DANIEL SCR ĂDEANU ALEXANDRU GHEORGHE CUPRINS… [624324]
AHIDROGEOLOGIE GENERAL Ă
DANIEL SCR ĂDEANU ALEXANDRU GHEORGHE
CUPRINS
CUPRINS…………………………………………………………………………………………………….. A
1. FACTORII NATURALI AI ALIMENT ĂRII ȘI REGIMULUI APELOR SUBTERANE
(Daniel Scr ădeanu și Alexandru Gheorghe) ………………………………………………………. 1
1.1. Ciclul hidrologic global…………………………………………………………………………… 2
1.1.1. Resursele de ap ă ale Pământului……………………………………………………… 2
1.1.2. Energia ciclului hidrologic global……………………………………………………….. 3
1.1.3. Dinamica ciclului hidrologic………………………………………………………………. 3
1.1.4. Ecua ția ciclului hidrologic…………………………………………………………………. 5
1.2. Regimul termic……………………………………………………………………………………… 7
1.2.1. Regimul termic al aerului …………………………………………………………………. 7
1.2.2. Regimul termic al solului………………………………………………………………….. 8
1.2.3. Regimul termic al apelor ………………………………………………………………….. 9
1.2.3.1. Regimul termic al apelor de suprafa ță………………………………………….. 9
1.2.3.2. Regimul termic al apelor subterane……………………………………………. 10
1.3. Precipita țiile atmosferice………………………………………………………………………. 10
1.3.1. Tipuri de precipita ții și formarea lor………………………………………………….. 10
1.3.2. Măsurarea precipita țiilor…………………………………………………………………. 12
1.3.3. Evaluarea precipita țiilor………………………………………………………………….. 13
1.3.3.1. Regim pluviometric………………………………………………………………….. 14
1.3.3.2. Precipita ție medie……………………………………………………………………. 14
1.3.4. Ploi acide …………………………………………………………………………………….. 15
1.4. Evapotranspira ția………………………………………………………………………………… 19
1.4.1. Evaporarea ………………………………………………………………………………….. 19
1.4.2. Transpira ția………………………………………………………………………………….. 21
1.4.3. Evapotranspira ția reală și potențială………………………………………………… 23
1.5. Umiditatea aerului……………………………………………………………………………….. 25
1.6. Date climatice ale teritoriului României ………………………………………………….. 26
1.6.1. Tipurile de clim ă……………………………………………………………………………. 27
1.6.2. Temperatura ………………………………………………………………………………… 27
1.6.3. Precipita țiile………………………………………………………………………………….. 28
1.7. Ciclul și componentele scurgerii……………………………………………………………. 28
1.8. Bazinul de recep ție……………………………………………………………………………… 32
1.8.1. Bazinul hidrografic ………………………………………………………………………… 32
1.8.1.1. Suprafa ța bazinului hidrografic………………………………………………….. 32
1.8.1.2. Forma bazinului hidrografic………………………………………………………. 33
1.8.1.3. Curba hipsometric ă si altitudinea medie a bazinului hidrografic …….. 33
1.8.1.4. Panta medie a bazinului hidrografic …………………………………………… 34
1.8.1.5. Înveli șul vegetal al bazinului hidrografic……………………………………… 34
1.8.1.6. Forma țiunile geologice din bazinul hidrografic …………………………….. 34
1.8.2. Bazinul hidrogeologic…………………………………………………………………….. 35
1.9. Elemente de hidrologie a cursurilor de ap ă…………………………………………….. 37
1.9.1. Morfometria re țelei hidrografice ………………………………………………………. 37
1.9.1.1. Profilul transversal al albiei……………………………………………………….. 38
1.9.1.2. Profilul longitudinal al albiei………………………………………………………. 39
1.9.1.3. Densitatea re țelei hidrografice…………………………………………………… 39
1.9.2. Hidrometria re țelei hidrografice……………………………………………………….. 40
B1.9.2.1. Nivelul curen ților de suprafa ță…………………………………………………… 40
1.9.2.2.Vitezele în curen ții de suprafa ță…………………………………………………. 41
1.9.2.3. Debitele curen ților de suprafa ță………………………………………………… 42
1.10. Infiltrarea………………………………………………………………………………………….. 46
1.10.1. Evaluarea infiltr ării cu infiltrometrul ………………………………………………… 46
1.10.2. Evaluarea infiltr ării cu lizimetrul ……………………………………………………. 48
1.11. Evaluarea scurgerii subterane cu ajutorul hidrografului ………………………….. 49
1.11.1.Caracteristicile cursurilor de ap ă…………………………………………………….. 49
1.11.2.Perioada de epuizare a acviferelor …………………………………………………. 51
1.11.3.Procedee de separare a scurgerii subterane……………………………………. 56
1.11.3.1. Metoda hidrografului………………………………………………………………. 56
1.11.3.2. Metoda hidrochimic ă……………………………………………………………… 60
1.12.Parametri ai scurgerii totale și subterane ………………………………………………. 61
1.12.1. Parametri ai scurgerii totale ………………………………………………………….. 61
1.12.2. Parametri ai scurgerii subterane……………………………………………………. 62
1.12.3. Parametri statistici ai variabilit ății scurgerilor …………………………………… 64
1.12.3.1. Asigurare experimental ă………………………………………………………… 64
1.12.3.2. Perioad ă de repetare……………………………………………………………… 65
Aplicație …………………………………………………………………………………………. 66
1.12.3.3. Generarea valorilor cronologice ……………………………………………… 67
Aplicație …………………………………………………………………………………………. 68
1.13. Bilan țul apei……………………………………………………………………………………… 70
1.14.Date hidrologice ale teritoriului României………………………………………………. 74
2. ORIGINEA ȘI DISTRIBU ȚIA GENERAL Ă A APELOR SUBTERANE ………………. 78
(Alexandru Gheorghe și Danel Scr ădeanu) ……………………………………………………… 78
2.1. Teorii privind originea apelor subterane …………………………………………………. 78
2.1.1. Teoria infiltr ării ……………………………………………………………………………… 78
2.1.2. Teoria condens ării vaporilor de ap ă…………………………………………………. 78
2.1.3. Teoria juvenil ă………………………………………………………………………………. 81
2.1.4. Teoria originii arteziene………………………………………………………………….. 82
2.1.5. Teoria apelor regenerate ……………………………………………………………….. 82
2.1.6. Teoria apelor fosile ……………………………………………………………………….. 83
2.2. Distribu ția general ă a apelor subterane………………………………………………….. 84
2.2.1. Forme de ap ă din scoar ța terestră…………………………………………………… 84
2.2.1.1. Apa în stare de vapori ……………………………………………………………… 85
2.2.1.2. Apa legat ă fizic……………………………………………………………………….. 85
2.2.1.3. Apa legat ă chimic……………………………………………………………………. 85
2.2.1.4. Apa capilar ă…………………………………………………………………………… 86
2.2.1.5. Apa liber ă………………………………………………………………………………. 86
2.2.1.6. Apa în stare solid ă…………………………………………………………………… 86
2.2.1.7. Apa în stare supracritic ă…………………………………………………………… 86
2.2.2. Zonarea umidit ății pe vertical ă………………………………………………………… 87
2.2.3. Geneza hidrosferei………………………………………………………………………… 89
2.2.4. Mi șcarea apei în geosfere………………………………………………………………. 90
2.2.5. Zonalitatea hidrogeodinamic ă…………………………………………………………. 93
2.3. Originea și vârsta izotopic ă a apelor subterane ………………………………………. 95
2.3.1. Izotopi de mediu utiliza ți pentru studiul apelor subterane ……………………. 96
2.3.2. Evaluarea originii apelor subterane …………………………………………………. 96
2.3.3. Evaluarea vârstei izotopice a apelor subterane …………………………………. 98
3. CARATERISTICI HIDROFIZICE ALE TERENURILOR ………………………………… 102
(Daniel Scr ădeanu și Alexandru Gheorghe) …………………………………………………… 102
3.1. Caracteristici ale matricei minerale………………………………………………………. 104
3.1.1. Granulozitate……………………………………………………………………………… 104
3.1.1.1. Coeficient de neuniformitate……………………………………………………. 104
3.1.1.2. Coeficient de sortare ……………………………………………………………… 105
C3.1.1.3. Diametru efectiv ……………………………………………………………………. 105
3.1.1.4. Curb ă granulometric ă medie și domeniu granulometric………………. 106
3.1.1.5. Suprafa ță specifică………………………………………………………………… 107
3.1.2. Porozitate și structura spa țiului poros…………………………………………….. 108
3.1.2.1. Factori geologici care determin ă porozitatea ……………………………. 109
Litologia ……………………………………………………………………………………….. 110
Compactarea ………………………………………………………………………………… 110
Cimentarea …………………………………………………………………………………… 111
Dolomitizarea………………………………………………………………………………… 111
3.1.2.2. Porometrie……………………………………………………………………………. 112
Metoda analizei optice……………………………………………………………………. 112
Metoda suc țiunii…………………………………………………………………………….. 113
Tipuri de pori…………………………………………………………………………………. 114
Tortuozitatea…………………………………………………………………………………. 115
3.1.2.2. Tipuri genetice de porozit ăți ……………………………………………………. 117
Porozitate primar ă…………………………………………………………………………. 118
Porozitate secundar ă……………………………………………………………………… 118
Porozitate fisural ă………………………………………………………………………….. 119
3.1.2.3. Tipuri de porozit ăți după gradul de mobilitate a apei subterane……. 120
Porozitate activ ă……………………………………………………………………………. 121
Porozitate de reten ție……………………………………………………………………… 124
3.1.2.4. Porozitatea rocilor carbonatice………………………………………………… 124
Gradul de carstifiere ………………………………………………………………………. 125
3.1.3. Permeabilitate intrinsec ă a terenurilor ……………………………………………. 126
3.1.3.1. Permeabilitatea sedimentelor neconsolidate……………………………… 126
3.1.3.2. Permeabilitatea rocilor……………………………………………………………. 127
3.2. Caracteristici fizice ale apelor subterane………………………………………………. 127
3.2.1. Greutate specific ă……………………………………………………………………….. 128
3.2.2. Compresibilitate ………………………………………………………………………….. 128
3.2.3. Vâscozitate ………………………………………………………………………………… 129
3.2.3.1. Vâscozitatea dinamic ă…………………………………………………………… 129
3.2.3.2. Vâscozitatea cinematic ă…………………………………………………………. 130
3.3. Caracteristici ale interac țiunii terenurilor cu apa subteran ă……………………… 130
3.3.1. Umiditatea terenurilor…………………………………………………………………… 132
3.3.1.1. Grad de satura ție…………………………………………………………………… 132
3.3.1.2. Deficit de satura ție…………………………………………………………………. 133
3.3.2. Tensiunea interfacial ă………………………………………………………………….. 133
3.3.3. Fenomene de capilaritate …………………………………………………………….. 135
3.3.3.1. Presiunea capilar ă…………………………………………………………………. 135
Modelul Brooks & Corey………………………………………………………………… 139
Modelul van Ghenuchten………………………………………………………………… 140
3.3.3.2. În ălțimea de ascensiune capilar ă…………………………………………….. 142
Apa capilar ă suspendat ă………………………………………………………………… 144
Deplasarea orizontal ă a apei capilare ………………………………………………. 145
3.3.4. Capacitatea de înmagazinare/cedare a acviferelor …………………………. 147
3.3.4.1. Înmagazinare în acvifere cu nivel liber ……………………………………… 148
3.3.4.2. Înmagazinare în acvifere sub presiune …………………………………….. 149
3.3.5. Conductivitatea hidraulic ă…………………………………………………………….. 150
3.3.5.1. Parametri hidraulici deriva ți din conductivitatea hidraulic ă…………… 152
Conductan ța …………………………………………………………………………………. 153
Transmisivitatea…………………………………………………………………………….. 154
Coeficientul de drenan ță…………………………………………………………………. 155
3.3.5.2. Estimarea conductivit ății hidraulice ………………………………………….. 158
Formule empirice…………………………………………………………………………… 159
Permeametre………………………………………………………………………………… 161
DTeste hidrodinamice in situ……………………………………………………………… 162
3.3.6. Coeficientul de difuzivitate hidraulic ă……………………………………………… 163
3.4. Caracteristici ale interac țiunii apei subterane cu fluide asociate ………………. 167
3.4.1. Parametri ai migr ării fluidelor miscibile în acvifere…………………………… 167
3.4.1.1. Parametri ai difuziei……………………………………………………………….. 168
Coeficient de difuzie ………………………………………………………………………. 168
Coeficient de difuzie efectiv ă…………………………………………………………… 168
3.4.1.2. Parametri ai advec ției…………………………………………………………….. 169
Dispersie mecanic ă……………………………………………………………………….. 169
Dispersia hidrodinamic ă…………………………………………………………………. 170
Număr Peclet………………………………………………………………………………… 172
3.4.1.3. Parametri ai proceselor chimice și biochimice …………………………… 173
Izoterme de sorb ție………………………………………………………………………… 174
Izoterma Freundlich ……………………………………………………………………. 174
Izoterma Langmuir ……………………………………………………………………… 175
Factor de retardare………………………………………………………………………… 176
3.4.2. Parametri ai migr ării fluidelor imiscibile în acvifere …………………………… 177
3.4.2.1. Fluide imiscibile mai u șoare decât apa …………………………………….. 182
Formarea acumul ării de fluid …………………………………………………………… 182
Determinarea grosimii stratului de fluid acumulat……………………………….. 184
Efectul oscila ției nivelului piezometric al acviferului…………………………….. 186
