследований рекомендуются следующие расчетные значения Кф для неосушенной залежи[13]:

верховая R = 5 – 10 % Кф = (0,86…4,3) м/сут.;

R > 10 % Кф = (0,09…0,86) м/сут;

низинная – осоково-гипновый R = 20…25 % Кф = (0,17…0,43м/сут.;

осоковый и тростниково-осоковый Кф = (0,17…1,7) м/сут.;

древесно-тростниковый Кф = (2,6…8,6) м/сут.;

тростниковый с корневищами тростника Кф = (43…48)м/сут.;

Как правило, торф низинного типа обладает более высокой фильтрационной способностью, чем верховой. Поэтому низинная залежь гораздо легче поддается осушению, чем верховая. Древесный торф имеет более высокий Кф, чем травяной. С увеличением степени разложения торфа уменьшается Кф.

Изменение Кф при осушении может быть спрогнозировано по формуле [8]

, (2.9)

где Кф и Кфо – текущий и начальный коэффициенты фильтрации;

t – годы осушения; m = 0,4 – 0,6 для низинной залежи и m = 0,8 – 1,5 для верховой.

Коэффициенты фильтрации после осушения уменьшаются в 10…70 раз преимущественно в первые два-три года.

Для ориентировочных расчетов при проектировании осушительных систем на торфяных залежах средние значения физико-технических свойств и фильтрационной способности различных торфов могут быть приняты по данным приведенным в табл. 2.2.

Таблица 2.1.

Численные значения Кф для некоторых грунтов [по 11]

Коэффициент фильтрации используется при решении фильтрационных задач для определения дебита скважин (колодцев) в расчетах потерь воды на фильтрацию, в расчетах расстояний между осушителями (открытыми каналами и дренами).

Таблица 2.2.

Средние значения физико-технических свойств

и коэффициента фильтрации различных торфов по [13]

Примечание: для значений коэффициента фильтрации необходимо учитывать логнормальный закон распределения и значительную вариабельность (Сv = 5 – 60 %)/