Hydraulická vodivost - Hydraulic conductivity
Hydraulická vodivost, symbolicky znázorněno jako , je majetkem společnosti cévnaté rostliny, půdy a kameny, která popisuje snadnost, s jakou se tekutina (obvykle voda) může pohybovat pórovými prostory nebo zlomeninami. Záleží na vnitřní propustnost materiálu, stupeň nasycení a na hustota a viskozita tekutiny. Nasycená hydraulická vodivost, K.sat, popisuje pohyb vody nasyceným médiem. Podle definice je hydraulická vodivost poměr rychlosti k hydraulický spád což naznačuje propustnost porézního média.
Metody stanovení
Existují dvě široké kategorie stanovení hydraulické vodivosti:
- Empirický přístup, při kterém je hydraulická vodivost korelována s vlastnostmi půdy Velikost pórů a velikost částic (velikost zrna) distribuce a textury půdy
- Experimentální přístup, při kterém se stanoví hydraulická vodivost z hydraulických experimentů pomocí Darcyho zákon
Experimentální přístup je obecně klasifikován do:
- Laboratoř zkoušky s použitím vzorků půdy vystavených hydraulickému namáhání experimenty
- Polní testy (na místě, in situ), které se rozlišují na:
- malé terénní testy s využitím pozorování hladiny vody v dutinách v půdě
- rozsáhlé polní testy, jako testy čerpadel v studny nebo sledováním fungování stávající horizontální odvodnění systémy.
Testy v malém měřítku se dále dělí na:
- infiltrace testy v dutinách výše the vodní stůl
- slimáky testy v dutinách níže the vodní stůl
Metody stanovení hydraulické vodivosti a další související problémy jsou zkoumány několika výzkumnými pracovníky.[Citace je zapotřebí ]
Odhad empirickým přístupem
Odhad z velikosti zrna
Allen Hazen odvozený empirický vzorec pro aproximaci hydraulické vodivosti z analýz velikosti zrna:
kde
- Hazenův empirický koeficient, který má hodnotu mezi 0,0 a 1,5 (v závislosti na literatuře), s průměrnou hodnotou 1,0. A.F Salarashayeri & M. Siosemarde dávají C jako obvykle mezi 1,0 a 1,5, s D v mm a K v cm / s.
- je průměr z 10 percentil zrnitost materiálu
Funkce pedotransferu
A funkce pedotransferu (PTF) je specializovaná empirická metoda odhadu, která se používá zejména v EU vědy o půdě, má však stále větší využití v hydrogeologii.[1] Existuje mnoho různých metod PTF, ale všechny se pokoušejí určit vlastnosti půdy, jako je hydraulická vodivost, vzhledem k několika změřeným vlastnostem půdy, jako je půda velikost částic, a objemová hmotnost.
Stanovení experimentálním přístupem
Existují relativně jednoduché a levné laboratorní testy, které lze provést ke stanovení hydraulické vodivosti půdy: metoda s konstantní hlavou a metoda klesající hlavy.
Laboratorní metody
Metoda s konstantní hlavou
The metoda s konstantní hlavou se obvykle používá na zrnitou půdu. Tento postup umožňuje vodě pohybovat se půdou za ustáleného stavu hlavy, zatímco se po určitou dobu měří objem vody protékající vzorkem půdy. Znalostí hlasitosti vody měřené v čase , přes vzorek délky a průřezová plocha , stejně jako hlava , hydraulická vodivost, , lze odvodit jednoduchým přeskupením Darcyho zákon:
Důkaz: Darcyho zákon stanoví, že objemový průtok závisí na tlakovém rozdílu, mezi dvěma stranami vzorku, propustnost, a viskozita, , tak jako: [2]
V experimentu s konstantní hlavou definuje hlava (rozdíl mezi dvěma výškami) přebytečnou vodní hmotu, , kde je hustota vody. Tato hmotnost váží na straně, na které je, a vytváří tlakový rozdíl o , kde je gravitační zrychlení. Zapojení přímo do výše uvedeného dává
Pokud je hydraulická vodivost definována jako vztažená k hydraulické propustnosti jako
- ,
to dává výsledek. “
Metoda padající hlavy
U metody s klesající hlavou je vzorek půdy nejprve nasycen za určitých podmínek hlavy. Voda se poté nechá protékat půdou bez přidání vody, takže tlaková hlava klesá, když voda prochází vzorkem. Výhodou metody padající hlavy je, že ji lze použít pro jemnozrnné i hrubozrnné půdy.[3] Pokud hlava spadne z na za čas , pak se hydraulická vodivost rovná
Důkaz: Jak je uvedeno výše, zní Darcyho zákon
Pokles objemu souvisí s klesající hlavou o .Připojení tohoto vztahu k výše uvedenému a zohlednění limitu jako , diferenciální rovnice
má řešení
- .
