G E O L O G I A SUDETICA VOL. XXII PL ISSN 0072-100X
DRENAŻ WODY W WARUNKACH LABORATORYJNYCH
Cenozoic deposits from the Sudetes and their Foreland NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH
UTWORÓW KENOZOICZNYCH SUDETÓW I ICH PRZEDPOLA Experimental water drainage using selected
Cenozoic deposits from the Sudetes and their Foreland
Stefan KOWALSKI
Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego ul. Cybulskiego 30, 50-205 Wrocław
SPIS TREŚCI
Streszczenie 1 Wykaz symboli 2
Wstęp 4 Cel i zakres pracy 5
Dotychczasowe badania ruchu wód podziemnych 6 Modele i równania opisujące przepływ wody 7 Charakterystyka środowiska hydrogeologicznego badanych osadów 9
Metoda badań 12 Wyniki badań laboratoryjnych 17
Cechy teksturalne i własności fizyczne badanych osadów 17
Uziarnienie 17 Porowatość całkowita 20
Charakterystyka wód związanych 23 Wody związane w trakcie nasycania próbek 24
Wody związane w trakcie strefowego drenażu 25 Wpływ czynników teksturalnych na zawartość wód związanych 28
Drenaż wody w nasyconym ośrodku skalnym 29 Zjawiska deformacji filtracyjnych w ośrodku porowatym 30
Czynniki teksturalne kształtujące współczynnik wodoprzepuszczalności 35
Porowatość efektywna 37 Regresja drenażu a współczynnik wodoprzepuszczalności 39
Drenaż wody w nienasyconym ośrodku skalnym 40 Zjawiska związane z procesem drenażu 40 Zmiany współczynników wodoprzepuszczalności i odsączalności w drenażu strefowym 41
Zależność współczynników wodoprzepuszczalności i odsączalności od spadku nasy-
cenia ośrodka skalnego 44 Regresja drenażu w warunkach nienasycenia 46
Czynniki teksturalne określające współczynnik odsączalności 49 Zależność między współczynnikami wodoprzepuszczalności i odsączalności . . . 52
Wykorzystanie wyników badań w warunkach polowych 54
Wnioski końcowe 56 Literatura 57 Summary 62
STRESZCZENIE. Przedstawiono wyniki hydrogeolo- szczegółową charakterystyką cech teksturalnych osadów prze- gicznych badań próbek pobranych z osadów kenozoicznych puszczalnych dla wody. Określono ich skład mineralny, wiel- dolin śródgórskich Sudetów i obszaru przedsudeckiego z pun- kość ziarna, jego obtoczenie i ku list ość oraz wysortowanie i ktu widzenia parametrów hydrogeologicznych i przebiegu zagęszczenie próbek. Z cechami tymi autor powiązał nastę- drenażu wody. Rozważania rozpoczęto od przedstawienia bu- pnie porowatość całkowitą oraz różne odmiany wód związa- dowy geologicznej i hydrogeologii badanych obszarów, ze nych, szczególnie adhezyjnych i kapilarnych zawieszonych.
2 STEFAN KOWALSKI
Wykazano ponadto zróżnicowanie zawartości wód kapilar- nych w procesach nasycania i drenażu. Zróżnicowanie to było najwyższe w próbkach osadów dolin śródgórskich, najniższe w osadach doliny Małej Panwi w obrębie Jeziora Turaw- skiego. Jednakże zawartość wód związanych zależna jest w pierwszym rzędzie od wielkości ziarna skalnego. Wykazano, że próbki równomiernie uziarnione o średnicy ziarna d10
wyższej od 0,2 mm cechuje zbliżona zawartość wód adhezyj- nych oraz brak lub niska zawartość wód kapilarnych zawie- szonych.
Powyższe wyniki stanowiły punkt wyjścia zasadnicze- go celu pracy, to jest analizy przebiegu drenażu w warun- kach różnego nasycenia ośrodka skalnego. W warunkach całkowitego nasycenia zbadano wielkość i rodzaje zaburzeń przebiegu drenażu. Z badań wynika między innymi wpływ powietrza gruntowego oraz sufozji mechanicznej na zaburze- nia jednorodności ośrodka drenażu. Zjawiska te pozwoliły wyjaśnić istnienie zmian ciśnienia, prędkość przepływu oraz współczynnika wodoprzepuszczalności zmieniających się nie- znacznie ze zmianą spadku hydraulicznego. Przedstawiono rolę współczynnika wodoprzepuszczalności w procesie drena- żu w zależnościach od poszczególnych cech teksturalnych
próbek badanych osadów. Wykazano między innymi ścisłą zależność współczynników regresji drenażu i wodoprze- puszczalności.
Z badań wynika, że główną przyczyną zaburzającą war- tości parametrów opisujących drenaż jest nienasycenie ośrod- ka skalnego. Wpływa na to głównie przerwanie ciągłości drenażu oraz zmiana w czasie zawartości wód kapilarnych zawieszonych. Ze zmianą stopnia nasycenia osadów obniża się bardzo wyraźnie współczynnik wodoprzepuszczalności, wzrasta natomiast współczynnik odsączalności grawitacyjnej.
Z badań autora wynika, że warunkiem zachowania ciągłości przepływu drenującego jest utrzymanie stopnia nasycenia ośrodka skalnego wyższego od około 0,8.
Rezultaty rozważań, przedstawionych na kilkudziesięciu wykresach, prowadzą do wniosku, że każdy przepływ drenu- jący zależy od zespołu cech teksturalnych oraz deformacji
ośrodka drenażu w trakcie przepływu wody. W związku z tym jego przebieg należy rozpatrywać odrębnie dla warunków nasycenia, czyli filtracji, oraz dla warunków nienasycenia, czyli odsączalności. Wyniki badań laboratoryjnych przedsta- wiono na kilku przykładach naturalnego i sztucznego drenażu w warunkach polowych na badanych obszarach.