Calcul volumului de fluid recuperabil ………………………………………………… 186
3.4.2.2. Fluide imiscibile mai grele decât apa ……………………………………….. 188
Formarea acumul ării de fluid …………………………………………………………… 189
Determinarea grosimii stratului de fluid acumulat……………………………….. 189
Deplasarea fluidului fg în zona saturat ă……………………………………………. 190
4. CARACTERISTICILE GENERALE ALE HIDROSTRUCTURILOR…………………. 192
(Daniel Scr ădeanu) …………………………………………………………………………………….. 192
4.1. Acviferul…………………………………………………………………………………………… 193
4.1.1. Func ții și comportamente……………………………………………………………… 194
4.1.1.1. Func ția de stocaj …………………………………………………………………… 195
4.1.1.2. Func ția conductoare………………………………………………………………. 195
4.1.1.3. Func ția de schimb …………………………………………………………………. 196
4.1.2. Criterii de clasificare a acviferelor………………………………………………….. 197
4.1.2.1. Litologia terenurilor permeabile……………………………………………….. 198
4.1.2.2. Variabilitatea parametrilor ………………………………………………………. 198
4.1.2.3. Starea energetic ă a apei subterane …………………………………………. 199
Acvifere cu nivel liber ………………………………………………………………………………….. 201
Acvifere sub presiune …………………………………………………………………….. 202
4.1.2.4. Gradul de deschidere hidrogeologic ă……………………………………….. 204
Hidrostructuri deschise …………………………………………………………………… 205
Hidrostructuri par țial deschise …………………………………………………………. 205
Hidrostructuri închise……………………………………………………………………… 205
4.2. Hidrostructuri în sedimente neconsolidate ……………………………………………. 206
4.2.1. Acvifere aluvionare ……………………………………………………………………… 206
4.2.1.1. Acvifere suspendate cu nivel liber……………………………………………. 206
Acvifere cu nivel liber sus ținute ……………………………………………………….. 207
Acvifere litorale ……………………………………………………………………………… 208
4.2.2. Acvifere în forma țiuni glaciare……………………………………………………….. 211
4.3. Hidrostructuri în forma țiuni sedimentare……………………………………………….. 213
4.3.1. Tipuri de roci sedimentare ……………………………………………………………. 213
4.3.2. Complexitatea stratigrafic ă și structural ă………………………………………… 213
4.3.3. Acvifere în roci sedimentare epiclastice………………………………………….. 215
4.3.4. Acvifere în roci carbonatice…………………………………………………………… 216
4.3.4.1. Acvifere carbonatice difuze …………………………………………………….. 218
E4.3.4.2. Acvifere carbonatice carstice ………………………………………………….. 219
4.3.4.3. Acvifere carbonatice sub presiune …………………………………………… 220
4.4. Hidrostructuri în roci vulcanice ……………………………………………………………. 220
4.5. Hidrostructuri în roci intruzive și metamorfice………………………………………… 221
5. SCHEMATIZAREA HIDROSTRUCTURILOR……………………………………………… 223
(Daniel Scr ădeanu) …………………………………………………………………………………….. 223
5.1. Schematizare spa țială……………………………………………………………………….. 225
5.1.1. Morfologia hidrostructurii………………………………………………………………. 225
5.1.2. Extinderea cercet ării ……………………………………………………………………. 225
5.1.2.1. Extindere regional ă……………………………………………………………….. 227
5.1.2.2. Extindere local ă…………………………………………………………………….. 228
5.1.3. Rezolvarea ecua țiilor modelului matematic …………………………………….. 229
5.1.3.1. Solu ții analitice ……………………………………………………………………… 229
Schematizare în plan orizontal……………………………………………………………………… 229
Schematizare în plan vertical……………………………………………………………………….. 231
5.1.3.2. Solu ții numerice…………………………………………………………………….. 232
Schematizare în plan orizontal……………………………………………………………………… 232
Schematizare în plan vertical……………………………………………………………………….. 233
5.2. Schematizare parametric ă………………………………………………………………….. 234
5.2.1. Variabilitatea parametrului ……………………………………………………………. 236
5.2.1.1. Mediu omogen și izotrop ………………………………………………………… 236
5.2.1.2. Mediu neomogen și anizotrop …………………………………………………. 237
5.2.2. Extinderea cercet ării ……………………………………………………………………. 238
5.2.2.1. Extindere regional ă……………………………………………………………….. 239
5.2.2.2. Extindere local ă…………………………………………………………………….. 239
5.2.3. Rezolvarea ecua țiilor modelului matematic …………………………………….. 240
5.2.3.1. Solu ții analitice ……………………………………………………………………… 240
Schematizare a variabilit ății…………………………………………………………….. 240
Schematizare prin echivalare ………………………………………………………….. 241
5.2.3.2. Solu ții numerice…………………………………………………………………….. 244
Orientarea re țelei de discretizare……………………………………………………… 244
Calculul valorii parametrului…………………………………………………………….. 245
5.3. Schematizare hidrodinamic ă………………………………………………………………. 246
5.3.1 Frontiere hidrodinamice ale structurilor acvifere ……………………………….. 248
5.3.1.1. Frontier ă de tip sarcin ă piezometric ă impusă…………………………….. 249
5.3.1.2. Frontier ă de tip debit impus…………………………………………………….. 250
5.3.1.3. Frontier ă de tip debit dependent de sarcina piezometric ă…………… 252
5.3.1.4. Frontier ă de tip suprafa ță liberă………………………………………………. 253
5.3.1.5. Frontier ă de tip suprafa ță de prelingere ……………………………………. 254
5.3.2. Condi ții hidrodinamice ini țiale ……………………………………………………….. 255
BIBLIOGRAFIE ………………………………………………………………………….. VVVVVVVVVV
ANEXE……………………………………………………………………………………………………… 260
TERMINOLOGIE HIDROGEOLOGIC Ă STANDARDIZAT Ă……………………………… 272
INDEX ………………………………………………………………………………………………………. 291
11. FACTORII NATURALI AI ALIMENT ĂRII ȘI REGIMULUI APELOR
SUBTERANE (Daniel Scr ădeanu și Alexandru Gheorghe)
Apele subterane și viața lor misterioas ă, cu un
regim special, diferen țiat net de cel al apelor de
suprafață cu care comunic ă permanent, sunt în mare
parte rezultatul alimentării cu ap ă „din cer” a
formațiunilor din adâncurile P ământului.
Alimentarea condiționează volumul rezervelor
de apă subteran ă din acvifere și absența ei o perioad ă
îndelungat ă duce la epuizarea acestora.
Regimul special al apelor subterane se
diferențiază de cel al apelor de suprafa ță prin
variabilitatea relativ redus ă, în timp și spațiu, a
caracteristicilor hidrodinamice ale acestuia: cota
nivelului piezometric, viteza de curgere, direc ția de
curgere etc.
Factorii naturali
care controleaz ă
alimentarea și regimul
apelor subterane pot fi
grupați în trei categorii
(Fig.1.1 ):
• factori climatici;
• factori hidrologici;
• factori geologici.
Factorii
climatici (temperatura,
precipita țiile atmosferice,
evapotranspira ția,
umiditatea aerului etc.)
sunt responsabili în
principal de alimentarea acviferelor. Influen ța lor
asupra regimului apelor subterane scade cu
adâncimea acviferelor și cu distan ța față de domeniile de alimentare de la suprafa ță.
Acțiunea factorilor climatici asupra scurgerii subterane este „intermediat ă” de
vegetație, sol, scurgerea de suprafa ță și caracteristicile hidro-fizice ale forma țiunilor
geologice în care se dezvolt ă acviferele.
Factorii climatici influen țează direct și imediat regimul cursurilor de ap ă de
suprafață. Efectul factorilor climatici asupra regimului cursurilor de ap ă de suprafa ță
se transmite apelor subterane cu un decalaj , uneori considerabil (zeci sau sute de
ani!!!), determinat de factorii geologici (tipul forma țiunilor, extinderea acviferelor,
structura spa țială a acestora).
Factorii hidrologici (scurgerea superficial ă pe versan ți, scurgerea total ă din
rețeaua hidrografic ă, apele stagnate de suprafa ță etc.) influen țează alimentarea și
regimul apelor subterane atât prin elementele de bilan ț ale bazinului hidrografic
asociat acviferelor cât ș
i prin tipul leg ăturilor hidraulice dintre acvifere și rețeaua
hidrografic ă. Conexiunile hidrodinamice între apele de suprafa ță și cele subterane
sunt intermediate de factorii geologici. Factori
climatici
Factori
hidrologici
Factori
geologici
Fig.1.1. Factorii naturali care controleaz ă
alimentarea și regimul apelor subterane
2Factorii climatici și cei hidrologici sunt utiliza ți pentru prognoza unor
elemente hidrogeologice cum ar fi: bilan țul acviferelor, debitul scurgerii subterane,
perioada de epuizare a acviferelor etc.).
Factorii geologici sunt reprezenta ți prin litologia forma țiunilor în care sunt
acumulate acviferele, extinderea și structura spa țială a acestora. Pentru acviferele de
adâncime cu domenii de alimentare și descărcare subterane, influen ța factorilor
geologici asupra aliment ării și regimului apelor subterane este predominant ă,
contribuția celorlal ți factori fiind nesemnificativ ă.
În cazul acviferelor freatice, aflate în leg ătură hidraulic ă cu rețeaua
hidrografic ă, ponderea tuturor factorilor naturali este aproximativ egal ă.
Identificarea factorilor naturali și a ponderii influen ței acestora asupra
alimentării și regimului apelor subterane are ca obiective:
• clarificarea procesului de formare a acviferului;
• schematizarea distribu ției spațiale a parametrilor hidrogeologici;
• schematizarea condi țiilor hidrodinamice ini țiale și pe conturul acviferelor;
Atingerea acestor obiective conduce la rezolvarea eficient ă a problemelor de
hidrogeologie aplicat ă de tipul: capt ări pentru aliment ările cu ap ă, drenajul apelor
subterane din z ăcămintele de substan țe minerale utile sau din zona de amplasare a
unor construc ții industriale sau civile, remedierea calit ății acviferelor poluate etc.
1.1. Ciclul hi drologic global
Un volum de ap ă de circa 3 310560 km⋅ (0,04% din volumul total de ap ă aflat
pe planeta noastr ă) particip ă la un circuit denumit ciclu hidrologic global , asigurând
permanen ța apei și deci a vie ții pe Pământ.
1.1.1. Resursele de ap ă ale Pământului
O estimare a resurselor de ap ă ale Pământului (Mar del Plate, 1977) relev ă
faptul că apei sărate îi revine o propor ție de 97,3% ( Tabelul 1.1 ) din volumul total de
apă. Numai o mic ă parte din volumul total de ap ă este disponibil ă pentru necesit ățile
oamenilor.
Tabelul 1.1. Resursele de ap ă ale Pământului
Volum Componente
Milioane km3 %
Oceanul planetar 1362,200 97,30
Ghețari 29,182 77,20
Ape subterane 8,467 22,40
Lacuri și mlaștini 0,132 0,35
Vapori în atmosfer ă 0,015 0,04
Râuri 0,004 0,01
Apă dulce
TOTAL ap ă dulce 37,800 2,70
TOTAL GENERAL 1400,00 100,00
Apa dulce din ghe țari, lacuri, mla știni și din atmosfer ă nu este utilizat ă în mod
curent pentru necesit ățile industriale și potabile.
Volumul de ape subterane de 8,467 milioane km3 corespunde acviferelor
situate pân ă la circa 200m adâncime, dar apele subterane dulci se pot g ăsi și la
3adâncimi mai mari. Pân ă la 2000 m adâncime, acviferele au o capacitate de 24
milioane km3, iar pân ă la 5000 m adâncime, capacitatea total ă se estimeaz ă la 60
milioane km3 de apă subteran ă (Castany, G.,1980). Ultimele date UNESCO arat ă că
numai 0,63% din volumul total de ap ă al Pământului este la dispozi ția omului (ape
dulci în stare lichid ă).
Cele mai mari rezervoare de ap ă ale Pământului au un rol important de
regularizare (hidraulic ă, chimică, termică, biologic ă) datorită masei lor de iner ție. În
ordine descresc ătoare aceste rezervoare sunt: Oceanul planetar, ghe țarii, apele
subterane (hidrosfera subteran ă), apele de suprafa ță ale continentelor (lacuri,
mlaștini, cursuri de suprafa ță) și atmosfera. Apele subterane constituie un rezervor
important atât prin m ărimea resursei cât și prin reparti ția geografic ă cea mai
convenabil ă.
Cu toate c ă apa reprezint ă elementul predominant din constitu ția
organismelor animale și vegetale, apa biologic ă reprezint ă numai 0,0001% din
volumul total de ap ă al Pământului.
1.1.2. Energia ciclului hidrologic global
Ciclul hidrologic este un sistem deschis în care radia ția solară este sursa
principală de energie.