Připojování a přeskupení dává výsledek.
Metody in situ (v terénu)
Ve srovnání s laboratorní metodou poskytují polní metody nejspolehlivější informace o propustnosti půdy s minimálními poruchami. V laboratorních metodách ovlivňuje stupeň narušení spolehlivost hodnoty propustnosti půdy.
Čerpací zkouška
Zkouška čerpáním je nejspolehlivější metodou pro výpočet koeficientu propustnosti půdy. Tento test se dále dělí na Test čerpání a Test čerpání.
Metoda Augerhole
Existují také metody in-situ pro měření hydraulické vodivosti v terénu.
Když je hladina podzemní vody mělká, metoda vrtané díry, a slimák test, lze použít ke stanovení hydraulické vodivosti pod hladinou vody.
Metodu vyvinul Hooghoudt (1934)[4] v Nizozemsku a v USA ji představil Van Bavel en Kirkham (1948).[5]
Metoda používá následující kroky:
- šnek díra je perforována do půdy až pod hladinu podzemní vody
- voda je odváděna z vrtané díry
- zaznamenává se rychlost vzestupu hladiny vody v díře
- the -hodnota se počítá z dat jako:[6]
kde: horizontální nasycená hydraulická vodivost (m / den), hloubka vodní hladiny v díře vzhledem k hladině podzemní vody v půdě (cm), v čase , v čase , čas (v sekundách) od prvního měření tak jako , a je faktor v závislosti na geometrii díry:
kde: poloměr válcového otvoru (cm), je průměrná hloubka hladiny vody v díře vzhledem k hladině podzemní vody v půdě (cm), zjištěná jako , a je hloubka dna díry vzhledem k hladině podzemní vody v půdě (cm).
Na obrázku je velká variace -hodnoty měřené metodou augerhole na ploše 100 ha.[7] Poměr mezi nejvyšší a nejnižší hodnotou je 25. Kumulativní rozdělení frekvence je lognormální a byl vyroben s CumFreq program.
Související veličiny
Propustnost
Propustnost je měřítkem toho, kolik vody lze přenést vodorovně, například do čerpací studny.
- Propustnost by neměla být zaměňována s podobným slovem propustnost použito v optika, což znamená zlomek dopadajícího světla, který prochází vzorkem.
An vodonosná vrstva může sestávat z půdní vrstvy. Propustnost pro horizontální tok z půdní vrstva s a nasycený tloušťka a horizontální hydraulická vodivost je:
Propustnost je přímo úměrná vodorovné hydraulické vodivosti a tloušťka . Vyjadřování vm / den a vm, propustnost se nachází v jednotkách m2/den.
Celková propustnost zvodnělé vrstvy je:[6]
- kde znamená součet ve všech vrstvách .
The zdánlivý horizontální hydraulická vodivost zvodnělé vrstvy je:
kde , celková tloušťka vodonosné vrstvy, je , s .
Transmisivitu zvodnělé vrstvy lze určit z čerpací zkoušky.[8]
Vliv hladiny podzemní vody
Když je vrstva půdy nad vodní stůl, není nasycený a nepřispívá k propustnosti. Když je půdní vrstva zcela pod hladinou podzemní vody, odpovídá její nasycená tloušťka samotné tloušťce půdní vrstvy. Když je hladina podzemní vody uvnitř vrstvy půdy, odpovídá nasycená tloušťka vzdálenosti hladiny podzemní vody od spodní části vrstvy. Protože se vodní hladina může chovat dynamicky, může se tato tloušťka měnit z místa na místo nebo z času na čas, takže se podle toho může měnit propustnost.
V částečně uzavřené vodonosné vrstvě se hladina podzemní vody nachází v půdní vrstvě se zanedbatelně malou propustností, takže změny celkové propustnosti () vyplývající ze změn hladiny podzemní vody jsou zanedbatelně malé.
Při čerpání vody z neomezené zvodnělé vrstvy, kde je hladina podzemní vody uvnitř vrstvy půdy se značnou propustností, může být hladina podzemní vody čerpána dolů, čímž se snižuje propustnost a snižuje se průtok vody do studny.
Odpor
The odpor na svislý tok () z půdní vrstva s a nasycený tloušťka a vertikální hydraulická vodivost je:
Vyjadřování vm / den a vm odpor () je vyjádřen ve dnech.