W Y K A Z S Y M B O L I - U S T O F S Y M B O L S
a, b, c — p r ó b k i o s a d ó w p o b r a n e z o b s z a r ó w d o - lin s u d e c k i c h (a), z d o l i n y M a ł e j P a n w i (b), c z ę ś c i o w o z a t o p i o n e j p r z e z w o d y J e - z i o r a T u r a w s k i e g o o r a z w y r o b i s k a k o - p a l n i „ B e ł c h a t ó w " (c) s a m p l e s t a k e n f r o m t h e S u d e t i c v a l l e y s (a), t h e M a ł a P a n e w R i v e r v a l l e y (b), p a r t l y s u b m e r - g e d b y J e z i o r o T u r a w s k i e r e s e r v o i r a n d f r o m t h e „ B e ł c h a t ó w " m i n e e x c a v a t i o n (c)
c — z m i a n a c i ś n i e n i a w o ś r o d k u n i e n a s y c o - n y m
p r e s s u r e c h a n g e i n u n s a t u r a t e d m e d i u m C[ — w s k a ź n i k k o n t a k t ó w
c o n t a c t s i n d e x
d — ś r e d n i c a z i a r n a , d10 — ś r e d n i c a z i a r n a , m m , % w a g o w e
g r a i n d i a m e t e r , dl0 — H a z e n ' s d e s i g n d i a m e t e r , m m , p e r c e n t a g e b y w e i g h t D — o d l e g ł o ś ć m i ę d z y z i a r n a m i
d i s t a n c e b e t w e e n g r a i n s
D' — s z e r o k o ś ć s t r e f y p r z e p ł y w u w o d y w o l n e j m i ę d z y z i a r n a m i
w i d t h of f r e e w a t e r s e e p a g e w i t h i n t h e i n t e r g r a n u l a r z o n e
e — p o d s t a w a l o g a r y t m u n a t u r a l n e g o b a s e of n a t u r a l l o g a r i t h m
eR — b ł ą d w s p ó ł c z y n n i k a r e g r e s j i r e g r e s s i o n e r r o r
F, f — p o l e p r z e k r o j u p o p r z e c z n e g o , c m2
c r o s s - s e c t i o n a l a r e a
g — p r z y s p i e s z e n i e siły c i ę ż k o ś c i , m / s2
g r a v i t y a c c e l e r a t i o n
01,2,3 — c i ę ż a r f r a k c j i z i a r n a du 2, i , G
w e i g h t of t h e g r a i n ' s f r a c t i o n s du2,j G — c a ł k o w i t y c i ę ż a r p r ó b k i , G
t o t a l w e i g h t of s a m p l e
H, H0, Hu H2 — n a p ó r h y d r a u l i c z n y , c m h y d r a u l i c p r e s s u r e
H p / i ) — w y s o k o ś ć c i ś n i e n i a , c m p r e s s u r e h e a d
i' — s p a d e k h y d r a u l i c z n y h y d r a u l i c g r a d i e n t
k — w s p ó ł c z y n n i k w o d o p r z e p u s z c z a l n o ś c i , m / d o b ę
h y d r a u l i c c o n d u c t i v i t y c o e f f i c i e n t , m p e r d a y
k' — w s p ó ł c z y n n i k w o d o p r z e p u s z c z a l n o ś c i d l a o ś r o d k a n i e n a s y c o n e g o , m / d o b ę
h y d r a u l i c c o n d u c t i v i t y c o e f f i c i e n t of t h e u n s a t u r a t e d m e d i u m
ku — k u l i s t o ś ć z i a r n a g r a i n s p h e r i c i t y
L — p o ł o w a o d l e g ł o ś c i m i ę d z y z i a r n a m i h a l f - d i s t a n c e b e t w e e n g r a i n s
L — s z e r o k o ś ć c z y n n e j c z ę ś c i p r z e p ł y w o w e j p o r ó w n i e n a s y c o n y c h
w i d t h of a c t i v e s e e p a g e z o n e of u n s a t u - r a t e d p o r e s
/ — d ł u g o ś ć d r o g i p r z e p ł y w u d r e n u j ą c e g o , c m
d i s t a n c e of d r a i n a g e flow
DRENAŻ WODY W WARI NKACH LABORATORYJNYCH 3
n — współczynnik porowatości całkowitej total porosity coefficient
ne — współczynnik porowatości efektywnej effective porosity coefficient
o — obtoczenie ziarna grain roundness
p — ciśnienie wyporu wody porowej (neutral- ne naprężenie)
uplift pressure of pore water (neutral stress)
Pi > P2 • • • Ps ~ lokalizacja piezometrów w kolum- nie
location of piezometers in the column p — potencjał elektryczny
electrical potential
Q — wydajność (natężenie) przepływu d r e n u - jącego, c m3/ m i n
discharge (intensity) of drainage flow Qo ~ wydajność regresji drenażu w punkcie f0,
c m3/ m i n
discharge of regression drainage at a time point r0
Q, — wydajność regresji drenażu w punkcie f, c m3/ m i n
discharge of regression drainage at a time point t
q — j e d n o s t k o w e natężenie przepływu (Q/F), c m3 m i n- 1 c m- 2
flux intensity of area unit
q' - j e d n o s t k o w e natężenie przepływu w
R
o ś r o d k u c m- 2
nienasyconym, cm min"
S, S,
w
flux intensity in unsaturated medium of area unit
— promień hydrauliczny, cm hydraulic radius
— współczynnik korelacji correlation coefficient
— całkowite pionowe naprężenie total vertical stress
S2 — powierzchnia właściwa ziarn, c m2 specific area of grain surface
— stopień nasycenia o ś r o d k a skalnego s a t u r a t i o n coefficient
— czas, min time
— czas początkowy, min begining time
— współczynnik nierównomierności uziar- nienia
coefficient of grain-size uniformity
— współczynnik wodochłonności coefficient of water reception
Wa — zawartość wód adhezyjnych, % wago- we, % objętościowe
contents of adhesive waters, percentage by weight, percentage by volume
Wc — zawartość wód związanych, % wagowe,
% objętościowe
contents of b o u n d e d waters, percentage by weight, percentage by volume Wc — zmienność całkowita
total variability
Wk. — zawartość wód kapilarnych zawieszo- nych, % wagowe, % objętościowe contents of open capillary waters, per- centage by weight, percentage by volu- me
v — prędkość filtracji, cm/min velocity of filtration
x, y, z - współrzędne przestrzenne, cm spatial coordinates
2 — wysokość położenia, cm height above d a t u m
a — współczynnik regresji wydajności prze- pływu drenującego
regression coefficient of discharge of d r a - ining flow
a i — współczynnik regresji drenażu w niena- syconym ośrodku skalnym
regression coefficient of drainage in un- saturated rocks
a'2 — współczynnik regresji końcowej fazy dre- nażu w nienasyconym ośrodku skalnym coefficient of regression at last stage of drainage in unsaturated rocks
a — współczynnik kształtu ziarna coefficient of grain's shape 7, — ciężar właściwy, G / c m3
specific weight
7sk — ciężar objętościowy, G / c m3 weight by volume
yw - gęstość wody w porach międzyziarno- wych, G / c m3
density of water in pores A, ó — przyrost
increase
H — współczynnik odsączalności grawitacyj- nej
specific yield
u' — współczynnik odsączalności w trakcie drenażu strefowego
specific yield during zonal drainage H — lepkość dynamiczna wody, m P a s
dynamic viscosity of water
4 STEFAN KOWALSKI
y — lepkość kinematyczna wody, m m2/ s kinematic viscosity of water
Qsk — gęstość skały nasyconej wodą, g / c m3
density of water saturated rock
Qsz — gęstość suchego szkieletu skalnego, g / c m3 density of dry framework
a — naprężenia efektywne związane z masą szkieletu skalnego, k p / c m2
effective stress d u e t o mass of framework
Słyszane — zapomnę, widziane — zapamiętam, zrobione — zrozumiem.
(przysłowie chińskie) W S T Ę P
Hydrogeologiczne własności osadów będących przedmiotem b a d a ń analizowano na podstawie fizycznych modeli o ś r o d k a porowatego. W i a d o - m o bowiem, że osady sypkie stanowią ośrodek składający się z ziarn skalnych, między którymi występują pory wypełnione wodą lub powie- trzem. Stanowią one układy dwu- lub trójfazowe.
W pierwszym przypadku przepływ wody o d b y w a się przy całkowitym nasyceniu o ś r o d k a skalnego (w strefie saturacji), w drugim — w ośrodku nienasyconym, czyli w w a r u n k a c h aeracji. Czyn- nikami określającymi właściwości hydrogeologi- czne osadów są:
— granulometria osadów, tzn. wielkość po- szczególnych frakcji ziarna, jego średnica efektyw- na i nierównomierność uziarnienia;
— skład mineralny ziarna oraz jego kształt w zakresie kulistości i obtoczenia;
— gęstość właściwa i objętościowa ziarn skal- nych oraz badanych osadów.
Zespół wymienionych czynników determinuje porowatość i zawartość wód związanych przez ziarna skalne. Te bowiem czynniki określają bez- pośrednio zjawiska zachodzące w procesie prze- pływu wody. Wymienione cechy stanowiły pod- stawę badania wpływu tych zjawisk na drenaż wody w w a r u n k a c h laboratoryjnych. P o m i m o że badania obejmują szerokie zagadnienie przepływu wód podziemnych, t o stanowią one jedynie pod- stawę do szczegółowej analizy procesu drenażu
— j a k o głównego problemu niniejszej pracy.
Badania w y k o n a n o na p r ó b k a c h pobranych z osadów czwartorzędowych sudeckich dolin rze- cznych i osadów dolinnych w obszarze Jeziora Turawskiego oraz z czwartorzędowych i trzecio- rzędowych utworów kopalni „Bełchatów" (fig. 1).