Trecerea apei de la o stare de agregare la alta (lichid, vapori, solid) este asociată
cu schimbarea energiei termice a acesteia. Energia râurilor este datorat ă
energiei termice provenite de la Soare, energie care evapor ă apa de la nivelul
oceanelor și o ridică la cote înalte de unde cade pe suprafa ța Pământului.
Energia termic ă se exprim ă în calorii (1 calorie este energia termic ă/ căldura
necesară creșterii temperaturii unui gram de ap ă distilată de la 14,5oC la 15,5oC).
La temperaturi cuprinse între 0oC și 40oC căldura latent ă de
evaporare/condensare a apei, exprimat ă în calorii pe gram , poate fi estimat ă cu:
T cev ⋅ − = 564,03,597 (1.1)
în cate T este temperatura exprimat ă în grade Celsius.
Topirea unui gram de ghea ță la 0oC consum ă 79,7 calorii, iar sublimarea lui
(trecerea direct ă din stare solid ă în stare de vapori) 677 calorii (suma c ăldurii latente
de evaporare și topire: 597,3+79,7=677 calorii/gram).
Transform ările apei de-a lungul ciclului hidrologic și transferurile de energie
care le înso țesc sunt vitale pentru echilibrul termic al P ământului.
Într-un an calendaristic, datorit ă înclinării axei globului terestru, emisfera
nordică (la latitudini mai mari de 380) pierde mai mult ă energie prin radia ție terestr ă
decât prime ște prin radia ție solară, având un deficit de energie. Între Ecuator și 380
latitudine nordic ă energia absorbit ă este mai mare decât cea radiat ă, realizându-se
un excedent de energie. Pentru a compensa acest dezechilibru, energia termic ă este
transferat ă de curen ții oceanici și de cei atmosferici din zona deficitar ă în cea
excedentar ă, acest transfer determinând condi țiile climatice care afecteaz ă profund
ciclul hidrologic global.
1.1.3. Dinamica ciclului hidrologic
Cât timp exist ă Soarele, ciclul hidrologic nu are început și sfârșit, este
continuu . Deoarece cea mai mare cantitate de ap ă se află în oceane, în mod
4convențional, descrierea dinamicii ciclului hidrologic începe cu Oceanul iar
succesiunea complet ă a etapelor acestui ciclu este urm ătoarea ( Fig.1.2 ):
• Apa din Ocean se evapor ă, mai mult în zona ecuatorial ă unde radia ția solară
este mai intens ă și mai puțin în zona polilor și ajunge în atmosfer ă sub form ă
de vapori.
• Vaporii de ap ă din atmosfer ă, în condi ții favorabile se transform ă în
precipita ții care ajung pe P ământ sau se evapor ă din nou înainte s ă atingă
suprafața acestuia.
• Precipita țiile care au atins suprafa ța uscatului intr ă pe diferite c ăi în ciclul
hidrologic:
o evaporare rapidă la suprafa ța terenului și revenire sub form ă de
vapori în atmosfer ă;
o stocare pe suprafa ța topografic ă a apei sub diferite forme: ghea ță,
zăpadă sau apă în stare lichid ă;
o scurgere de suprafa ță sub ac țiune gravita țională în rețeaua
hidrografic ă organizat ă sau difuz ă;
o infiltrare în forma țiuni permeabile.
• Imediat sub suprafa ța topografic ă, acolo unde exist ă forma țiuni
permeabile, este o zon ă în care porii con țin apă și aer și care este cunoscut ă
sub denumirea de zonă vadoas ă sau zonă de aerare . Apa din aceast ă zonă
poartă denumirea de apă vadoas ă iar aceast ă apă urmeaz ă diferite c ăi în
funcție de condi țiile locale:
Fig.1.2. Ciclul hidrologic global (dup ă R.J.M..de
Wiest, 1965) Evaporare și
transpira ție Roci
impermeabile Zonă de
aerare Evaporare
Roci
permeabile
Scurgere de
suprafață
Curgere subteran ă
Roci
semipermeabileInfiltrare
5o drenată de rădăcinile plantelor care dup ă ce o utilizeaz ă o
transmit prin transpira ție, sub form ă de vapori, în atmosfer ă;
o curgere hipodermic ă în cazul prezen ței unor intercala ții
impermeabile în zona vadoas ă;
o evaporare spre suprafa ța topografic ă, atunci când temperatura
este ridicat ă și grosimea zonei vadoase este redus ă.
• Excesul de ap ă vadoasă este drenat gravita țional, se transform ă în apă
subteran ă, satureaz ă formațiunile permeabile și formeaz ă acvifere . Apa
subteran ă curge sub ac țiunea gravita ției prin forma țiunile permeabile și o
parte din ea revine la suprafa ță prin izvoare, sau este drenat ă în râuri,
lacuri, m ări, Oceanul planetar.
• Apa magmatic ă este con ținută în magmele din crusta P ământului. Atunci
când magmele ajung la suprafa ță, în domeniul continental sau oceanic,
apa magmatic ă participă la ciclul hidrologic global.
• O parte din apa oceanelor conținută în sedimente este antrenat ă prin
subducție și intră în compozi ția magmei fiind sustras ă din ciclul hidrologic
global.
1.1.4. Ecua ția ciclului hidrologic
Ecuația ciclului hidrologic este o modalitate de evaluare cantitativ ă a acestuia.
Ea este o exprimare a legii conserv ării masei și poate fi scris ă simplificat sub forma:
Stocari Iesiri Intrari ± = (1.2)
Ecua ția poate fi aplicat ă sistemelor de orice dimensiune, de la un mic
rezervor pân ă la scara continentelor sau globului terestru. Ecua ția este dependent ă
de timp: elementele de intrare trebuie m ăsurate în aceea și perioad ă de timp în care
sunt măsurate ie șirile.
Comparând bilan țul oceanic
cu bilan țul continental (Fig.1.3 )
rezultă un dezechilibru de 36.400
km3/an, care este compensat de:
• circuitul continuu de vapori de
apă, în atmosfera superioar ă,
din domeniul oceanic c ătre
continente;
• scurgerea total ă din domeniul
continental în cel oceanic.
Acest dezechilibru este
compus din scurgerea de suprafa ță
(34.400 km3/an) și descărcarea direct ă
a apelor subterane în Oceanul
planetar (2000 km3).
Ecuația ciclului hidrologic poate fi
detaliată pentru diferite domenii
spațiale (în Tabelul 1.2 sunt
explicitate nota țiile din ecua țiile
bilanțului):
pentru Oceanul Planetar ( OP)
OP OP OP Y P E − = (1.2)
Fig.1.3. Ecuații ale ciclului hidrologic la scar ă
globală (A), oceanic ă (B) și continental ă (C)
(cifrele încadrate sunt exprimate în km3iar
restul în km3/an; după Castany, 1980))
6 pentru domeniul continental ( U):
Y P EU U − = (1.3)
bilanțul global al întregii Hidrosfere:
U OP U OP P P E E + = + (1.4)
Volumul de ap ă al precipita țiilor (ploi + z ăpezi) într-un an mediu este egal cu
volumul de ap ă evaporat ă. Circuitul continental mai este cunoscut ca circuitul mic
datorită cantităților reduse de ap ă pe care le transport ă.
Evaluarea componentelor hidrosferei și a ciclului hidrologic global are un
caracter aproximativ, dat fiind dificultatea calculelor respective. În aceste condi ții,
este important de re ținut ordinul de m ărime al componentelor bilan țului și raporturile
dintre acestea.
O diferen țiere a comport ării rezervelor de ap ă ale Pământului se poate face
cu ajutorul conceptului de durată de refacere (Castany, G.,1980), adic ă timpul
necesar refacerii rezervei, prin alimentare natural ă, după ce rezervorul subteran este
golit de ap ă.
Această durată se calculeaz ă ca raport între capacitatea rezervorului și
aporturile naturale. Cu cât durata de refacere este mai mic ă, cu atât riscul de
propagare a polu ării acviferelor este mai mare și cu cât aceast ă durată de refacere
este mai mare, cu atât procesele de depoluare sunt mai dificile.
Tabelul 1.2 . Elementele ecua ției ciclului hidrologic
Domeniul
Elemente Volum
[km3/an] Coloană
echivalent ă
[mm/an]
%
Oceanul
planetar Precipita ții (P OP) 400.400 1109 77,0
(361x106km3) Aportul scurgerii
totale (Y OP)
36.400
101
Evaporări (E OP) 436.800 1210 84,0
Evapotranspira ție
(EU) 74.200 624 14,3
Scurgere total ă (Y) 36.400 306 Regiuni ale
uscatului cu
scurgere
(119x106km3) Precipita ții (P U) 110.600 930 21,3
Regiuni
endoreice Precipita ții 9.000 300 1,7
(30x106km3) Evapotranspira ție 9.000 300 1,7
Total
Hidrosfer ă Precipita ții 520.000 1.020 100,0
(510x106km3) Evapotranspira ție 520.000 1.020 100,0
Tabelul 1.3. Durata medie de refacere a marilor rezervoare de ap ă
Rezervorul Durata de refacere Rezervorul Durata de refacere
Oceanul planetar 2.600 ani Lacurile 17 ani
Apele subterane De la câțiva ani
până la mii de ani Rețeaua
hidrografic ă 18 zile
Umiditatea solului 1 an Apa biologic ă Câteva ore
Calotele glaciare 10.000 ani Atmosfera 10 zile
7Apele subterane ( Tabelul 1.3 .) se caracterizeaz ă prin durate mari și foarte
mari de refacere, de la câ țiva ani pentru acviferele freatice pân ă la mii de ani pentru
acviferele adânci.
1.2. Regimul termic
Energia necesar ă deplasării apei
în cadrul ciclului hidrologic global este furnizată în principal de radiațiile solare
din domeniul lungimilor de und ă
μ λ 0,20L= .
Intensitatea medie a radia ției
solare recep ționată de Pământ este de
0,30 ly (langley) și poate fi exprimat ă și
în cal/cm2 sau kW/m2:
1ly = 0,0697 watt/cm2 = 1 cal/cm2 (1.5)
Radia ția solară este par țial reflectat ă în atmosfer ă, fracțiunea reflectat ă este
numită albedou și se exprim ă în procente ( Tabelul 1.4 ).
Radiațiile solare, la contactul cu solul și apele curgătoare, se transform ă în
energie caloric ă provocând înc ălzirea aerului atmosferic, solului și apelor de
suprafață și subterane. Temperaturile se exprim ă în grade Celsius (
oC) sau în grade
Fahrenheit (oF), relația de echivalen ță fiind:
( )3295− = F Co o (1.6)
Propagarea energiei calorice în timp și spațiu, în func ție de neomogenitatea și
anizotropia mediului, determin ă regimul termic al aerului, solului și apelor .
1.2.1. Regimul termic al aerului
Sursa de căldură principal ă care determin ă regimul termic al aerului este
solul. Prin difuzia energiei calorice din sol spre p ăturile superioare ale aerului se
produce o stratificare a temperaturii aerului. Variabilitatea radia ției solare care “înc ălzește” solul condi ționează variația
temperaturii aerului care are valori maxime vara, când intensitatea insola ției este
maximă, și valori minime (negative) iarna, când insola ția este minim ă. Variația
diurnă a intensit ății insolației determin ă diferențe mari între temperaturile aerului din
timpul zilei și cele din timpul nopții.
Regimul termic al aerului se stabile ște pe baza măsurătorilor sistematice
efectuate cu ajutorul termometrelor montate la 2m deasupra solului, în ad
ăposturi
speciale care le protejeaz ă de inciden ța directă a radiației solare.
Regimul termic al aerului este cuantificat prin:
• temperaturile medii pentru diferite intervale de timp (zi, lun ă, anotimp, an,
perioade multianuale);
• temperaturi extreme (minimă, maximă) pentru diferite intervale de timp (zi,
lună, anotimp, an, perioad ă multianual ă);
• grad zi , care reprezint ă suma gradelor zilnice, dintr-un anumit interval de
timp, care dep ășesc un anumit grad de temperatur ă ( ex.: suma gradelor care
depășesc 0oC în timp de o lun ă de iarnă); Tabelul 1.4. Valorile albedou-ului
pentru diferite tipuri de suprafe țe
Tipul suprafe ței Albedou [%]
Zăpada curat ă 75…90
Nisipul 35…43
Argila 16…23
Iarba verde 26
Pădure de conifere 10…18
Suprafața apelor 2
8• grafice de varia ție în timp a temperaturii într-un punct de m ăsurare (sta ție
meteorologic ă) realizate pe baza seriilor de temperaturi m ăsurate în timp;
• hărțile cu izoterme (linii de egal ă valoare a temperaturii) realizate la anumite
momente și pe anumite zone cu valorile de temperatur ă din toate punctele de
observație măsurate în zona respectiv ă.
Regimul termic al aerului condi ționează în mod direct procesul de evaporare
a apei de la suprafa ța solului (apa din râuri, lacuri etc.), din atmosfer ă (apa din
precipita ții) și din zona de aerare a acviferelor freatice (apa subteran ă care particip ă
la curgerea hipodermic ă și cea a acviferelor, la nivelul suprafe ței piezometrice).
1.2.2. Regimul termic al solului
Energia caloric ă recepționată de sol de la Soare este separat ă în două
componente distincte:
• o component ă se propag ă în profunzime și contribuie la modificarea
temperaturii unui strat relativ subțire de sol de la suprafa ță (maximum 8…10
m);
• a doua component ă contribuie la modificarea temperaturii aerului cu care vine
în contact (aerul atmosferic și cel din zona de aerare a acviferelor).