Celkový odpor () vodonosné vrstvy je:[6]
kde znamená součet ve všech vrstvách:
The zdánlivý vertikální hydraulická vodivost () vodonosné vrstvy je:
kde je celková tloušťka vodonosné vrstvy: , s
Odpor hraje roli v vodonosné vrstvy kde dochází k posloupnosti vrstev s měnící se horizontální propustností, takže horizontální tok se nachází hlavně ve vrstvách s vysokou horizontální propustností, zatímco vrstvy s nízkou horizontální propustností propouštějí vodu hlavně ve vertikálním smyslu.
Anizotropie
Když je vodorovná a svislá hydraulická vodivost ( a ) z půdní vrstva se značně liší, o vrstvě se říká, že je anizotropní s ohledem na hydraulickou vodivost.
Když zdánlivý horizontální a vertikální hydraulická vodivost ( a ) se značně liší, vodonosná vrstva se říká, že je anizotropní s ohledem na hydraulickou vodivost.
Nazývá se vodonosná vrstva částečně uzavřený když je nasycená vrstva s relativně malou horizontální hydraulickou vodivostí (polomezující vrstva nebo aquitard ) překrývá vrstvu s relativně vysokou vodorovnou hydraulickou vodivostí, takže tok podzemní vody v první vrstvě je převážně vertikální a ve druhé vrstvě hlavně horizontální.
Odpor částečně omezující vrchní vrstvy vodonosné vrstvy lze určit z čerpací zkoušky.[8]
Při výpočtu toku do kanalizace[9] nebo do a studna pole[10] ve vodonosné vrstvě s cílem ovládat vodní hladinu, je třeba vzít v úvahu anizotropii, jinak může být výsledek chybný.
Relativní vlastnosti
Vzhledem k jejich vysoké pórovitosti a propustnosti písek a štěrk vodonosné vrstvy mají vyšší hydraulickou vodivost než jíl nebo nezlomený žula kolektory. Pískové nebo štěrkové kolektory by se tak snadněji získávaly z vody (např. Čerpáním studna ) kvůli jejich vysoké propustnosti ve srovnání s jílovými nebo nezlomenými podzemními vodonosnými vrstvami.
Hydraulická vodivost má jednotky s rozměry délky za čas (např. M / s, ft / den a (gal / den) / ft2); transmisivita pak má jednotky s rozměry délky na druhou za čas. Následující tabulka uvádí některé typické rozsahy (ilustrující pravděpodobné množství řádů) pro K. hodnoty.
Hydraulická vodivost (K.) je jednou z nejsložitějších a nejdůležitějších vlastností zvodnělých vrstev v hydrogeologii, protože hodnoty nalezené v přírodě:
- rozsah přes mnoho řádově (za distribuci se často považuje lognormální ),
- měnit velké množství v prostoru (někdy považováno za náhodně prostorově distribuované, nebo stochastický v přírodě),
- jsou směrové (obecně K. je symetrický druhý stupeň tenzor; např. svisle K. hodnoty mohou být o několik řádů menší než horizontální K. hodnoty),
- jsou závislé na měřítku (testování a m³ zvodnělé vrstvy obecně přinese jiné výsledky než podobná zkouška pouze na cm3 vzorku stejné zvodnělé vrstvy)
- musí být stanoveno nepřímo přes pole čerpací zkoušky, laboratorní kolonové průtokové testy nebo inverzní počítačová simulace (někdy také z velikost zrna analýzy) a
- jsou velmi závislí (v a nelineární způsobem) na obsah vody, což umožňuje řešení nenasycený tok rovnice obtížná. Ve skutečnosti je variabilně nasycený K. pro jeden materiál se mění v širším rozsahu než nasycený K. hodnoty pro všechny typy materiálů (ilustrativní rozsah těchto materiálů viz tabulka níže).