Z b a d a n o kompleksowo 38 próbek, wybranych na podstawie stu kilkudziesięciu oznaczeń polowych dla każdego środowiska geologicznego, w zakre- sie: zdolności infiltracyjnej, wodoprzepuszczalnoś- ci i odsączalności grawitacyjnej. Badania prowa-
d z o n o w laboratorium Z a k ł a d u Hydrogeologii Instytutu N a u k Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego w latach 1978-84, w kolumnie skonstruowanej przez a u t o r a (fig. 3). T y p b a d a ń wymaga! bieżącej kontroli przebiegu zjawisk skła- dających się n a proces drenażu w trakcie każdego eksperymentu i z tego względu obserwacje te prowadził a u t o r samodzielnie.
Fig. 1. Szkic lokalizacji miejsc pobrania próbek Location sketch map
Praca została wykonana w ramach badań własnych In- stytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego. W trakcie badań i opracowywania wyników spotkałem się z pomocą oraz życzliwością wielu osób, którym w tym miejscu chciałbym przekazać wyrazy wdzięczności. Za merytoryczną pomoc w postaci szeregu uwag w trakcie licznych dyskusji wyrażam wdzięczność nieżyjącemu już Profesorowi J. Bie- niewskiemu. Wyrazy szczególnego podziękowania kieruję tak- że pod adresem Profesora J. Malinowskiego — za wielokrot- ne, wielogodzinne dyskusje merytoryczne oraz krytyczne uwa- gi dotyczące rękopisu pracy. Dziękuję Profesorom: C. Kola- dze, T. Guni, J. Kłapcińskiemu oraz Doktor inż. T. Bocheń- skiej za życzliwość oraz krytyczne uwagi w trakcie opracowa- nia wyników. Kolegom i koleżankom z Zakładu Hydrogeolo- gii serdecznie dziękuję za pomoc techniczną: Magister G.
Biniak przy wykonywaniu badań laboratoryjnych, Magistrowi S. Staśko, Doktorowi J. Kryzie, Panu A. Kobiałce oraz Magistrowi M. Rąjeckiemu z Instytutu Geologicznego w Warszawie — przy obliczeniach statystycznych, Magister B.
Kijowskiej — za przygotowanie maszynopisu pracy. Profeso- rowi A. K. Teisseyre'owi wyrażam wdzięczność za umożliwie- nie przygotowania maszynopisu do publikacji przed odda- niem go do Redakcji Geologia Sudetica.
DRENAŻ WODY W WARI NKACH LABORATORYJNYCH 5
CEL I ZAKRES PRACY Celem b a d a ń było poznanie n a podstawie b a -
d a ń laboratoryjnych przebiegu procesu drenażu wody w w a r u n k a c h terenowych, co m a istotne znaczenie praktyczne. Dotychczasowa z n a j o m o ś ć tych zjawisk jest ciągle niewystarczająca, a dyna- mika drenażu nie została dotychczas j e d n o z n a - cznie określona. W pracach wielu a u t o r ó w są poruszane cząstkowo zagadnienia nie uwzględ- niające całościowo dynamiki drenażu, których wyniki nie potwierdzają w pełni danych pomiaro- wych. Dlatego a u t o r postawił sobie za cel prze- prowadzenie serii laboratoryjnych b a d a ń doświad- czalnych drenażu, k t ó r y c h wyniki pozwoliłyby określić wpływ cech teksturalnych (wielkości ziar- na, nierównomierności uziarnienia, kształtu ziar- na, zagęszczenia próbek i ich porowatości) na przebieg procesu drenażu. Badania te mają istot- ne znaczenie przy zjawiskach drenażu w kopal- niach odkrywkowych z uwagi na konieczność prognoz przebiegu procesu odwadniania, a także w naturalnych wypływach wód podziemnych (źródłach) d o ustalania ich zasobności.
R o z w i ą z u j ą c postawione zadanie przyjęto za- sadę ciągłej obserwacji zjawisk towarzyszących b a d a n y m procesom oraz analizy otrzymanych wartości liczbowych j a k o matematycznych opi- sów procesów drenażu. O d n o s i się t o głównie d o prędkości przepływu drenującego albo natężenia drenażu j a k o jego wydajności w przekroju jed- nostkowym, a także rozkładu ciśnień i obecności różnych r o d z a j ó w wód związanych w b a d a n y c h ośrodkach. B a d a n i a p r z e p r o w a d z o n o na prób- kach skał luźnych, j a k o najbardziej o d p o w i a d a j ą - cych j e d n o r o d n e m u ośrodkowi filtracyjnemu, k t ó r e g o cechy teksturalne pozwalają na badanie zjawisk. Dzięki temu było możliwe ustalenie zale- żności drenażu od uziarnienia, porowatości cał- kowitej i efektywnej oraz zawartości wód związa- nych w w a r u n k a c h całkowitego i częściowego nasycenia o ś r o d k a skalnego. P r o w a d z ą c b a d a n i a a u t o r przyjął następujące założenia:
1. D r e n a ż wody o ś r o d k a porowatego zależny jest o d wypadkowej grupy czynników tekstural- nych, w pierwszym rzędzie od wielkości ziarna.
Inne cechy są współzależne także od genezy śro- dowisk sedymentacyjnych, co uwidacznia się w postaci sił pasywnych wiążących różną objętość wody z ziarnami skalnymi, głównie wody adhe-
zyjnej i kapilarnej zawieszonej. Nie b r a n o pod uwagę sił pasywnych wynikających z lepkości wody, są bowiem niezależne od cech tekstural- nych. Pomiary i obserwacje p r o w a d z o n o przy stałej temperaturze wody i otoczenia, wobec cze- go przyjęto, że lepkość można t r a k t o w a ć j a k o wartość stałą.
2. Proces drenażu zależny jest od wodoprze- puszczalności oraz stopnia nasycenia o ś r o d k a skalnego. Pojęcie wodoprzepuszczalności stoso- wane jest dla wody przepływającej w badanych o ś r o d k a c h porowatych, niezależnie od stanu ich nasycenia. Ze zmianą stopnia nasycenia podlega zmianie współczynnik wodoprzepuszczalności.
Świadomie więc a u t o r nie stosował określenia współczynnik filtracji, ponieważ ten odnosi się d o przepływu w o ś r o d k u całkowicie nasyconym i nie określa r o d z a j u przepływającej cieczy. W w a r u n - k a c h b r a k u zasilania przepływ drenujący m a cha- rakter regresyjny wykładniczy. W o ś r o d k u nasy- conym współczynnik wodoprzepuszczalności zale- żny jest od wymiaru połączonych ze sobą porów czynnych w przepływie. W porach występują siły aktywne i pasywne dla drenażu wody. W wyniku działalności tych sił prędkość przepływu d r e n u j ą - cego zmienia się nieliniowo ze zmianą spadku hydraulicznego. W o ś r o d k u nienasyconym współ- czynnik wodoprzepuszczalności wykazuje nieli- niowy — paraboliczny spadek wartości. Spadek ten wzrasta ze zmniejszeniem stopnia nasycenia tego ośrodka. W końcowej fazie drenażu następu- je skokowe przerywanie ciągłości przepływu. N a - leży zatem rozdzielać przepływ drenujący w wa- r u n k a c h filtracji od przepływu w w a r u n k a c h od- sączania.
3. Współczynnik odsączalności grawitacyjnej jest niestabilną cechą o ś r o d k a drenażu. Ulega bowiem zmianie ze zmianami w a r u n k ó w drenażu.
O jego wielkości decyduje sumaryczna objętość porów czynnych w procesie drenażu oraz zawar- tość wód kapilarnych zawieszonych. W związku ze zmianą w a r u n k ó w drenażu współczynnik od- sączalności przyjmuje wyższe wartości w trakcie spadku stopnia nasycenia skały, osiągając tylko w najgrubszych osadach wartość współczynnika porowatości efektywnej. Rozmiary p o r ó w skal- nych określają zatem wielkość i czas trwania drenażu w w a r u n k a c h odsączania.