Regimul termic al
solului, determinat de
propagarea c ăldurii de
la suprafa ță spre
adâncime, se ob ține de
regulă prin m ăsurători
directe executate cu
termometre plasate la
diferite adâncimi. Variabilitatea
temperaturii se reduce
proporțional cu
creșterea adâncimii
(Tabelul 1.5; Fig.1.4) )
Varia ția
temperaturii în subsol
este influen țată de
variația temperaturii de
la suprafa ța terenului
până la o adâncime de
maximum 8-10m. La adâncimi mai mari de 10 m se resimte influen ța gradientului
geotermic care determin ă, în medie, o cre ștere cu un grad Celsius a temperaturii
rocii pentru fiecare 33m. Tabelul 1.5. Variația temperaturii solului cu adâncimea, în sta ția meteorologic ă
Gheorghieni (dup ă I.Vladimir, 1978)
Adâncimi de m ăsurare a temperaturii solului [cm]
Data Temp
aer [oC]
la
H = 2m 0 -5 -10 -15 -20 -30 -40 -60 -80 -100
Temperaturi ale solului [oC]
4.01.63
1.1 -0.3 0 0 0.2 0.5 1.6 1.6 3 4.5 5.4
4.07.63 20.5 29.1 26 25.3 25 24.8 23.9 23.6 22.4 19.8 19.8
-110-90-70-50-30-1010
5- 0 5 10 15 20 25 30
Fig. 1.4. Variația temperaturii solului cu
adâncimea în sta ția meteo Gheorghieni. Temperatura solului [oC]Suprafața terenului (adâncime 0cm)
Temperatura
solului vara Adâncimi în sol [cm] Temperatura
solului iarna
9
1.2.3. Regimul termic al apelor
Variabilitatea intensit ății radiației solare, modalitatea de transfer a energiei
calorice și dinamica maselor de ap ă determin ă diferențierea regimului termic al
apelor de suprafa ță în raport cu cel al apelor subterane .
1.2.3.1. Regimul termic al apelor de suprafa ță
Regimul termic al apelor de suprafa ță, curgătoare și stagnante, se
diferențiază net datorit ă distribuției energiei calorice în masa de ap ă.
Curgerea în regim turbulent a apelor curg ătoare determin ă un amestec
continuu al maselor de ap ă și o uniformizare a temperaturii pe întreaga sec țiune de
curgere. Temperatura acestor ape urm ărește cu un anumit decalaj temperatura
aerului. Dac ă temperatura aerului scade sub zero grade Celsius, temperatura apei în
stare lichid ă se stabilizeaz ă în jurul acestei temperaturi și se suprar ăcește, cu
fracțiuni de grad Celsius, numai dac ă perioada de timp cu temperaturi negative este
suficient de mare.
Dac ă apa curg ătoare prime ște un aport de ap ă subteran ă cu temperatur ă
diferită, efectul asupra regimului termic este propor țional cu diferen ța de temperatur ă
dintre apa de suprafa ță și cea subteran ă și debitul aportului subteran, și se
evalueaz ă pe baza ecua ției de bilan ț termic:
( )t Q QtQtQf a f f a a ⋅ + =⋅ +⋅ (1.7)
în care
aQ – debitul apei curg ătoare în amonte de aportul din acviferul freatic;
fQ – aportul de ap ă subteran ă din acviferul freatic;
f att,- temperaturile apei de suprafa ță și subteran ă, corespunz ătoare debitelor;
t – temperatura apei de suprafa ță în aval de aportul din acviferul freatic.
Regimul stagnant al apei din lacuri configureaz ă cu totul diferit distribu ția
temperaturii în timp și spațiu.
Distribu ția temperaturii apei în lacurile naturale adânci sau în lacurile de
acumulare se stabile ște în func ție de sursele de c ăldură și de curen ții verticali din
masa de ap ă. Sursele de înc ălzire ale apei din lacuri sunt: radia ția solară, aerul și
încărcarea termic ă a cursurilor de ap ă care alimenteaz ă lacurile. Răcirea apei
lacurilor se produce noaptea, în absen ța radiației solare și prin fenomenul de
evaporare sau prin aportul de ap ă rece provenit din precipita ții sub form ă de zăpadă
sau din cursuri de ap ă confluente.
În aceste condi ții, distribu ția temperaturii apei din lac este într-o permanent ă
modificare cu o stratificare caracteristic ă:
• până la o adâncime cuprins ă între 8 și 10 m, varia țiile temperaturii apei sunt foarte
pronunțate, în leg ătură directă cu temperatura aerului și a diverselor surse de
încălzire sau r ăcire;
• la adâncimi cuprinse între 10 și 50 m varia țiile temperaturii sunt atenuate datorit ă
inerției termice a apei;
• la adâncimi mai mari de 50…60m, temperatura apei lacurilor r ămâne constant ă și
egală cu 4oC, temperatur ă corespunz ătoare densit ății maxime a apei.
10 Pentru
evaluarea
distribuției
temperaturii apei se fac m ăsurători
într-o re țea de
puncte cu distribuție
uniformă atât în
plan orizontal cât și pe adâncime.
Reprezentarea distribu ției
temperaturii se
face cu ajutorul
izopletelor
(Fig.1.5 ).
1.2.3.2. Regimul termic al apelor subterane
Apele subterane, plasate pe o gam ă largă de adâncimi și cu o dinamic ă mult
mai lentă decât a apelor curg ătoare, au o stratificare caracteristic ă a regimului termic:
• până la adâncimi de 15 m temperatura apelor subterane este dependent ă de
temperatura aerului;
• la adâncimi cuprinse între 15 și 25 m, temperatura apelor subterane este
constant ă și egală cu temperatura medie multianual ă a aerului de la
suprafață;
• la adâncimi mai mari de 25 m, temperatura apelor subterane se afl ă sub
acțiunea gradientului geotermic.
Un factor important în modificarea regimului termic al apelor subterane este și
legătura hidrodinamic ă cu apele de suprafa ță care pot perturba semnificativ
distribuția temperaturilor în hidrostructuri.
Regimul termic al apelor subterane afecteaz ă în mod semnificativ capacitatea
lor de dizolvare, fiind determinant pentru compozi ția lor chimic ă.
1.3. Precipita țiile atmosferice
Datorit ă circulației maselor de aer de la temperaturi mai ridicate la temperaturi
mai reduse, aerul devine suprasaturat și vaporii de ap ă în exces se transform ă în
precipita ții. Factorii principali care determin ă repartiția precipita țiilor sunt: pozi ția față
de oceane și mări, direcția vânturilor dominante, relieful, gradul de împ ădurire.
1.3.1. Tipuri de precipita ții și formarea lor
Precipita țiile se produc direct la suprafa ța terenului și a corpurilor solide (roua,
chiciura, poleiul) sau direct în atmosfer ă (ploaia, z ăpada, m ăzărichea, grindina). În
funcție de condi țiile de temperatur ă în care apar, precipita țiile sunt lichide (ploaie,
ceață, rouă, formate prin condensare) sau solide (z ăpadă, grindină, chiciură, formate
prin sublimare).
Prin detentă sau convecție, aerul cap ătă o mișcare ascensional ă de-a lungul
suprafețelor de separa ție dintre masele de aer cald și rece din forma țiunile ciclonice.
La temperaturi mai mici decât temperatura punctului de rou ă a umidit ății inițiale a 20oC
10oC 6oC
5oC 4oC
1993 1994 4oC Temperatura aerului
Termoizoplet ă 0
10
30 20
40
50 30oC
20oC
10oCAdâncimi[m]
Fig.1.5. Reprezentarea distribu ției temperaturii apei din lacuri
prin izoplete.
11aerului, pe corpurile microscopice solide din atmosfer ă condenseaz ă surplusul de
umiditate. La temperaturi negative are loc și procesul de sublimare p r i n c a r e s e
formează mase de cristale fine de ghea ță.
Condensarea și sublimarea conduc la formarea norilor (cumulonimbus,
altocumulus, cirrus etc.) la în ălțimi (H) ce pot fi evaluate cu formula:
( )r aTT H −⋅ =122 [m] (1.8)
în care
aT- temperatura aerului la suprafa ța terenului;
rT- temperatura punctului de rou ă corespunz ătoare umidit ății absolute în aerul de la
sol ( temperatura punctului de rou ă este temperatura aerului la care umiditatea
absolută devine umiditate de satura ție).
Norii sunt forma ți din mici particule sferoide de ap ă cu raze variind între 1 μ și
20 μ. Prin contact, acestea î și măresc volumul și dacă norul con ține cristale de
gheață se formeaz ă mici sferoide de ghea ță cu diametre de 0,2 – 3,5 mm. Dac ă în
exteriorul norului temperatura este pozitiv ă, micile sfere în c ădere se topesc
devenind pic ături iar dac ă temperatura r ămâne sub 0oC, cad sub form ă de zăpadă.
Viteza de c ădere la sol variaz ă de la 4 la 8 m/s, în func ție de diametrul pic ăturilor.
Capacitatea norilor de a elibera precipita ții din volumul propriu este în medie de 3
litri/m3.
Precipita țiile pot fi clasificate dup ă modul de formare , durată și intensitate
(intensitatea fiind calculat ă din cantitatea de precipita ții exprimat ă în milimetri coloan ă
de apă, raportat ă la o suprafa ță unitară și o unitate de timp).
După modul de formare , precipita țiile pot fi separate în :
precipita ții frontale (Fig.1.6 ), formate fie prin avansarea aerului cald
peste o mas ă de aer rece (frontul ploilor este lat, cu pant ă redusă iar
ploile sunt “luminoase”), fie prin avansarea aerului rece spre cel cald
(frontul de ploi este îngust și ploile sunt “întunecoase”);
precipita ții convective (Fig.1.7a ), formate prin ridicarea maselor de aer
pe vertical ă, datorată încălzirii neuniforme a acestora; astfel de precipita ții
se produc vara și sunt asociate cu nori cumulus;
precipita ții orografice (Fig.1.7b ), formate prin deplasarea maselor de
aer de-a lungul reliefului, spre zone mai înalte având temperaturi mai
joase care determin ă condensarea vaporilor de ap ă și precipitarea lor.
Aer rece Aer cald
Aer rece Aer cald
Fig.1.6. Precipita ții frontale
12
După durată și intensitate, precipita țiile pot fi separate în:
ploi toren țiale, caracterizate prin durate care nu dep ășesc 24 de
ore și valori mari ale intensit ății; ploile toren țiale provoac ă ridicarea
bruscă a nivelului apei din râuri și lacuri cu efect asupra nivelului
apelor subterane din zonele riverane.
averse , caracterizate prin durat ă redusă și intensitate mare
(>0,5mm/minut), de regul ă pe un areal redus.
Intensitatea precipita țiilor este cuantificat ă prin raportul dintre coloana de
apă acumulat ă pe unitatea de suprafa ță (h) și durata corespunz ătoare ( t):
thi= ; [mm/min] (1.9)
În general, intensitatea precipita țiilor este cuprins ă între 0,04 mm/min și 0,5 mm/min,
iar ploile lente au intensitatea mai mic ă de 0,04 mm/min.
Cea mai mare influen ță în alimentarea apelor subterane o au ploile de
durată mare și intensitate moderat ă care asigur ă o perioad ă de infiltrare mare.
Precipita țiile solide contribuie la alimentarea apelor subterane numai prim ăvara, prin
topirea z ăpezilor.
Precipita ția eficace reprezint ă partea din precipita ția totală care rămâne
disponibil ă la suprafa ța terenului dup ă scăderea pierderilor prin evapotranspira ție,
fiind deci echivalent ă cu scurgerea total ă (de suprafa ță și subteran ă) potențială,
adică resursa natural ă de apă regenerabil ă.
1.3.2. Măsurarea precipita țiilor
M ăsurarea precipita țiilor se realizeaz ă în rețeaua de stații meteorologice și
posturi pluviometrice . Configura ția spațială a acestei re țele trebuie s ă aibă o
densitate suficient ă care să asigure precizia necesar ă estimării reparti ției și cantității
medii de ap ă provenit ă din ploaie sau din topirea z ăpezii.
Măsurarea cantit ății de apă provenit ă din ploi se face cu ajutorul
pluviometrului . Pluviometrul utilizat curent în România este format dintr-un corp
cilindric de metal având la partea superioar ă o pâlnie cu suprafa ța de 200 cm2, prin
care se capteaz ă apa. Volumul de ap ă acumulat în decursul unui interval de timp se
măsoară cu o eprubet ă gradată în unitățile în care se exprim ă precipita țiile (litru/m2
sau mm coloan ă de apă/m2). Dacă aparatul este prev ăzut cu un dispozitiv de
înregistrare automat ă a cantit ății de apă acumulat ă în timp poart ă denumirea de
pluviograf .
Aer cald Aer rece
a) b)
Fig.1.7. Precipita ții convective (a) și orografice (b)
13Recepționarea precipita țiilor prin pluviometre este în general afectat ă de
acțiunea vântului. F ără măsuri speciale, un pluviometru are urm ătoarele pierderi
cauzate de vânt:
Viteza vântului [m/s] 0 2 6 10
Pierderi pluviometru
[%]
0
4
19
40
Pentru a reduce pierderile cauzate de vânt se monteaz ă ecrane în jurul
corpului pluviometrului.