Rozsahy hodnot pro přírodní materiály
Tabulka nasycené hydraulické vodivosti (K.) hodnoty nalezené v přírodě

Hodnoty jsou pro typické čerstvé podzemní voda podmínky - za použití standardních hodnot viskozita a specifická gravitace pro vodu při 20 ° C a 1 atm. Viz obdobná tabulka odvozená od stejného zdroje pro vnitřní propustnost hodnoty.[11]
K. (cm/s ) | 10² | 101 | 100=1 | 10−1 | 10−2 | 10−3 | 10−4 | 10−5 | 10−6 | 10−7 | 10−8 | 10−9 | 10−10 |
K. (ft /den ) | 105 | 10,000 | 1,000 | 100 | 10 | 1 | 0.1 | 0.01 | 0.001 | 0.0001 | 10−5 | 10−6 | 10−7 |
Relativní propustnost | Pervious | Polopropustný | Nepropustný | ||||||||||
Vodonosná vrstva | Dobrý | Chudý | Žádný | ||||||||||
Nekonsolidované Písek & Štěrk | Dobře tříděný štěrk | Dobře tříděný písek nebo písek a štěrk | Velmi jemný písek, břidlice, Spraše, Hlína | ||||||||||
Nekonsolidovaná hlína a organické | Rašelina | Vrstvené Jíl | Tlustý / nezvětšený jíl | ||||||||||
Konsolidované skály | Vysoce fraktální skály | Olejová nádrž Skály | Čerstvý Pískovec | Čerstvý Vápenec, Dolomit | Čerstvý Žula |
Zdroj: upraveno z Bear, 1972
Viz také
- Aquiferův test
- Hydraulická analogie
- Funkce pedotransferu - pro odhad hydraulické vodivosti dané vlastnosti půdy
Reference
- ^ Wösten, J.H.M., Pachepsky, Y.A., a Rawls, W.J. (2001). "Funkce pedotransferu: překlenutí propasti mezi dostupnými základními údaji o půdě a chybějícími hydraulickými vlastnostmi půdy". Journal of Hydrology. 251 (3–4): 123–150. Bibcode:2001JHyd..251..123W. doi:10.1016 / S0022-1694 (01) 00464-4.CS1 maint: více jmen: seznam autorů (odkaz)
- ^ Řízení kapilárního toku aplikace Darcyho zákona
- ^ Liu, Cheng „Půdy a základy“. Upper Saddle River, New Jersey: Prentice Hall, 2001 ISBN 0-13-025517-3
- ^ SB Hooghoudt, 1934, v holandštině. Úhrada tot kennis van enige natuurkundige grootheden van de grond. Verslagen Landbouwkundig Onderzoek č. 40 B, str. 215-345.
- ^ C.H.M. van Bavel a D. Kirkham, 1948. Měření polní propustnosti půdy pomocí šnekových otvorů. Půda. Sci. Soc. Dopoledne. Proc 13: 90-96.
- ^ A b C Stanovení nasycené hydraulické vodivosti. Kapitola 12 in: H.P. Ritzema (ed., 1994) Drainage Principles and Applications, ILRI Publication 16, p.435-476. Mezinárodní institut pro rekultivaci a zlepšení půdy, Wageningen (ILRI), Nizozemsko. ISBN 90-70754-33-9. Stažení zdarma od: [1] pod č. 6 nebo přímo jako PDF: [2]
- ^ Výzkum odvodnění v oblastech zemědělců: analýza dat. Příspěvek do projektu „Liquid Gold“ Mezinárodního institutu pro melioraci a zlepšování půdy (ILRI), Wageningen, Nizozemsko. Stažení zdarma od: [3] pod č. 2 nebo přímo jako PDF: [4]
- ^ A b J.Boonstra a R.A.L. Kselik, SATEM 2002: Software pro vyhodnocení testu aquifer, 2001. Publ. 57, International Institute for Land melioration and Improvement (ILRI), Wageningen, Nizozemsko. ISBN 90-70754-54-1 On-line: [5]
- ^ Energetická bilance toku podzemní vody aplikovaná na podpovrchové odvodnění v anizotropních půdách potrubími nebo příkopy se vstupním odporem. Mezinárodní institut pro rekultivace a zlepšení půdy, Wageningen, Nizozemsko. On-line: [6] Archivováno 2009-02-19 na Wayback Machine . Papír založený na: R.J. Oosterbaan, J. Boonstra a K.V.G.K. Rao, 1996, „Energetická bilance toku podzemní vody“. Publikováno v publikacích V.P.Singh a B.Kumar (eds.), Subsurface-Water Hydrology, str. 153-160, Vol.2 of Proceedings of the International Conference on Hydrology and Water Resources, New Delhi, India, 1993. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Nizozemsko. ISBN 978-0-7923-3651-8. On-line: [7]. Odpovídající bezplatný program EnDrain lze stáhnout z: [8]
- ^ Podpovrchová drenáž pomocí (trubkových) studní, 9 stran. Vysvětlení rovnic použitých v modelu WellDrain. Mezinárodní institut pro rekultivaci a zlepšení půdy (ILRI), Wageningen, Nizozemsko. On-line: [9]. Odpovídající bezplatný program WellDrain lze stáhnout z: [10]
- ^ Bear, J. (1972). Dynamika tekutin v porézních médiích. Dover Publications. ISBN 0-486-65675-6.