6 STEFAN KOWALSKI
D O T Y C H C Z A S O W E B A D A N I A R U C H U W O D P O D Z I E M N Y C H Z zakresu tematyki dotyczącej ruchu wód
podziemnych stosunkowo niewiele jest publikacji rozważających szczegółowo zagadnienia przedsta- wione w niniejszym opracowaniu. Zaznacza się bowiem wyraźna różnorodność, jednak — jak stwierdzono wyżej — o charakterze cząstkowym.
Jednym z podstawowych zagadnień dyskutowa- nych w literaturze na te tematy jest wpływ fizy- cznych cech ośrodka porowatego na przepływ wody podziemnej. Hazen (1892, 1885) opisał po raz pierwszy rolę tzw. efektywnej średnicy ziarna oraz współczynnika nierównomierności uziarnie- nia. King (1899a), Slichter (1899) i inni wiązali badane zjawiska przepływu wody z cechami tek- sturalnymi skał, wyraźnie odróżniając wynikające z nich procesy filtracji i odsączalności. Późniejsze badania dotyczą roli poszczególnych cech tekstu- ralnych w tych procesach. Zagadnienie to zostało rozwinięte między innymi przez Engelhardta (1960), Collinsa (1961), Irmay'a (1965), Chauve- teana i Thirriota (1967), Kovacsa (1968), D e Wie- sta (1969), Beara (1972) i Bondarenkę (1973).
W realizacji b a d a ń szczególnie przydatne d o celów porównawczych okazały się prace dotyczą- ce związku między uziarnieniem, porowatością całkowitą, wodoprzepuszczalnością, odsączalnoś- cią i porowatością efektywną skał. Współzależ- nościami tymi zajmowali się między innymi F r a - ser (1935), K r u m b e i n i M o n k (1942), Wierigin (1961), Wierigin et al. (1969), Mast i Potter (1963), G r i n b a u m (1965), S t a k m a n (1966), Kozerski (1966, 1967, 1972), M u r o t a i Sato (1969), G u d o k (1970), poruszając wycinkowo te zagadnienia, które stanowiły przedmiot badań autora.
Zagadnienia dotyczące cech teksturalnych wiążących się z wyżej wymienionymi współzależ- nościami i istotne z p u n k t u widzenia oceny ich
współczynników przedstawili Athy (1930), Z u n k e r (1930), C a r m a n (1939), Terzaghi (1943), Kotia- chow (1962), Irmay (1965) i Kovacs (1968). T a część problematyki badawczej zawiera również tylko wybrane elementy gruntoznawstwa i me- chaniki g r u n t ó w w zakresie porowatości j a k o funkcji zagęszczenia osadów oraz opisu ruchu wód podziemnych (Terzaghi 1943; L a m b e i Whit- m a n 1978; D m i t r u k et al. 1982).
Dla badanego przez a u t o r a procesu drenażu niezbędna jest analiza przepływu wody w ośrod- ku nasyconym i nienasyconym przy uwzględnia- niu wód związanych przez ziarna skalne oraz wszystkich współzależności, które ten przepływ determinują. D o analizy zjawisk w zakresie hyd-
rodynamiki a u t o r nawiązał poprzez prace doty- czące ściśle określonych w a r u n k ó w przepływu.
Istnieje t u t a j wyraźny rozdział tematyczny na przepływ w w a r u n k a c h nasyconego i nienasyco- nego o ś r o d k a skalnego (Irmay 1954, 1965; Schei- degger 1957; Laliberte et al., 1966; K h o s o l a 1980;
Kovacs 1981: Z a r a d n y , Feddes 1979). Z zakresu przepływu wody w w a r u n k a c h nasycenia więk- szość prac dotyczy głównie zagadnień linearyzacji przepływu. Pierwsze badania (Darcy 1856, 1858;
Dupuit 1863; Boussinesq 1877) stanowiły podsta- wę d o szczegółowszego określenia granic ich sto- sowalności oraz rodzaju sił działających w ośrod- ku przepływającej wody (Smreker 1914; F o r c h - heimer 1924; Meinzer i Fishel 1934; H u b e r t
1956; Olsen 1965 a,b; Swartzendruber 1962, 1968; Ludewig 1966; Wright 1968; Kutilek 1969;
Valentin 1970). Wśród prac dotyczących zabu- rzeń liniowej zależności między prędkością fil- tracji i spadkiem hydraulicznym większość doty- czy górnej granicy stosowalności prawa filtracji.
Wymienić t u t a j należy przede wszystkim publi- kacje Schneebeliego (1955), Slepićki (1969) i M a - cioszczyka (1973). Słabiej natomiast poznany zo- stał zakres dolnej granicy stosowalności linio- wego prawa filtracji, z wyjątkiem osadów ilas- tych. Interesujące a u t o r a zagadnienia opisane zo- stały w pracach Rosego (1953), Kot owa i Nier- pina (1958), Olsena (1965a), Amagłobielego (1969), Peschkego (1969), Childsa i Tzismasa (1971), Bondarenki (1973) i H a b i b a (1971).
W kilku publikacjach przedstawiono możli- wości zastosowania podstawowego prawa filtracji d o przepływu w o ś r o d k u nienasyconym (Kłute 1952; Irmay 1954, 1956; Laliberte et al. 1966;
Musy 1976; Vauclin et al. 1976; K h o s o l a 1980).
Zjawiska towarzyszące tym przepływom szczegó- łowiej opisywane są w t o k u analizy poszczegól- nych procesów nasycenia ( H o r t o n 1933; Richards 1952; Philipp 1957; K h a n j i 1975; Luckner i Sze- stakow 1976; Z a r a d n y 1986) oraz odsączalności grawitacyjnej (King 1899b; N o s o w a 1959, 1962;
H a n s b o 1960; J o h n s o n 1962, 1967; J o h n s o n et al.
1963; Prill et al. 1965; Watson, Whisler 1969;
Kastanek 1971; Vauclin 1975). W pracach po- wyższych a u t o r ó w interesujące są interpretacje zmian współczynnika odsączalności w zależności od czynników teksturalnych o ś r o d k a skalnego oraz od czasu trwania odsączania.
W wymienionych wyżej publikacjach oraz in- nych, dotyczących regionalnych b a d a ń hydrogeo- logicznych, zaznacza się również pewna ewolucja
DRENAŻ WODY W WARI NKACH LABORATORYJNYCH 7 pojęcia drenażu. Stosowane dawniej d o określe-
nia drenażu o ś r o d k a skalnego pojęcie w miarę rozwoju b a d a ń nad cyrkulacją wód podziemnych uznane zostało za określenie końcowej składowej tej cyrkulacji. W t a k i m też ujęciu stosuje j e a u t o r w swych rozważaniach.
Charakterystykę o ś r o d k a nienasyconego przedstawiają również liczne prace dotyczące wód związanych w środowisku skalnym. Większość prac tej grupy dotyczy wód kapilarnych (Buc- kingham 1907; Kozeny 1927; Smith 1932; Smith et al. 1931; C a r m a n 1938; Busch 1956). Szczegól- nie przydatne d o rozważań a u t o r a okazały się te, k t ó r e ukazują wpływ czynników teksturalnych na zawartość wód związanych oraz rolę tych wód w przepływie wody podziemnej. O g ó l n e informacje dotyczące tych zagadnień przedstawione zostały między innymi w publikacjach Lebiediewa (1930), Andreasena (1950), Gillhama (1984) oraz Kovacsa (1968b, 1981).
W wielu pracach przedstawiono s t o s u n k o w o wąski zakres zagadnień, co ograniczyło ich wyko- rzystanie przez a u t o r a j a k o b a d a ń p o r ó w n a - wczych, odnoszących się d o przebiegu zjawisk w różnych o ś r o d k a c h przepływu wody. Znacznie większą wartość stanowiły publikacje syntetyzują- ce rolę czynników teksturalnych w b a d a n y c h zja- wiskach. D o takich należą między innymi f u n d a - mentalne prace Beara, Zaslavsky'ego i Ir may a (1968) oraz K o v a c s a (1981), a także Buscha i Lucknera (1972), Kozerskiego (1972), P o ł u b a r i n o - wej-Kocziny (1977) i de Marsily'ego (1981).