Măsurarea cantit ății de apă provenit ă din zăpadă necesit ă măsurarea
următoarelor elemente: grosimea stratului de z ăpadă inițial și cumulat, greutatea
volumică a zăpezii, cantitatea de ap ă cumulat ă în timpul c ăderii de z ăpadă,
răspândirea suprafe țelor acoperite cu z ăpadă până la momentul dispari ției acesteia.
Grosimea stratului de z ăpadă se măsoară cu ajutorul unei rigle gradate sau
cu instala ții cu emisie de radia ții.
Cantitatea de ap ă cumulat ă în timpul c ăderii de z ăpadă se măsoară prin
nivometre. Nivometrele sunt aparate similare pluviometrelor, uneori cu sec țiunea
pâlniei mai mare, prev ăzute cu ecrane de protec ție la vânt. Z ăpada captat ă de pâlnie
se transform ă în apă cu ajutorul unei instala ții de încălzire sau prin ad ăugarea unui
volum cunoscut de clorur ă de calciu.
Suprafața acoperit ă cu zăpadă se determin ă cu ajutorul fotografiilor
aeriene.
Cantitatea de ap ă provenit ă din precipita ții (ploi sau z ăpezi) se exprim ă
prin grosimea stratului de ap ă acumulat pe unitatea de suprafa ță în unitatea de timp
sau prin volumul de apă acumulat pe unitatea de suprafa ță în unitatea de timp;
exemplu:
anmlitri
anmmX⋅= =2660 660 (precipita ția medie multianual ă în România)
Aceste valori se ob țin prin raportarea volumului de ap ă acumulat la suprafa ța
pe care a fost interceptat și la intervalul de timp corespunz ător.
1.3.3. Evaluarea
precipita țiilor
Datele pluviometrice înregistrate pe lungi perioade de timp în sistemul
meteorologic na țional se
găsesc în publica țiile
periodice ale Administra ției
Naționale de Meteorologie.
Prelucrarea datelor
pluviometrice se face cu
scopul de a condensa un
ansamblu de m ăsurători în:
grafice pentru
reprezentarea regimului
pluviometric ;
parametri statistici descriptivi necesari evalu ării aliment ării apelor subterane
(ex.: precipita ția medie anual ă, precipita ția medie lunar ă).
Fig.1.8. Precipita ția lunarã medie (dupã Gâ ștescu,P.
și alții, 1979)
perioada 1896-1974
perioada 1965-1974
141.3.3.1. Regim pluviometric
Regimul pluviometric reprezint ă variația precipita țiilor (anuale, sezoniere,
lunare, maxime, minime etc.) dintr-o anumit ă perioad ă de studiu în raport cu
precipita țiile medii multianuale sau cu precipita țiile medii dintr-o perioad ă reper.
Cunoașterea regimului pluviometric este necesar ă, în special în cazul
acviferelor freatice al c ăror nivel piezometric poate fi puternic afectat în perioadele de
exces sau deficit de umiditate.
Regimul pluviometric înregistrat în trei sta ții din Câmpia Român ă în perioada
1965-1974 ( Fig.1.8 ) se caracterizeaz ă printr-un exces de precipita ții care a
determinat ridicarea nivelului apelor freatice pân ă la suprafa ța terenului (Gâ ștescu P.
și alții, 1979).
1.3.3.2. Precipita ție medie
Calculul precipita ției medii pe ansamblul unui bazin hidrografic se bazeaz ă
pe valorile înregistrate la sta țiile meteorologice. Pentru calculul mediilor multianuale
sunt necesare m ăsurători realizate pe o perioad ă de minimum 20-30 de ani.
Metoda mediei aritmetice simple este cea mai simpl ă estimare a
precipita ției medii, luându-se în considerare, cu aceea și pondere, toate pluviometrele
din bazinul respectiv. Metoda poate da rezultate bune când re țeaua pluviometric ă are
o răspândire uniform ă iar valorile precipita țiilor au dispersie redus ă (nu difer ă mai
mult de 10% fa ță de medie).
În cazul precipita țiilor cu variabilitate spa țială mare se utilizeaz ă metoda
izohietelor , metoda
Thiessen sau kriging -ul
zonal.
Metoda izohietelor
admite varia ția liniar ă a
precipita țiilor între dou ă
puncte de observa ție vecine
(Fig.1.9 ). Izohietele (curbe
de egal ă valoare a
precipita țiilor), trasate prin
interpolare liniar ă,
delimiteaz ă o serie de
suprafețe elementare. Pentru
fiecare astfel de suprafa ță
(if) se calculeaz ă o
precipita ție medie pe baza
celor dou ă izohiete (1,+i ihh )
care o delimiteaz ă, iar
precipita ția medie pe întregul
bazin (mh) se calculeaz ă ca
o medie aritmetic ă ponderat ă
cu suprafe țele elementare:
∑=
=++=ni
iii i
m fhh
Fh
11
21 (1.10)
în care
F- suprafa ța totală a bazinului hidrografic;
Fig.1.9 . Calculul precipita ției medii pe un bazin
hidrografic prin metoda izohietelor
post pluviometric
limita bazinului hidrografic
aliniamente de interpolare linear ă a
precipita țiilor
suprafa ță elementar ă fi
850 izohieta de 850mm/an
15n- numărul total de suprafe țe elementare.
Metoda Thiessen atribuie fiec ărui post pluviometric o pondere propor țională
cu suprafa ța unui poligon. Delimitarea poligonului unui post pluviometric se
realizeaz ă prin intersec ția mediatoarelor segmentelor care unesc postul pluviometric
cu toate posturile vecine. Pentru posturile pluviometrice plasate în vecin ătatea limitei
bazinului hidrografic, poligonul se închide pe limita acestuia ( Fig.1.10. ). Precipita ția
medie se calculeaz ă ca o medie aritmetic ă ponderat ă în func ție de suprafe țele
poligoanelor asociate fiec ărui post pluviometric:
∑=
=⋅ =ni
ii i m fhFh
11 (1.11)
în care
if- suprafa ța poligonului postului pluviometric “ i”;
ih- valoarea precipita ției măsurată în postul pluviometric “ i”.
În calculul precipita ției
medii pe bazin se pot lua în
considerare precipita țiile
medii, maxime, minime sau
cu o anumit ă asigurare, dintr-
o anumit ă perioadă.
Metoda Kriging-ului zonal este cea mai
performant ă pentru estimarea
valorii medii a precipita țiilor
într-un domeniu spa țial
bidimensional sau tridimensional (Scr ădeanu, D.
et al., 2001, 2003). Metoda
pondereaz ă valorile din
fiecare post pluviometric pe baza legii de varia ție spațială
identificat ă prin intermediul
variogramei . Metoda permite
calculul erorii de estimare a precipita țiilor medii în orice
punct de estimare și în
condițiile unei dispersii diferite
de la o zon ă la alta.
1.3.4. Ploi acide
Depunerea de material acid din atmosfer ă în ecosistemele terestre și
acvatice este cunoscut ă sub denumirea de ploaie acid ă. Termenul de ploaie acid ă
este aplicabil tuturor formelor de precipita ții acide, incluzând ploaia, cea ța, roua,
zăpada și lapovița.
Precipita țiile puțin influen țate de acizii antropogeni au un pH “normal” de
aproximativ 5,6. Studii recente sugereaz ă că
precipita țiile “normale” au un pH care
variază între 5 și 6.
Aciditatea atmosferei este datorat ă în principal emisiilor antropogene de
compuși ai sulfului și azotului , în principal sub form ă de 2SO și xNO. Principalele
Fig.1.10. Delimitarea suprafe țelor poligonale cu
metoda Thiessen
num ărul suprafe țelor poligonale
limita bazinului hidrografic
360 post pluviomeric cu precipita ția în mm/an12
16surse de sulf sunt arderea combustibililor organici (c ărbunele și produsele din petrol)
și topirea minereurilor. În ultimii 20 de ani industria a redus emisiile de sulf de la 11
la 7 milioane de tone. Majoritatea emisiilor de xNOsunt asociate cu transporturile
(40%), restul provenind din producerea și utilizarea energiei electrice și din industrie
(V.P.Singh, 1995).
Compușii sulfului și azotului sunt oxida ți în atmosfer ă prin oxidarea eterogen ă
a gazelor dizolvate în aerosolii lichizi și prin oxidare omogen ă în fază gazoasă.
Dioxidul de sulf (2SO) contribuie în principal la cre șterea acidit ății
precipita țiilor, mai mult decât dioxidul de carbon (2CO) prezent în stratele superioare
ale atmosferei, din dou ă motive:
• este mai solubil în ap ă (constanta legii lui Henry pentru 2SO este
atm litrumol
⋅2,1 iar pentru 2CO este atm litrumol
⋅⋅−21038,3
• constanta de echilibru (aK) a reacției de dizolvare pentru 2SO este
[][ ]
[]2
23107,1−− +
⋅ =⋅=SOHSO HKa , cu peste patru ordine de m ărime mai mare
decât pentru
2 CO, [][ ]
[]7
231045,4−− +
⋅ =⋅=COHCO HKa .
Ploile acide nu sunt un fenomen nou. Ele au fost observate acum o sut ă de
ani în Marea Britanie. Prima manifestare a acestui fenomen a fost con ținutul ridicat
de 2
4−SO în precipita țiile colectate din zonele industriale. Dovezi mai recente au fost
obținute din analizele precipita țiilor în Suedia în 1950 și în Statele Unite ale Americii
în 1960.
Un studiu experimental detaliat asupra ploilor acide a fost realizat în New
Hampshire’s White Mountains, în perioada 1964-1974. Valoarea medie a pH-ului
precipita țiilor a fost 1,00,4± cu o cre ștere a concentra ției de hidrogen de 36% pentru
întreaga perioad ă a experimentului.
Concentra țiile ionilor pentru precipita țiile acide tipice (Tabelul 1.6 ) indică
predominan ța ionului sulfat urmat de cel azotic și pe locul al treilea cel clorhidric.
Tabelul 1.6. Valori tipice ale concentra ției ionilor în precipita țiile
acide (dup ă S. E. Manahan, 1991)
Cationi Anioni
Ion Concentra ție
[echiv/litru x106] Ion Concentra ție
[echiv/litru x106]
+H 56 2
4−SO 51
+
4NH 10 −
3NO 20
2+Ca 7 −Cl 12
+Na 5 TOTAL 83
2+Mg 3
+K 2
TOTAL 83
17În raport cu ploile, zăpada poate concentra o aciditate mai mare.
Ceața acidă este mult mai agresiv ă datorită caracterul ei p ătrunzător. În
decembrie 1982, o cea ță persistent ă de două zile, cu un pH de 1,7 (mult mai mic
decât al tuturor ploilor acide înregistrate pân ă la cea dat ă în zonă !!), a produs iritarea
căilor respiratorii.
Deși emisiile din activit ățile industriale și din arderea combustibililor fosili sunt
sursele majore pentru formarea gazelor generatoare de acizi, ploile acide sunt
semnalate și în zone situate departe de astfel de surse. Acest lucru este datorat în
parte faptului c ă formarea prin oxidare a constituen ților acizi dureaz ă câteva zile,
timp în care masele de aer care con țin aceste gaze se pot deplasa sute sau mii de
kilometri. Este cazul arderilor de biomas ă practicate în agricultur ă care conduc la
formarea ploilor acide în zone situate la mari distan țe de sursa polu ării. În zonele
aride, gazele acide uscate sau acizii fixa ți pe particule solide prin depunere au
același efect ca ploile acide.
Ploile acide sunt identificate pe suprafe țe de sute și chiar mii de kilometri
pătrați. Analiza mi șcării maselor de aer indic ă o strâns ă corelație între ploile acide și
mișcarea maselor de aer din zonele surselor antropogene de oxizi de sulf și azot.
Acest lucru este evident în zona sudic ă a Scandinaviei care este destina ția unei mari
cantități de aer poluat provenit din zonele intens populate și industrializate.
O tehnic ă important ă în studiul ploilor acide es te compararea tipurilor de
sulfați primari (cei emi și direct de sursele de poluare naturale sau antropogene) cu
cele de sulfați secundari (formați prin oxidarea atmosferic ă a 2SO-ului):
• concentra ția redusă de sulfa ți primari indic ă transportul poluan ților de la o
anumită distanță;
• concentra ția ridicat ă de sulfa ți primari indic ă surse locale de emisie de
poluanți.
Sulfații primari pot fi diferen țiați de cei secundari pe baza con ținutului izotopic
de oxigen 18. Acest con ținut este mai mare în sulfa ții primari emi și direct de
activitățile industriale sau arderea combustibililor decât în sulfa ții secundari forma ți
prin oxidarea 2SO-ului în atmosfer ă. Aceast ă tehnică poate aduce importante
informații utile pentru stabilirea originii ploilor acide.
Principalele efecte ale ploilor acide asupra mediului terestru și acvatic sunt:
• degradarea plantelor datorat ă excesului de aciditate (exemple evidente:
degradarea p ădurilor din estul Statelor Unite ale Americii, sudul
Scandinaviei, Germania);
• toxicitatea plantelor rezultat ă prin cre șterea con ținutului de 3+Al eliberat
din sol;
• efecte negative asupra c ăilor respiratorii la om și animale;
• creșterea acidit ății apei lacurilor, cu efecte toxice asupra florei și faunei, în
special asupra somonilor și păstrăvilor;
• coroziunea structurilor expuse, re țelelor electrice, echipamentelor și
materialelor ornamentale, din cauza ac țiunii ionului de hidrogen,
OH CO Ca CaCO H2 22
3 2 + + → ++ +
calcarul (3 CaCO ) fiind în mod special atacat de ploile acide.
• efecte asociate precum reducerea vizibilit ății determinat ă de aerosolii
sulfaților și influența acestora asupra caracteristicilor fizice și optice ale
norilor (cre ște reflectan ța luminii, reducându-se și încălzirea atmosferei
datorată efectului de ser ă).
Ploilor acide li s-a acordat o aten ție deosebit ă în anii 1980, perioad ă în care
au fost elaborate modele complexe ce au avut ca obiectiv prognoza fenomenului în
18timp și spațiu (Turkey-Mersey Watershed Acidification Model; Lam et al., 1988;
Integrated Lake Watershed Acidification Model; Chen et al., 1983, Enhanced Trickle-
Down Model; Schnoor et al., 1984; Nikolaidas et al., 1987, Model of Acidification of
Groundwater In Catchment; Cosby et al., 1986).
În general, astfel de modele sunt de o mare complexitate iar colectarea datelor și evaluarea modelului necesit ă un efort imens. Hansen and Mueller (1990)
au estimat c ă pentru realizarea modelului RADM (Regional Acid Deposition Model –
model realizat în Statele Unite ale Americii în 1986) costurile se ridic ă la 20 milioane
de dolari, iar pentru colectarea datelor necesare evalu ării modelului sunt necesare
încă 30 milioane de dolari.
191.4. Evapotranspira ția
Evapotranspira ția este un proces complex de transformare a apei în vapori
printr-o serie de procese fizice (evaporare în cazul fazei lichide și sublimare în cazul
zăpezii și gheții) și biologice (transpira ție).
Transformarea apei în vapori se produce la suprafa ța terenului , în teren (la
adâncimi reduse) și în învelișul vegetal (natural sau cultivat).
În zonele de câmpie cu climat arid cea mai mare parte a apei ajuns ă sub
formă de precipita ții la suprafa ța solului revine în atmosfer ă sub form ă de vapori.
Șansa ca apa din precipita ții să ajungă în acvifere este favorizat ă de panta redus ă a
suprafeței topografice, permeabilitatea mare a forma țiunilor acoperitoare,
temperatura redus ă a aerului (deasupra celei de înghe ț!).
1.4.1. Evaporarea
Evaporarea poate afecta toate formele de ap ă lichidă:
• apa meteoric ă din atmosfer ă, reținută de înveli șul vegetal și apa
căzută pe suprafa ța terenului;
• suprafețele de ap ă liberă ale Oceanului Planetar, lacurilor și
cursurilor de ap ă;
• apa subteran ă din profilul de sol, din zona vadoas ă, din zona
capilară și chiar din acviferele freatice situate la mic ă adâncime.
Procesul de evaporare const ă în “desprinderea” moleculelor de la suprafa ța
apei sau din terenul umed sub ac țiunea radia ției solare și trecerea lor în stare de
vapori care revin în atmosfer ă. În toate cazurile, viteza de evaporare este influen țată
de: puterea evaporant ă a atmosferei, tipul suprafe ței evaporante și aptitudinea
de alimentare a evapor ării.
Puterea evaporant ă a atmosferei se refer ă la starea acesteia în vecin ătatea
suprafeței evaporante și la capacitatea sa de a provoca evaporarea; ea poate fi
măsurată direct pe teren cu ajutorul evaporimetrelor , reprezint ă grosimea stratului
de apă evaporat și se exprim ă în mm/zi .
Factorii care determin ă puterea evaporant ă sunt: deficitul de satura ție al
atmosferei, temperatura aerului și a apei, presiunea barometric ă, chimismul apei,
altitudinea etc. Numai o determinare in situ poate s ă țină seama, simultan, de to ți
acești factori.
Suprafețele umede evaporante sunt studiate din punct de vedere al
disponibilit ăților de ap ă și al aptitudinii lor de a alimenta evaporarea. În acest sens, în
cercetarea hidrogeologic ă este interesant ă evaporarea la suprafa ța unui teren lipsit
de vegeta ție, precum și în condi țiile unor st ări de umiditate diferite:
• teren (sol) saturat cu ap ă;
• teren nesaturat;
• acvifer freatic situat la adâncime redus ă.
Dacă terenul este saturat cu ap ă, viteza de evaporare este egal ă cu cea de la
nivelul unei suprafe țe libere de ap ă.
În afară de caracteristicile fizice ale terenurilor din zona vadoas ă (porozitate,
granulație, grad de satura ție), evaporarea la suprafa ța unui teren lipsit de vegeta ție
depinde și de adâncimea acviferului freatic.
Când nivelul piezometric al acviferului freatic se găsește la adâncime
redusă, evaporarea atinge valori maxime, determinate de puterea evaporant ă a
atmosferei, deoarece alimentarea suprafe ței evaporante se face continuu prin
mișcarea capilar ă ascendent ă a apei acviferului. Prin experien țe în teren se poate
determina adâncimea de la care evaporarea devine nesemnificativ ă, aceasta fiind
adâncimea critic ă sub care nu se mai depun s ăruri în profilul de sol.
20 Când nivelul piezometric al acviferului freatic se găsește la adâncime mare
evaporarea este alimentat ă numai de apele meteorice infiltrate la adâncimi reduse.
Terenul este saturat numai periodic, dup ă precipita ții abundente, iar
evaporarea este limitat ă numai la umiditatea re ținută în stratul superficial de sol.
Procesul de evaporare depinde și de distribu ția gradientului de umiditate precum și
de componenta dat ă de difuzia masei ap ă-vapori.
Evaporarea în teren înceteaz ă atunci când se atinge umiditatea higroscopic ă
este în echilibru cu cea a atmosferei și nu poate fi eliminat ă prin evaporare.
Evaporarea la suprafa ța unui acvifer freatic poate fi determinat ă prin
măsurători de regim în foraje. Rata evapor ării scade o dat ă cu creșterea adâncimii
nivelului piezometric, respectiv a grosimii zonei vadoase ( Fig.1.11 ).
Evoluția ratei evapor ării pe adâncime și în timp depinde de litologia zonei
vadoase și de condi țiile climatice. Pentru o perioad ă îndelungat ă de 132 zile se
remarcă, la o zon ă de aerare de peste 5 m grosime, o desc ărcare total ă a
acviferului de 10mm, ceea ce reprezint ă o vitez ă medie de evaporare de
0,08mm/zi. În cazul zonelor ml ăștinoase, adâncimea de evaporare a apei freatice
nu depășește 4m datorit ă efectului protector al terenului saturat.
În zonele aride din Rusia s-au efectuat cercet ări lizimetrice, stabilindu-se
dependen ța evapor ării apelor freatice de: compozi ția litologic ă și grosimea zonei
de aerare, tipul înveli șului vegetal și adâncimea nivelului apei freatice (Ganiev,
1979). Cercet ările au vizat trei tipuri de terenuri (nisipuri, prafuri nisipoase și
argile prăfoase) și au condus la urm ătoarele concluzii importante ( Fig.1.12 ): Fig.1.11. Raporturile dintre alimentarea prin infiltra ții și descărcarea
prin evaporare a unui acvifer freatic în func ție de grosimea zonei
vadoase (dup ă Ground-Water Studies, 1972) Alimentare (mm/62 zile) 80
60
20 40
-20
-40
-80
-100 Curba medie
Domeniu de varia ție corespunz ător
perioadei de var ă
(12.03 – 13.05.1954) Domeniu de varia ție corespunz ător
perioadei de prim ăvară
(12.03 – 13.05.1954)
Perioada de var ă
(13.05 – 22.09.1954: 132 zile)
Zona mlăștinoasă
(13.05 – 22.09.1954: 132 zile) 1 2 3 4 5 6 7
Grosimea zonei vadoase
[m] Evaporare (mm/132 zile)
21
• evaporarea cre ște propor țional cu reducerea granula ției (datorit ă fenomenului
de capilaritate);
• influen ța litologiei asupra evapotranspira ției scade propor țional cu cre șterea
grosimii zonei de aerare;
• la grosimi reduse ale zonei de aerare (<1,5m) evaporarea apei este intens ă și
foarte intens ă (500-700mm/an) dep ășind valoarea precipita ției anuale.
1.4.2. Transpira ția
Transpira ția este procesul fiziologic de transformare a apei subterane (în
principal din profilul de sol) în vapori (prin intermediul vegeta ției) care revin în
atmosfer ă. Ea este influen țată atât de factori fizici (puterea evaporant ă a atmosferei,
factorii meteorologici, umiditatea terenului) cât și de cei fiziologici (specia vegetal ă,
vârsta sau stadiul de vegeta ție, dezvoltarea sistemului radicular și a frunzelor,
adâncimea de înr ădăcinare).
Plantele, prin r ădăcinile lor, pot absorbi apa din sol pân ă la adâncimi de 0,30-
1,50m, în cazul culturilor, dar se poate ajunge și până la 10m în cazul arborilor.
Cercetările au ar ătat că sistemele radiculare se pot dezvolta pân ă la limita superioar ă
a zonei capilare generat ă de acviferul freatic. Unele sisteme radiculare pot atinge o
lungime total ă de 100m și chiar 1000m, contribuind astfel la o cre ștere important ă a
cantității de apă transpirat ă.
Cantitativ , efectul transpira ției poate fi exprimat în dou ă moduri:
coloană de apă (mm) pe un anumit interval de timp , valoare ce poate fi
transformat ă în debit, corespunz ător suprafe ței de teren acoperite de vegeta ție;
în climatul temperat, cantitatea de ap ă „transpirat ă” variaz ă între 400 și
1200mm/an.
coeficientul de transpira ție, definit ca raport între greutatea apei absorbite,
tranzitate și evaporate de plant ă și greutatea de țesut uscat format (excluzând 1800
1400
1000
600
200
Nisipuri Prafuri
nisipoase Argile
prăfoase 0,5 m
1,0 m
2,0 m1,5 m
3,5 m2,5 m570 10221460
360 637910
343490
355
105157Evaporarea [mm/an]
Fig.1.12. Dependen ța evapor ării apelor freatice de compozi ția litologic ă și grosimea
zonei de aerare (dup ă Ganiev, K.,1979)
22rădăcinile!) în perioada respectiv ă; acest parametru variaz ă între 250 și 1000 la
plantele cultivate și 80-1200 pentru arbori.
Valorile foarte ridicate ale celor doi parametri se datoreaz ă faptului c ă
plantele re țin mai pu țin de 1% din apa absorbit ă pentru formarea țesuturilor.
Vegetația sustrage procesului de infiltrare o cantitate enorm ă de apă care este
redată apoi circuitului general al apei.
Freatofitele prezintă un interes hidrogeologic special prin cantitatea de ap ă
absorbită, fie din zona capilar ă a acviferului freatic, fie direct din zona saturat ă. Ele
cresc de regul ă în regiuni aride și semi-aride, dar pot fi g ăsite și în regiunile
temperate.
În partea sudic ă a Statelor Unite ale Americii freatofitele consum ă anual circa
30 miliarde m3 de apă freatică. Aici s-a realizat un experiment de teren (Davis. S. și
DeWiest, R.,1966) care a avut ca obiectiv determinarea cantitativ ă a descărcării unui 3,21 3,22 3,23 3,24 3,25 3,26 3,27 3,28 Δt1
Δs1
Δs2
Δt2
Luni Marți Miercuri Joi Cota nivelului apei freatice [m]
Fig.1.13. Oscilațiile zilnice ale nivelului apei freatice într-un foraj de
observație, determinate de transpira ția freatofitelor (dupã Davis, S. și
DeWiest ,R.,1966 )
Freatofite
RâuNivelul apei
freatice Foraj de
observație Freatofite
23X, E Coloană de apă [mm] Excedent
pEX> Deficit
pEX< pE
X
Timp p rE E=
p rE E<pEX=
Fig.1.14 .Raporturile dintre precipita ție (X), evapotranspira ție reală
(rE) și evapotranspira ție potențială (pE) acvifer freatic prin fenomenul de transpira ție al freatofitelor, plecându-se de la faptul
că în timpul nop ții fenomenul înceteaz ă iar nivelul freatic se restabile ște (Fig.1.13 ).
Prin însumarea vitezei de restabilire a nivelului freatic (1v):
orammtsv / 5,11015
11
1 ==ΔΔ= (1.12)
cu tendin ța stabilă de reducere a rezervei de ap ă a acviferului (2v):
ora mmtsv / 7,0408
22
2 = =ΔΔ= (1.13)
se obține grosimea stratului de ap ă (v) consumat prin transpira ție:
ora mm vvv / 2,27,05,12 1 = + = += (1.14)
1.4.3. Evapotranspira ția reală și potențială
Transformarea apei în vapori care revin în atmosfer ă prin procesul de
evapotranspira ție (evaporare și transpira ție) este influen țată în mod determinant de
cantitatea de ap ă disponibil ă, motiv pentru care au fost defini ți doi parametri:
• evapotranspira ția reală (rE), care se produce în condi țiile umidit ății naturale;
• evapotranspira ția poten țială (pE), reprezentând cantitatea de ap ă susceptibil ă
de a fi evaporat ă și transpirat ă în condi țiile unor rezerve de ap ă suficiente pentru
a compensa pierderile maximale.