Z powyższego przeglądu literatury wynika, że zasadniczym zagadnieniem dla przepływu wody podziemnej w o ś r o d k u p o r o w a t y m jest natężenie tego przepływu oraz • wielkość ciśnień i sposób przekazywania ich przez wodę. D o określenia tego niezbędna jest analiza przepływu wody w o ś r o d k u nasyconym i nienasyconym, łącznie z zawartością wód związanych z ziarnami skalny- mi.
MODELE I RÓWNANIA OPISUJĄCE PRZEPŁYW WODY
Analiza przepływu wody została o p a r t a na modelu hydrodynamicznym opisywanym struktu- rą o ś r o d k a skalnego, głównie za pomocą wielkoś- ci i kształtu ziarna (Bear et al. 1968). Zgodnie z przyjętym modelem (fig.2), jeżeli przestrzeń mię- dzyziarnowa zostanie całkowicie wypełniona wo- dą, współczynniki wodochłonności (w) i p o r o w a - tości całkowitej (n) są równe. Mówi się wówczas o nasyconym o ś r o d k u skalnym lub strefie satura- cji w profilu geologicznym (fig. 2b). Jeżeli nato-
miast wypełnianie wodą mieści się w przedziale:
0 < w < n, t o ośrodek skalny staje się nienasyco- ny i o d p o w i a d a strefie aeracji (fig. 2a,c). Wypełnie- nie porów skalnych wodą określa wtedy względ- ny stopień nasycenia o ś r o d k a skalnego (s), sta- nowiący iloraz wymienionych współczynników s
= w/n. W a r t o ś ć jego mieści się w przedziale:
0 < s < l . Ponieważ wilgotność skały wynika również z obecności wód związanych adhezyjnie (fig. 2c) i jest praktycznie zawsze wyższa od zera,
Fig. 2. Fizyczne modele nasycenia gruntu do charakterystyki przepływu drenującego (według Beara et al., 1968 z uzupełnie- niami autora), a - przepływ w warunkach nienasycenia; b - pzepływ w warunkach nasycenia; c — model charakteryzują- cy zawartość wód adhezyjnych; 1 — ziarna skalne: 2 — porowatość; 3 - woda wolna; 4 - woda kapilarna; 5 —
woda adhezyjna
Physical models characterizing soil during the drainage flow (after Bear et al., 1968 supplemented by author), a - unsatu- rated flow model; b - saturated flow model; c - a model characterizing adhesive water content; 1 - grains; 2 - porosity; 3 - free water; 4 - capillary water; 5 - adhesive
water
8 STEFAN KOWALSKI
nasycenie o ś r o d k a skalnego w tym przypadku wyraża zależność: 0 < s < 1.
Jeżeli stopień nasycenia o ś r o d k a skalnego osiągnie wartość równą jedności, spełniając rów- ność: w = n, dalszy przepływ wody o d b y w a się w ośrodku nasyconym. W j e d n o r o d n y m oraz izo- t r o p o w y m ośrodku otrzymuje się następujące za- leżności :
- dla porowatości całkowitej: n = - ; D
— dla porowatości efektywnej: ne = n — Wa D'
1 v 1
— = a — i k
( l - « )2 gd2(n-Wa)3
W ośrodku nienasyconym natężenie przepły- wu (ą) wynika z różnicy zawartości wody całko- wicie wypełniającej pory skalne (w) i zawartości wody związanej (Wz)\ adhezyjnej i kapilarnej za- wieszonej (fig. 2b):
ą = w— W2.
Jeżeli więc wodą wypełniona jest część przestrzeni porowej (L< D), a tylko część wody bierze udział w ciągłym przepływie (L < L), wówczas składową pionową prędkości przepływu (V2) r ó w n a n i a N a - viera-Stokesa m o ż n a zapisać w sposób następują- cy (Bear et al. 1968):
V2 = V(w-W2) lub V2 = D D + d'
przy czym:
w = D + d , q = w-W2 = L D + d'
s t ą d : Wa = w — q = L-L. A zatem, względną za- wartość wód związanych wyrazić m o ż n a za po- mocą szerokości wolnej przestrzeni między ziar- nami skalnymi.
P o wprowadzeniu d o rozważań nad modelem przepływu wody względny stopień nasycenia ska-
ły (s), warunki tego przepływu m o ż n a zapisać n a s t ę p u j ą c o :
w —n„ L s = n-W2 D'
Przepływ taki s t o s u n k o w o wiernie opisuje r ó w n a - nie D u p u i t a (1863) i Forchheimera (1924), uwzg- lędniające odchylenie od tzw. „liniowości przepły- wu". P o uwzględnieniu stopnia nasycenia (s) rów- nanie to przyjmuje postać:
+ bą1 D + d'
stąd zawartość wody związanej — adhezyjnej m-
w
a = n-ne = D — D'.Irmay (vide Bear et al. 1968) wykazał, za pomocą r ó w n a n i a K o z e n y - K a r m a n a , istnienie następują- cego związku między współczynnikiem wodoprze- puszczalności k a zawartością wody adhezyjnej Wa, z uwzględnieniem lepkości wody (v), średnicy ziarna (d), jego kształtu (a) i porowatości całkowi- tej (n):
i =
Z zależności tej wynika, że względny stopień nasycenia o ś r o d k a skalnego odgrywa zasadniczą rolę w przepływie wody podziemnej. Uwzględnia go również inna zależność, przedstawiona przez wielu a u t o r ó w (Bear et al. 1968; de Marsily
1981):
q = —k(s) grad H.
Dla o ś r o d k a nienasyconego równanie ciągłoś- ci przepływu przyjmuje postać:
div q + — = 0 ót
lub «r S s
co oznacza, że natężenie przepływu wody uzale- żnione jest od zmiany s t a n u nasycenia tego oś- r o d k a . Biorąc pod uwagę skrócony zapis r ó w n a - nia Darcy'ego, równanie ciągłości przepływu w o ś r o d k u nienasyconym m o ż n a zapisać w postaci:
div (ki) = <5s ót'
Jest o n o zatem uogólnieniem r ó w n a n i a Darcy'e- go, uwzględniającym ciągłość przepływu w wa- r u n k a c h nienasycenia. O p i e r a j ą c się na tym p r a - wie Freeze (vide Żak 1981) opisuje warunki przepływu, wychodząc z jego o b r a z u przestrzen- nego. I tak dla osi x:
Vx = -k(x, y, z, s)—. SH óx
Jeżeli uwzględni się wszystkie trzy składowe pręd- kości przepływu nieustalonego w w a r u n k a c h jego ciągłości:
S(QVX) 5(QVy) S(QV2) 8 . Sx óy
gdzie: Q — gęstość wody, wówczas otrzymać m o ż n a równanie przepływu dla o ś r o d k a struktu- ralnie niejednorodnego i anizotropowego:
DRENAŻ WODY W W A R U N K A C H LABORATORYJNYCH 9
i sk 1P) + U Qk fK( !
ÓS ÓQ
St St
Aby przejść d o w a r u n k ó w jednowymiarowego przepływu nieustalonego w o ś r o d k u nienasyco- nym należy założyć, że:
k(x, y, z, s) = k(s) oraz q = const.
Wówczas otrzymamy r ó w n a n i a :
— dla względnego stopnia nasycenia tego oś- r o d k a (s):
8_
~dz
&
— dla wysokości ciśnienia (h):
8 dz
gdzie c = — określa zmianę ciśnienia w o ś r o d k u dh
ot
nienasyconym (Bear et al. 1968; de Marsily 1981).