Considerând precipita țiile (X) ca rezerv ă de apă existent ă, în func ție de
raporturile dintre X, rEșipE, se disting dou ă situații (Fig.1.14 ):
24• pEX> și în consecin țăp rE E= (excedent de umiditate);
• pEX< și în consecin ță p rE E< (deficit de umiditate).
Delimitarea în timp a perioadelor cu deficit și excedent de umiditate este
foarte important ă deoarece în cazul deficitului se produce o epuizare a rezervei de
umiditate din zona de aerare (care poate fi urmat ă de o descărcare prin evaporare
a apelor freatice ). Dacă precipita țiile cresc ( X>E p) are loc refacerea rezervei de
umiditate din zona de aerare urmat ă de alimentarea acviferelor .
În cadrul metodelor directe de determinare a evapotranspira ției reale, un loc
important îl ocup ă lizimetrele . Prin determin ări succesive în timp ale profilului de
umiditate și poziției nivelului freatic se poate calcula, prin metoda bilan țului, volumul
de apă transformat în vapori prin evapotranspira ție.
Evapotranspira ția reală (rE) și potențială (pE) pot fi evaluate și cu ajutorul
formulelor empirice . Aceste formule necesit ă numai date climatice, care se g ăsesc
cu ușurință în anuarele meteorologice, dar caracterul lor empiric și gradul de
simplificare a fenomenului pot introduce erori semnificative.
Evapotranspira ția reală anuală (E ra) poate fi evaluat ă cu formula Turc
(Castany, G.,1972), în func ție de temperatur ă și precipita ții:
22
9,0LXXEra
+= [mm/an] (1.15)
în care
205,0 25 300m m T T L ⋅ +⋅+ =
X- precipita ția anuală [mm];
mT – temperatura medie anual ă a atmosferei care se calculeaz ă ca o medie
ponderat ă cu precipita țiile lunare (iX; i=1,..12):
12 2 112 12 2 2 1 1
……
X X XTX TXTXTm++ +⋅ ++⋅ +⋅= (1.16)
Pentru estimarea
evapotranspira ției poten țiale
lunare (plE) s-au propus formule
empirice care iau în considerare
numai deficitul de satura ție cu
vapori de ap ă din aer ( d; ec.:1.20 ).
Astfel, formula Ivanov, care poate
da erori de 10 % are forma:
d Epl ⋅ = 4,18 [mm/lună] (1.17)
în care
d – valoarea medie lunar ă a
deficitului de satura ție exprimat în
mm. Tabelul 1.7. Perioadele și valorile
precipita țiilor eficace la sta ția Târgovi ște.
Anul Luna Pef[mm] Pef/P[%]
I-IV 198
1954 X-XII 166
364 51
I-IV 227
1955 X-XII 9
236 32
I-IV 289
1956 X-XII 104
393 57
25 Cu formula Ivanov s-a calculat evapotranspira ția poten țială lunară pentru
stația Târgovi ște în perioada 1954-1956. Prin suprapunerea curbei medii
(calculată cu ajutorul mediilor mobile) a evapotranspira ției poten țiale cu cea a
precipita țiilor ( Fig.1.15 ) au rezultat perioadele și valorile precipita țiilor eficace la
stația Târgovi ște (Tabelul 1.7 ).
1.5. Umiditatea aerului
Cantitatea de vapori de ap ă din aerul atmosferic este rezultatul fenomenului
de evaporare a apei prin procese fizice și biologice. Umiditatea aerului atmosferic
este variabil ă în timp și spațiu și contribuie semnificativ la alimentarea apelor
subterane prin infiltrare. Fenomenul nu trebuie limitat numai la atmosfera terestr ă ci
trebuie extins și la atmosfera subteran ă, respectiv la con ținutul în vapori de ap ă din
zona de aerare .
Umiditatea aerului se exprim ă în diferite forme:
• umiditatea absolut ă (aU), care reprezint ă cantitatea de vapori de ap ă existent ă
la un moment dat în atmosfer ă și se măsoară cu ajutorul psihrometrelor,
aparate care au dou ă termometre cu mercur identice, unul umed (învelit cu un
tifon saturat cu ap ă) și celălalt uscat:
( )a s a pttc U U2 1− − = (1.18)
în care
sU- umiditatea de satura ție;
c- coeficient;
1t- temperatura în grade Celsius a termometrului uscat;
2t- temperatura în grade Celsius a termometrului umed;
ap- presiunea atmosferic ă.
20 40 60 80 100 120 140 160 180 200
1954 1955 1956 Precipita ție/Evapotranspira ție [mm/lun ă] Preci pitațiiEvapotranspira ție
Fig.1.15. Curba medie a precipita țiilor ( ) și a evapotranspira ției ( )
potențiale lunare la sta ția Târgovi ște.
26• umiditatea de satura ție (sU), care reprezint ă cantitatea maxim ă de vapori de
apă ce poate fi re ținută de atmosfer ă la o temperatur ă dată; această noțiune este
legată de punctul de rou ă (de condensare), care desemneaz ă temperatura la
care aerul este complet saturat și sub care se produce în mod normal
condensarea ( Tabelul 1.8 și Fig.1.16 );
• umiditatea relativ ă (rU),
este exprimat ă prin raportul :
100⋅ =
sa
rUUU [%] (1.19)
și se m ăsoară cu ajutorul
higrometrelor sau
higrografelor , prevăzute cu fire
de păr a căror lungime variaz ă cu
umiditatea;
• deficitul de umiditate (d)
a sU Ud − = (1.20)
• masă a vaporilor de ap ă conținuți într-un m3 de aer, adic ă: g/m3;
• tensiune a vaporilor de ap ă, care reprezint ă fracțiunea din presiunea
atmosferic ă datorată exclusiv vaporilor de ap ă, adică mm.col.Hg .
Umiditatea absolut ă a aerului are o mare variabilitate pe vertical ă,
reducându-se la jum ătate la o în ălțime de 1,5- 2 km și la un sfert la o în ălțime de 3-4
km, iar în timpul verii, umiditatea relativ ă are valori mici în vecin ătatea solului și
crește propor țional cu în ălțimea pân ă la 2 – 3 km.
1.6. Date climatice ale teritoriului României
România are un climat temperat-continental de tranzi ție care este situat
între clima temperat-oceanic ă a Europei de vest și cea pronun țat continental ă, cu
evidente tente de ariditate, a stepelor ruse ști.
Clima României poart ă amprenta unui caracter continental de tip central-
european, în spa țiul său interferându-se cele dou ă mari componente ale climei
temperate: cea oceanic ă și cea strict continental ă. Poziția geografic ă și prezența
lanțului muntos carpatic având o dubl ă flexură (în zona Maramure șului și în zona
Vrancei) și o bună continuitate cu cel balcanic imprim ă climei din România trei
caracteristici specifice :
• diferen ță medie de 2oC între temperatura din lunca Dun ării și cea din
nordul extrem al Moldovei, determinat ă de reducerea intensit ății
radiației solare dinspre nord spre sud propor țional cu reducerea
unghiului de inciden ță a razelor solare cu suprafa ța geoidului; Tabelul 1.8 Valorile umidit ății de satura ție și temperatura punctului de rou ă.
Temperatura de rou ă[oC] 0 5 10 15 20 25 30
sU [g/cm3] 4,80 5,36 9,40 12,70 17,50 22,80 30,80
sU [mmcolH 2O] 4,56 6,60 9,52 13,20 16,90 22,30 31,40
sU [mb] 6,17 8,96 12,60 20,60 22,80 30,20 42,50
05101520253035
0 5 10 15 20 25 30
Temperatura de rouă [oC] Umiditatea Us [g/m3]
Fig.1.16. Corelația între valorile umidit ății de
saturație și temperatura punctului de rou ă.
27• etajarea climatic ă pe trepte de relief, pornind de la climatul de câmpie,
de podiș și deal, ajungând pân ă la cel al mun ților foarte înal ți, într-o
dispunere spa țială cvasi-concentric ă în raport cu arcul central carpatic;
• diferen țe climatice semnificative între teritoriile situate de o parte și de
alta a lan țului muntos carpatic datorate rolului de baraj pe care acesta
îl joacă pentru masele de aer în mi șcare, indiferent de direc ția din care
vin.
1.6.1. Tipurile de clim ă
Particularit ățile geomorfologice conduc la diferen țierea climatului României pe
zone geografice:
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu nuan țe oceanice în
câmpia și dealurile situate la nord de râul Bega, în Mun ții Apuseni și
depresiunea colinar ă a Transilvaniei;
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu influen țe sub-
mediteraneene în câmpia și dealurile vestice situate la sud de râul
Bega, în Mun ții Banatului, în Podi șul Mehedin ți și parțial în Câmpia
Olteniei;
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu influen țe baltice
în
Podișul Suceava și versantul estic al grupei de nord a mun ților Carpa ți
Orientali;
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu nuan țe de ariditate în
Câmpia Jijiei, în Podi șul Bârladului, în B ărăgan și în Dobrogea
continental ă (cu excep ția litoralului);
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu influen țe evidente ale
interferen ței circula ției atmosferice cuprinde o arie central-sudic ă a
României, pornind din Subcarpa ți și Podișul Getic pân ă în câmpia și
lunca Dun ării, arie delimitat ă la est de râul Mosti ștea și la vest de râul
Jiu;
• climatul temperat-continental de tranzi ție cu influen țe pontice, numit și
climatul litoral, este prezent în zona litoral ă a Mării Negre, cu o l ățime
cuprinsă între minimum 15 km și maximum 30 km, precum și în Delta
Dunării.
Principalele caracteristici prin care se diferen țiază tipurile de climat din
România sunt temperatura și precipita țiile.
1.6.2. Temperatura
Temperatura medie multianual ă în România este de 11oC în lunca Dun ării și
de 8,5oC în Podi șul Moldovei.
În planul treptelor de relief, temperatura este distribuit ă astfel:
• între 9oC și 11oC la câmpie;
• între 8oC și 10oC în podi șurile și dealurile joase;
• între 6oC și 8oC în dealurile înalte și munții joși;
• între 0oC și 6oC în mun ții cu înălțimi medii;
• între -2oC și 0oC în mun ții înalți, la altitudini mai mari de 2000m.
Din distribu ția spațială a temperaturii medii multianuale rezult ă o temperatur ă
medie multianual ă pentru întregul teritoriu al României de 8oC. Amplitudinea anual ă
a temperaturilor dep ășește 200C.
281.6.3. Precipita țiile
În România, precipita țiile cresc valoric dinspre câmpie spre munte și
descresc, în plan orizontal, de la vest la est. Reducerea rezervei de umiditate, transportat ă de masele de aer aduse din
vestul continentului, este determinat ă de cedarea unei mari cantit ăți, sub form ă de
precipita ții, datorit ă efectului mun ților Carpa ți, în zona Banatului. Aici se înregistreaz ă
o precipita ție medie multianual ă de 630 mm în timp ce pe litoral (în dreptul
localității Sulina) aceasta este sub 360 mm .
Pe trepte de relief, cantit ățile medii multianuale de precipita ții se dispun astfel:
• sub 400 mm anual în Delta Dun ării, pe litoralul M ării Negre și în sudul extrem
al Dobrogei continentale;
• între 400 și 500 mm anual în restul Dobrogei, în B ărăgan, în sudul Podi șului
Moldovei și al Câmpiei Olteniei și în Câmpia Jijiei;
• între 500 și 700 mm anual în centrul și estul Câmpiei Române, în Câmpia de
Vest, în depresiunea colinar ă a Transilvaniei și în centrul și nordul Podi șului
Moldovei;
• valori de 700-1000 mm se înregistreaz ă în Subcarpa ți, zonele joase ale
munților Carpa ț
i Occidentali precum și în munții Carpați Orientali de altitudine
mijlocie;
• între 1000 și 1200 mm anual în masivele muntoase carpatice cu altitudini
cuprinse între 1000 și 2000m, exceptând mun ții Carpați Occidentali unde
înălțimea de referin ță se oprește la 1600m;
• valori mai mari de 1200 mm anual (ajungându-se în unii ani la 1400mm în
masivele Retezat, F ăgăraș și Rodna) se înregistreaz ă în toate masivele
muntoase mai înalte de 2000 m din mun ții Carpați Meridionali și de 1600m
din munții Carpați Occidentali.
Din analiza distribu ției spațiale a precipita țiilor rezult ă o creștere a gradului de
continentalitate de la vest spre est. În regiunile colinare și muntoase, aceast ă
zonalitate în plan orizontal este modificat ă de zonarea vertical ă care are o mare
influență în formarea zonelor de umiditate pe teritoriul României.
Cantitatea medie multianual ă de precipita ții la nivelul întregii țări a fost
evaluată la 638 mm anual , ceea ce reflect ă o continentalitate ridicat ă și o umiditate
relativ redus ă.