W przypadku osiągnięcia stanu nasycenia w o ś r o d k u strukturalnie j e d n o r o d n y m i izotropo-
& ~ • ' ji
równanie dla przep- wym { k,Q — const, — = 0
ływu w w a r u n k a c h względnego stopnia nasycenia upraszcza się, p r z y j m u j ą c postać:
d2H . . 82h n
& T - 0 lub , ? = 0.
Wymienieni autorzy podkreślają, że w p r z y p a d k u przepływu wody w o ś r o d k u nienasyconym przed- stawiane r ó w n a n i a mają charakter nieliniowych r ó w n a ń różniczkowych o zmiennych wartościach p a r a m e t r ó w . D o rozwiązania ich konieczna jest zatem, zdaniem autora, z n a j o m o ś ć empirycznych zależności między współczynnikami w o d o p r z e p u - szczalności i wartością ciśnień a stopniem nasyce-
nia o ś r o d k a skalnego. Określenie tych zależności jest między innymi zadaniem tej pracy. Istotnym problemem jest t u t a j także odmienny obraz tych zależności w procesach nasycania oraz drenażu, k t ó r e o b r a z u j e „pętla histerezy" (Bear et al. 1968;
K o v a c s 1981; de Marsily 1981).
W opisanych wyżej w a r u n k a c h z a k ł a d a się, że przepływ o d b y w a się w wyniku różnicy n a p o r ó w hydraulicznych. Natomiast wielkość efektywnych naprężeń (5) związanych z masą właściwą szkiele- tu skalnego nie odgrywa istotnej roli. F u n d a m e n - talne w tym zakresie prace Terzaghiego (1943) wykazały, że w nasyconym o ś r o d k u skalnym ce- cha ta wyraża się zależnością (Lambe, W h i t m a n 1978):
o = S-p.
P o uwzględnieniu masy właściwej szkieletu skalnego (ys) i wody w porach międzyziarnowych (yw) oraz powierzchni przekroju poprzecznego, powyższe równanie określające wielkość efektyw- nego naprężenia przybiera postać ( C h a p m a n 1983):
a = Qs9h-Qwgh= [_Qs(l-n) + Qwn-Qw]gh =
Z przedstawionych zależności wynika, że w nasyconym o ś r o d k u skalnym całkowite pionowe naprężenie (S) r ó w n o w a ż o n e jest przez ciśnienie wyporu wody porowej (p). Efektywne naprężenie (o) nie zależy zatem od długości próbki ani też od słupa wody w kolumnie nad badaną p r ó b k ą . W związku z tym nie zaburza o n o przepływu wody w w a r u n k a c h nasycenia. Natomiast w przypadku drenażu wody z o ś r o d k a nienasyconego, maleje ciśnienie wody porowej w próbce. T y m samym wzrasta wartość efektywnego naprężenia, ponie- waż czynnik S nie ulega zmianie. W efekcie nastę- puje pewne zagęszczenie próbki w procesie o d s ą - czania zależne od jej wysokości oraz gęstości właściwej szkieletu gruntowego.
C H A R A K T E R Y S T Y K A Ś R O D O W I S K A H Y D R O G E O L O G I C Z N E G O B A D A N Y C H O S A D Ó W Badania p r z e p r o w a d z o n o z uwzględnieniem
teksturalnych cech próbek, wynikających z gene- zy osadów. Jak bowiem wiadomo, r o d z a j sedy- mentacji wywiera wpływ na zmienność wykształ- cenia. Biorąc pod uwagę te prawidłowości pobie- r a n o d o b a d a ń próbki luźnych osadów współ- czesnych oraz osadów starszych z dwóch różnych środowisk sedymentacyjnych, to jest z górskiego i nizinnego, a więc o gorszej i lepszej dojrzałości mineralnej ziarna. Badaniami objęto:
a — czwartorzędowe osady sudeckich dolin śródgórskich — górnego Bobru, Kaczawy i Nysy Szalonej z okoiic Marciszowa, K a m i e n n e j G ó r y i K a c z o r o w a ;
b — czwartorzędowe osady nizinnej doliny Małej Panwi w obrębie Jeziora Turawskiego;
c — trzeciorzędowe i czwartorzędowe osady wyrobiska K o p a l n i Węgla Brunatnego „Bełcha- tów".
Ad. a. W dolinach śródgórskich osady czwar-
2 - Geologia Sudetica, XXII/I 2
s s S 1 0 S
•c '-5 1 I I 'S s « s>
x> > •o c u o u O.
=0 °
•s. § £ « fc §
I I
5 -S U ° - M .2 g o.9 rt
•i H
porowatość całkowita 0,333-0,388 0,3465-0,37 0,352 0,344-0,460 0,331-0,340 0,331 0,367-0,372 0,435 0,331-0,335 0,342-0,358 0,331-0,342 0,350-0,444 0,390 0,330
obtoczenie ziarna 0,398-0,495 0,352-0,370 0,3799 0,200-0,352 0,453-0,599 0,440-0,499 0,336-0,430 0,3371 0,392-0,473 0,360-0,514 0,394-0,397 0,394-0,461 0,416 0,339-0,465
1
'CCd s
"a
1
kulistość ziarna 0,602-0,724 0,628-0,718 0,7126 0,692-0,744 0,598-0,768 0,612-0,706 0,655-0,802 0,7164 0,651-0,656 0,652-0,768 0,563-0,690 0,588-0,775 0,622 0,588-0,760
CL,
współczynnik nierównomier- ności uziarnienia u 4,19-12,92 3,0-3,1 2,24 2,64-17,5 1,468-2,7 1,78-2,63 o rr
<N A O
<N oo"
1,98-2,54 2,31-3,64 1,92-2,2
7 0 1 cn
3,61 1,8-2,19
średnica ziarna dt o 0,12—0,47 0,069-0,37 0,0735 0,002-0,227 0,20-0,327 0,38-0,80 0,074-0,076 0,005
•Tl TT f m
o" 0,076-0,26 0,108-0,25 0,022-0,027 0,09 0,98-2,5
Numer próbki 2, 3, 12, 18, 25, 35 19, 31 S
28, 29, 30 1, 8, 10, 11, 26, 36 9, 33, 34 32, 37
r-<N
16, 17 5, 6, 23 7, 15, 21 14, 22
-T
13, 20, 38
Typ osadu i jego geneza piasek ze żwirem, wodnolodow- cowy i rzeczny piasek średnioziarnisty, osad za- stoiskowy piasek drobnoziarnisty, osad za- stoiskowy osady pylaste, wodnolodowco- we i współczesne piasek średnioziarnisty, osad współczesny piasek gruboziarnisty, osad dna jeziora piasek drobnoziarnisty, osad brzegu jeziora osady pylaste jeziora piasek żwirowaty, wodnolodow- cowy piasek średnioziarnisty i dro- bnoziarnisty terasy plejsto- ceńskiej piasek średnioziarnisty i dro- bnoziarnisty trzeciorzędu lim- nicznego osady pylaste wodnolodowcowe piasek drobnoziarnisty, górno- kredowy żwir obsypek filtrowych
Miejsce pobrania próbek I. Osady dolin śród- górskich (rejon Mar- ciszowa) II. Osady Jeziora Turawskiego III. Osady wyrobis- ka Kopalni Węgla Brunatnego „Bełcha- tów" Krzeszówek Próbki sztuczne z kopalni „Bełchatów"
DRENAŻ WODY W WARI NKACH LABORATORYJNYCH 11 torzędowe mają niewielki zasięg — d o około
jednego kilometra szerokości, stanowią jednak zasobne struktury wodonośne. Doliny te zostały utworzone w obrębie zlepieńców i piaskowców kwarcowych dolnego k a r b o n u , występujących w źródłowej części wymienionych rzek, w sąsiedzt- wie skał krystalicznych wschodniej okrywy meta- morficznej granitu Karkonoszy, G ó r Kaczaw- skich i niecki sródsudeckiej. O s a d y czwartorzędu mają tu miąższość od kilkunastu d o o k o ł o pięć- dziesięciu metrów. Są to serie słabo wysortowa- nych osadów piaszczystych, ilastych i gliniastych.
W dolinie Bobru, gdzie stwierdzono pełny profil czwartorzędu zaznaczają się dwa kilkumetrowej miąższości poziomy piasków ze żwirem zalicza- nych d o preglacjału oraz dwóch interglacjałów:
poprzedzającego i kończącego stadiał O d r y zlo- dowacenia środkowopolskiego. O s a d y o b u pozio- m ó w są podobnie wykształcone. Cechuje je nie- równomierne uziarnienie oraz zróżnicowanie strukturalne, głównie o warstwowaniu skośnym.
O b o k tych piasków występują również piaski składające się z drobniejszych frakcji, d o pyla- stych włącznie. Poziomy piasków doliny Bobru rozdzielone zostały kilkumetrową warstwą gliny zwałowej oraz iłów zastoiskowych o p o d o b n e j miąższości. Piaski tworzą więc d w a poziomy wo- d o n o ś n e o znacznej zasobności. Dolny poziom, nie odsłaniający się na powierzchni terenu, a rozpoznany za pomocą o t w o r ó w wiertniczych, jest głównym poziomem w o d o n o ś n y m , cechują-
cym się b a r d z o zróżnicowaną przewodnością hydrauliczną, związaną z występowaniem wąskiej strefy k o p a l n e g o koryta B o b r u (Kowalski, M r o c z k o w s k a 1975). Zasilany jest z infiltracji wód powierzchniowych, w tym z obecnego kory- t a Bobru poprzez górny poziom wodonośny. W dolinach śródgórskich innych wymienionych wy- żej rzek profil czwartorzędu jest niepełny. Osady górnego poziomu odsłonięte zostały w kilku wy- robiskach (Marciszów, Ciechanowice, Kaczorów, D o m a n ó w , Bukówka). W t o k u b a d a ń terenowych określono dla nich warunki infiltracyjne sposo- bem infiltrometrycznym. N a tej podstawie wyty- p o w a n o próbki d o b a d a ń laboratoryjnych.
Ad. b. D r u g i m obszarem b a d a ń były osady dolinne w obrębie Jeziora Turawskiego. W jego podłożu i otoczeniu występują dwie odmiany ge- netyczne osadów. Najniżej występują aluwia tera- sy zalewowej Małej Panwi. N a nich zalegają współczesne osady jeziora. O b i e serie charaktery- zują się zmiennością litologśi oraz miąższości, co wynika z r o d z a j u materiału dostarczanego przez rzekę, w tym powstałego z erozji brzegów zbior-
nika. Zjawisko to przejawia się w nieciągłości warstw spowodowanej ostrymi przegłębieniami erozyjnymi. Badania Teisseyre'a (1984) pozwoliły na ustalenie strefowości rozmieszczenia osadów w zbiorniku turawskim. D n o zbiornika tworzą osa- dy piaszczyste terasy zalewowej, przykryte mułem sapropelowym, a w brzeżnych partiach piaskiem z wkładkami gliniastymi. Osady te łączą się ze strefą stożka napływowego Małej Panwi utwo- rzonego wyłącznie z osadów piaszczystych. Prze- waża tu szary, ciągle przemywany piasek średnio- ziarnisty o d o b r y m wysortowaniu i słabym zagę- szczeniu. W zewnętrznych partiach stożka wystę- pują lokalne obniżenia, wypełnione drobniejszym, laminowanym piaskiem. Tworzą one przejścia d o stref brzegowych zbiornika. W strefach tych pro- cesy t r a n s p o r t u i sedymentacji spowodowały zna- czne zróżnicowanie strukturalne i teksturalne osadów. W zależności od ukształtowania podło- ża, na k t ó r y m odbywa się sedymentacja, wydzie- lić m o ż n a dwie podstrefy: lokalnych wyniesień i obniżeń d n a jeziora.
Najwyższe partie podstrefy lokalnych wynie- sień stanowią wały plażowe utworzone z piasków średnioziarnistych. Występują one w zasięgu falo- wania wód jeziora, sięgającego d o stromego, kli- fowego zbocza. O s a d y tej podstrefy są dobrze wysortowane i przemyte. Są to piaski kwarcowe.
U podstawy wałów plażowych zalegają osady słabiej przepuszczalne. Zawierają one bowiem znaczną domieszkę frakcji ilastej i pylastej, wmy- wanych z powierzchni przez okresowo infiltrują- ce, zanieczyszczone wody Małej Panwi. Osady wałów plażowych stanowią zatem lokalne, okre- sowo występujące strefy drenażu wody w postaci wielkopowierzchniowych wysięków. P o d s t a w a te- go drenażu tworzy lokalne depresje z wodą stoją- cą, w których gromadzi się znaczna ilość materia- łu organicznego (Kowalski 1982b).
D o b a d a ń laboratoryjnych p o b r a n o próbki z różnych stref rozmieszczenia osadów Jeziora T u - rawskiego, ze szczególnym uwzględnieniem strefy falowania.
Ad. c. Trzecim obszarem o p r ó b o w a n i a było wyrobisko kopalni „Bełchatów", gdzie występują osady trzeciorzędowe i czwartorzędowe. Osady te znajdują się w obrębie rowu tektonicznego Kle- szczowa. Powstały w wyniku sedymentacji limni- cznej, lodowcowej i wodnolodowcowej oraz rze- cznej — plejstoceńskiej i holoceńskiej. Większość pierwotnych warstw uległa wtórnym zaburzeniom tektonicznym. Wydziela się t u osady wchodzące w skład dwóch pięter strukturalnych: dolnego i górnego.
12 STEFAN KOWALSKI
Utwory wchodzące w skład dolnego piętra strukturalnego zaliczane są d o msocenu, pliocenu i znacznej części plejstocenu. Reprezentowane są przez z a b u r z o n e kompleksy ilasto-piaszczysto- -węgliste, zawierające materiał o d frakcji kamieni- stych d o petitowych włącznie. Spośród osadów przepuszczalnych przeważają piaski średnioziarni- ste. Występują one w r ó ż n o r o d n y c h strukturach fałdowych, j a k o niewielkie gniazda i soczewy z tzw. wodami resztkowymi.
Osady górnego piętra strukturalnego zalicza- ne są d o wyższego plejstocenu i holocenu. Zale- gają horyzontalnie, z niewielkim wychyleniem k u północnemu wschodowi. Tworzą, ogólnie biorąc, regularne przewarstwienia piasków, glin, pyłów i iłów. O s a d a m i wodonośnymi są t u przeważnie
piaski średnioziarniste rzeczne oraz eoliczne o d o b r y m wysortowaniu.
O s a d y przepuszczalne o b d pięter struktural- nych były pierwotnie warstwami wodonośnymi, których wody — w wyniku o d w a d n i a n i a górni- czego — zostały na ogół zdrenowane. Pozostały jednakże warstwy niecałkowicie odwodnione,
tworzące miąższą strefę aeracji, z której d r e n o w a - ne są obecnie „wody resztkowe". W o d y te s t a n o - wią różnego r o d z a j u zagrożenia dla prac górni- czych i dlatego konieczne jest prognozowanie ich wystąpień oraz prowadzenie obserwacji ich reżi- m u hydrogeologicznego (Kowalski, w druku). D o b a d a ń laboratoryjnych pobierano próbki osadów różnej genezy, z których obserwowano wypływy wód resztkowych.
M E T O D A B A D A Ń N a p r ó b k a c h osadów reprezentujących o m ó -
wione środowiska geologiczne w y k o n a n o wstęp- nie po stokilkadziesiąt oznaczeń zdolności infil- tracyjnej g r u n t u oraz współczynników wodoprze- puszczalności i odsączalności grawitacyjnej. P o - miarów d o k o n y w a n o za pomocą cylindra, który wciskano d o badanego osadu. N a tej podstawie wybrano pięćdziesiąt próbek o ciężarze 20-30 kg d o szczegółowych, kompleksowych b a d a ń labora- toryjnych. Próbki pobierano z osadów występują- cych w rozpoznanych strefach drenażu wód po- dziemnych. W celu wyeliminowania takich serii eksperymentów, w których zaburzenia w a r u n k ó w przepływu wody zaznaczyły się już w początko- wej fazie badań, czyli nasycania próbek, d o dal- szych b a d a ń wybrano tylko trzydzieści osiem próbek, reprezentujących osady od pylastych d o żwirów średnich włącznie.
Cykl badawczy każdej próbki składał się z następujących podstawowych czynności: po wy- suszeniu próbki w temperaturze 105-110° C i jej d o k ł a d n y m rozdrobnieniu, przeprowadzono naj- pierw oznaczenia jej cech teksturalnych, tzn. roz- dział na poszczególne frakcje, określenie średnicy
efektywnej, nierównomierności uziarnienia, kształ- tu ziarna — kulistości i obtoczenia, oraz poro- watości całkowitej przy różnym stopniu zagę- szczenia próbki.
Badanie cech teksturalnych. Rozdziału próbki na frakcje ziarna d o k o n a n o za pomocą zestawu kilkunastu sit d o b r a n y c h w t o k u wstępnej analizy granulometrycznej. Jeżeli na sicie o najdrobniej- szych oczkach, tzn. 0,07 mm, pozostawało dzie- sięć i więcej procent wagowych próbki, d o d a t k o -
wo w y k o n y w a n o oznaczenia pipetowe. Wyniki pomiarów nanoszono na wykres uziarnienia w skali półlogarytmicznej, z k t ó r e g o następnie obli- czano charakterystyczne średnice ziarna (d5, dl0, dso> dfjo) oraz współczynnik nierównomierności uziarnienia (m).
Badanie kształtu ziarna w y k o n y w a n o za po- mocą binokularu, umożliwiającego pomiary w układzie trójwymiarowym. Z a s t o s o w a n o m e t o d ę wzorca według K r u m b e i n a i Sloosa (Gradziński et al. 1976) k a ż d o r a z o w o dla dwóch średnic ziar- na (dl0, d60) w celu określenia dokładności oraz tendencji zmian. Jeżeli średnica d10 była mniejsza od 0,1-0,2 mm, to b a d a n o średnicę 0,2 mm, przyj- m u j ą c tę wartość za najniższą, k t ó r a podlegać jeszcze może o b r ó b c e mechanicznej. Wyniki oznaczeń przedstawiono w postaci histogramu (fig. 5) oraz obliczono wartości średnie ważone dla każdej średnicy, k t ó r e następnie uśredniano dla b a d a n e j próbki.
P o r o w a t o ś ć całkowitą oznaczono metodą róż- nicy gęstości właściwej i objętościowej b a d a n e j próbki. W tym celu d o pojemnika metalowego o objętości 150 c m3 wsypywano wysuszoną p r ó b k ę w temperaturze 105-110° C, a następnie zagę- szczano ją d o wymaganej gęstości objętościowej.
P o r o w a t o ś ć oznaczono przy dziesięciu różnych zagęszczeniach, od luźnego d o maksymalnego dla danego osadu. Gęstość właściwą próbki określo- n o w cylindrze z wodą destylowaną na podstawie oznaczeń objętości ziarna skalnego. M o ż n a przy- jąć, że oznaczona tą metodą porowatość całkowi-
t a o d p o w i a d a porowatości odkrytej b a d a n y c h próbek (Lambe, W h i t m a n 1978).
D R E N A Ż WODY W WARI N K A C H LABORATORYJNYCH 13
Przygotowanie kolumny gruntu do badań. W następnym etapie starannie wypełniono k o l u m n ę (fig. 3) b a d a n ą próbką celem uzyskania jej po- dobnego, j e d n o r o d n e g o wysortowania i zachowa- nia średniego zagęszczenia, mieszczącego się w zakresie stosowanego przy oznaczaniu p o r o w a - tości całkowitej. P o zważeniu całej próbki, napeł- niano nią przezroczystą k o l u m n ę w sposób ciągły małymi d a w k a m i , u n i k a j ą c w ten sposób powsta- wania sztucznego warstwowania. D l a zmniejsze-
Fig. 3. Schemat kolumny do badania przepływu drenującego.
1 — cylinder szklany; 2 — rozmieszczenie piezometrów w kolumnie; 3 — próbka gruntu; 4 — część cylindra wypełnio- na wodą dla określenia wzniosu kapilarnego; 5 — przelew ruchomy (fl2); 6 - przelew stały (//,); 7 — dopływ wody do
kolumny; 8 - naczynie pomiarowe
The column for drainage flow investigation. 1 — glass tube; 2
— piezometers (position); 3 — sample; 4 — part of column containing water used for capillary height investigation; 5 — mobil spillway (H2)', 6 — constant spillway (Hi); 7 — service-
pipe for water; 8 — measure container
nia zaburzeń wynikających z płaskiego ułożenia powierzchni ziarn, zwłaszcza grubszych frakcji, p r ó b k ę wsypywano przy nachyleniu k o l u m n y pod k ą t e m 45°. W końcowej fazie tej czynności k o l u m n ę ustawiono pionowo i zagęszczano p r ó b - kę za pomocą wstrząsarki wibracyjnej d o uzyska- nia średniej gęstości objętościowej o d p o w i a d a j ą - cej określanej wcześniej średniej jej porowatości oraz odczytanej z n o r m klasyfikacyjnych (Grunty budowlane, 1976). Najwyższe partie próbki d o d a t - k o w o zagęszczano ręcznie, p o r ó w n u j ą c z zagę- szczeniem pozostałej jej partii. Powyższy sposób przygotowania próbki spełniał w przybliżeniu wymogi sztucznie uzyskanej jednorodności osa- dów, co w dalszych fazach b a d a ń obrazował rów- nomierny wznios kapilarny podczas nasycania wodą. P r ó b k ę nasycano wodą wodociągową, nie- przegotowaną, pozostawioną na kilka dni w po- mieszczeniach piwnicznych, w których utrzymy- wała się stała t e m p e r a t u r a (około 20° C). Przy tej temperaturze przeprowadzono wszystkie badania.
Nasycanie próbek. Nasycanie każdej próbki przeprowadzono od jej podstawy, zasilając ją znaną objętością wody przez przelew umieszczo- ny nad kolumną na stałej wysokości (fig. 3). W trakcie nasycania mierzono wysokość zwilżenia suchej próbki w kolumnie oraz zmienność ciśnień na długości nasycania, p o c z ą t k o w o co jedną mi- nutę, a następnie co 5-10 minut. W trakcie nasy- cania obserwowano szczególnie górne partie fron- tu zwilżania (fig. 10). W momencie pojawiania się wody wolnej w kolejnych piezometrach, dokony- w a n o od tej wysokości pomiaru wysokości wzniosu kapilarnego. Nierównomierna po- wierzchnia frontu zwilżania oraz zaburzenia regu- larności wskazań jednego lub kilku piezometrów mogły być wskaźnikiem zmian strukturalnych oś- rodka, w tym zapowietrzania próbki. W końco- wej fazie nasycania zwracano uwagę na górną powierzchnię próbki, tzn. równomierność jej zwil- żania oraz mętność wody będącej jednym ze wskaźników ewentualnego występowania zjawi- ska sufozji mechanicznej. Ze strefy wzniosu kapi- larnego pobierano ze stropu kolumny kilka ma- łych próbek w celu wyznaczenia rozkładu wilgot- ności. Próbki te pobierano w krótkich odcinkach czasowych, zależnie od prędkości procesu nasyca- nia, zwykle co kilkadziesiąt sekund.
Badanie przepływu wody po nasyceniu próbek.
P o zakończeniu nasycenia k o n t y n u o w a n o obser- wacje i pomiary przepływu w ośrodku nasyco- nym. Mierzono czas podnoszenia się każdego centymetra słupa wody nad próbką, temperaturę oraz wizualnie klarowność wody wypływającej z