Pe baza regimului termic și a regimului pluviometric se evalueaz ă
alimentarea prin infiltrare a apelor subterane, infiltrare cuantificat ă prin intermediul
modulului de infiltrare atmosferic ă (aw).
Modulul de infiltrare atmosferic ă (aw) reprezint ă cantitatea de ap ă infiltrată
pe unitatea de suprafa ță și în unitatea de timp, iar valoarea lui se exprim ă în mm/an .
Pentru condi ții hidrogeologice favorabile form ării acviferelor (adic ă formațiuni
acoperitoare nisipoase – argiloase), infiltrarea total ă poate fi de 15% pân ă la 20% din
precipita ție. În cazul valorilor extreme ale precipita țiilor din România, rezult ă că:
• pentru an mm X / 360min= , an mm w / 72 36020,0 = × = ;
• pentru an mm X / 1200max= , ./ 240 120020,0 an mm w = × =
Raportul de 3,3 dintre valorile extreme ale infiltra ției eviden țiază, la scara unei
compens ări anuale în condi ții hidrogeologice favorabile, alimentarea semnificativ ă
prin infiltrare a apelor subterane din România , dar și o varia ție important ă a
acestui proces, în func ție de reparti ția precipita țiilor.
1.7. Ciclul și componentele scurgerii
Ciclul scurgerii la scara unui bazin de recep ție este reparti ția dinamic ă
continuă a precipita țiilor între diferitele componente ale scurgerii , din momentul
30căderii lor la suprafa ța terenului pân ă când apa respectiv ă a ajuns în rețeaua
hidrografic ă sau în atmosfer ă, ca o consecin ță a evaporării, transpira ției sau
infiltrației.
Propor țiile în care se face distribu ția precipita țiilor între componentele
scurgerii depind de:
• durata, intensitatea și cantitatea precipita țiilor;
• particularit ățile morfologice ale bazinului hidrografic;
• acoperirea vegetal ă a bazinului hidrografic;
• litologia forma țiunilor acoperitoare;
• temperatura aerului, nebulozitatea atmosferei, viteza vântului etc.
Cu excep ția precipita țiilor interceptate direct de oglinda apelor de suprafa ță
(râuri, lacuri, m ări, oceane), apele provenind din precipita ții ajung în re țeaua
hidrografic ă pe trei c ăi distincte:
• scurgere de suprafa ță;
• scurgere hipodermic ă;
• scurgere subteran ă.
Scurgerea de suprafa ță se datoreaz ă deplasării gravita ționale, pe suprafa ța
topografic ă, a acelei p ărți din apele meteorice care n-a fost supus ă infiltrării,
evapotranspira ției sau retenției superficiale a bazinului hidrografic.
Factorii care determin ă cantitativ scurgerea de suprafa ță sunt caracteristicile
precipita țiilor, ale solului și ale forma țiunilor geologice care afloreaz ă.
Solul intervine prin morfologie, natur ă litologic ă, înveliș vegetal și grad de
umiditate. O precipita ție scurtă și cu intensitate moderat ă pe un teren foarte
permeabil și cu un grad de umiditate foarte redus va da na ștere unei scurgeri de
suprafață nesemnificative, în timp ce în condi țiile unui teren impermeabil sau saturat
de averse anterioare, aceea și precipita ție va genera o scurgere de suprafa ță cu un
debit relativ important.
În cadrul scurgerii de suprafa ță trebuie s ă se disting ă scurgerea pe
versanți (fenomenul de șiroire ), care se refer ă la deplasarea apelor imediat dup ă
precipita ție fără a urma un traseu bine individualizat, și scurgerea în albiile
elementare .
Scurgerea direct ă de
pe versan ți (șiroirea)
reprezint ă afluxul dirijat pe
drumul cel mai scurt (vL,
paralelă cu linia de cea mai
mare pant ă) către ramifica țiile
rețelei hidrografice. Lungimea
minimă necesar ă pentru
formarea acesteia este
m Lv 28 22÷ = (Izzard, 1946;
I.Vladimirescu, 1978).
Scurgerea
hipodermic ă reprezint ă o
parte, de regul ă redusă, a
apelor infiltrate care circul ă
cvasi-orizontal în zona de
aerare. M ărimea debitului
scurgerii hipodermice depinde
de structura litologic ă a zonei
de aerare care poate prezenta la adâncimi reduse niveluri impermeabile sau o
succesiune orizontal ă de lentile impermeabile. Aceast ă scurgere este în detrimentul
Nivel
hidrostatic
Scurgere
subteran ă Scurgere
hipodermic ă Lentilă
impermeabil ă
Infiltrare
Fig.1.17. Formarea scurgerii hipodermice Izvor temporar
31alimentării acviferelor, dând na ștere, în perioadele ploioase, la mici izvoare
temporare care apar în micro-depresiunile reliefului ( Fig.1.17 ).
Scurgerea subteran ă apare atunci când zona de aerare are o umiditate
suficientă pentru a permite unei p ărți din apa infiltrat ă să alimenteze acviferele
freatice. Valoarea acestui aport depinde de structura litologic ă, de permeabilitatea și
gradul de saturare al zonei de aerare, precum și de intensitatea precipita ției.
Precipita țiile slabe, practic, nu au nici o influen ță asupra acviferelor care sunt
alimentate numai de precipita țiile cu durat ă mare și intensitate moderat ă. Datorită
vitezelor de curgere reduse în cadrul acviferelor, durata scurgerii subterane (timpul
de la infiltrarea în acvifer pân ă la atingerea cursului de ap ă drenant) este cea mai
mare în raport cu celelalte componente ale scurgerii totale (excluzând regiunile
carstice). Se apreciaz ă că pentru un bazin de dimensiuni și caracteristici medii,
durata scurgerii subterane este mai mare de o lun ă. Datorită acestei situa ții, aportul
apelor subterane la debitul total al unui curs de ap ă este totdeauna gradat și nu
intervine decât cu o foarte mic ă fracțiune la debitele maxime. Aportul subteran poate
furniza totalitatea debitului cursului de ap ă în intervalul de timp care separ ă două
episoade ploioase consecutive.
În afar ă de cele patru componente care formeaz ă scurgerea total ă, o
precipita ție mai genereaz ă și trei tipuri de acumul ări de apă în bazinul hidrografic
(Fig.1.18 ) și anume:
• refacerea umidit ății din zona de aerare , atunci când precipita ția urmeaz ă
după o perioad ă secetoas ă;
• retenția reliefului , în cazul existen ței unor depresiuni morfologice;
• intercep ția învelișului vegetal , în cazul existen ței acestuia.
Precipita ții căzute pe oglinda apelor
Scurgerea
hipodermic ă
Scurgerea
subteran ă Scurgerea de
suprafață
Scurgerea
totală
Refacerea
umidității în
zona de
aerare Retenția
reliefuluiIntercepția
vegetației Infiltrarea
Timpul de la începerea precipita ției Intensitatea precipita ției
Fig.1.18. Repartiția schematic ă a apelor meteorice în cazul unei precipita ții
de intensitate constant ă (după Linsley)
32 Scurgerea hipodermic ă, cea subteran ă și refacerea umidit ății constituie
infiltrarea (totală), iar reten ția reliefului și intercep ția vegeta ției formeaz ă retenția
superficial ă a bazinului hidrografic, care în cea mai mare parte este transformat ă în
vapori prin evapotranspira ție.
Din evolu ția în timp a componentelor unei precipita ții uniforme ( Fig.1.18 ) se
mai poate remarca faptul c ă la o intensitate mare și durată mică a precipita ției,
scurgerea subteran ă este practic nul ă, în timp ce o intensitate moderat ă și durată
mare a precipita ției conduce la o scurgere subteran ă important ă.
Un ciclu complet al scurgerii trebuie studiat în toate fazele sale (faza
premergătoare precipita ției, începutul precipita ției, faza de maxim al precipita ției și
faza de încetare a precipita ției), deoarece în fiecare faz ă componentele scurgerii au
o altă valoare.
1.8. Bazinul de recep ție
Evaluarea resurselor de ap ă, regenerabile pe cale natural ă, este legat ă de
noțiunea de domeniu hidrologic . Din acest punct de vedere se pot deosebi dou ă
domenii hidrologice principale, bazinul hidrografic și bazinul hidrogeologic , care
reunite formeaz ă bazinul de recep ție al unui curs de ap ă.
1.8.1. Bazinul hidrografic
Bazinul hidrografic reprezint ă domeniul de suprafa ță de pe care toat ă
scurgerea de suprafa ță este colectat ă de un singur curs de ap ă. Este delimitat de
linia de cump ănă a apelor de suprafa ță care reprezint ă linia celor mai înalte cote
din bazinul hidrografic. De o parte și de alta a
liniei de cump ănă a
apelor de suprafa ță
apele se scurg în
sensuri opuse (Fig.1.19 ).
Delimitarea bazinului hidrografic se face cu u șurință prin
trasarea liniilor de
cumpănă a apelor de
suprafață pe baza
hărților topografice .
Forma liniilor de
cump
ănă se modific ă în
timp datorit ă proceselor geomorfologice.
Elementele necesare caracteriz ării unui bazin hidrografic și evaluării
resurselor de ap ă regenerabile pe cale natural ă sunt:
• suprafa ța bazinului hidrografic;
• forma geometric ă a bazinului hidrografic;
• curba hipsometric ă și altitudinea medie a bazinului hidrografic;
• panta medie a bazinului hidrografic;
• învelișul vegetal al bazinului hidrografic;
• formațiunile geologice din bazinul hidrografic.
1.8.1.1. Suprafa ța bazinului hidrografic
Fig.1.19 . Delimitarea bazinului hidrografic pe hart ă. Profil de
închidere
(Cmin)
Linia de cump ănă a
apelor de su prafață Bazin hidrografic C1
f1 C2
f2
Cn
fnCurbă de nivelCmax
33 Suprafa ța bazinului hidrografic se exprim ă în km2 sau ha și este asociat ă
obligatoriu cu denumirea cursului de ap ă sau pozi ția secțiunii de închidere a liniei
de cump ănă a apelor de suprafa ță (exemplu: suprafa ța bazinului hidrografic al
Dunării la Sulina este de 817000 km2.
Suprafa ța bazinului hidrografic se evalueaz ă prin planimetrare și crește pe
măsură ce secțiunile de închidere se plaseaz ă către avalul cursului de ap ă. În Atlasul
Apelor de Suprafa ță, suprafe țele bazinelor hidrografice sunt calculate pentru
cursurile de suprafa ță, până la ordinul șase, la confluen ța cu cursurile de ordin
superior.
1.8.1.2. Forma bazinului hidrografic
Formele geometrice variate ale bazinelor hidrografice pot fi înscrise cu
anumite aproxim ări în forme geometrice regulate (cerc, elips ă) sau cuantificate prin:
• lățimea medie a bazinului hidrografic (B):
λFB= (1.21)
în care
F- suprafa ța bazinului hidrografic;
λ – lungimea pe axul median;
• coeficientul de form ă a bazinului hidrografic (β) care exprim ă abaterea
de la forma circular ă:
24LF⋅⋅=π β (1.22)
în care
L- lungimea total ă a liniei de cump ănă a apelor de suprafa ță care delimiteaz ă
bazinul hidrografic.
1.8.1.3. Curba hipsometric ă
si altitudinea medie a
bazinului hidrografic
Curba
hipsometric ă exprim ă
repartiția cotelor
suprafeței bazinului
hidrografic ( Fig.1.20 ) și
permite evaluarea rapid ă
a cotei medii a bazinului
hidrografic și a
suprafețelor aflate
deasupra sau sub anumite
cote. Ordonatele curbei hipsometrice reprezint ă
cotele curbelor de nivel (C
1,C2,…, C n; Fig.1.19 ) iar abscisele suprafețele
cumulate ale bazinului hidrografic determinate de dou ă curbe de nivel succesive (f 1,
f2, …, f n; Fig.1.19 ). Cmax
C1
Cmin C2
f1f1+f2
Cota nivelului m ării (Cota 0) Ffni
ii=∑=
=1Cota
medie
Fig.1.20. Curba hipsometric ă a bazinului hidrografic
34 Cota medie a bazinului hidrografic se calculeaz ă prin echivalarea ariei
determinate de curba hipsometric ă, cu aria unui dreptunghi având baza egal ă cu
suprafața totală a bazinului hidrografic. Suprafețele aflate deasupra anumitor cote se
citesc direct pe curba hipsometric ă (Fig.1.20 ).
1.8.1.4. Panta medie a bazinului hidrografic
Panta medie a bazinului hidrografic ( i) se estimeaz ă pe baza pantei dintre
fiecare dou ă curbe de nivel consecutive (ii):
FfbC C
Ffi
ink
kk
kk knk
kk k ∑ ∑=
=−=
=⋅−
=⋅
=11
1 (1.23)
în care
kC- cota curbei de nivel k;
kb – lățimea medie dintre curbele de nivel kCși 1−kC;
kf – suprafa ța bazinului hidrografic dintre curbele de nivel kCși 1−kC;
F – suprafa ță totală a bazinului hidrografic.
1.8.1.5. Înveli șul vegetal al bazinului hidrografic
Învelișul vegetal al bazinului hidrografic reprezentat de p ăduri, livezi, culturi
cerealiere și pășuni intervine cu o pondere important ă în reglarea scurgerii de
suprafață prin:
• reținerea par țială a apei din precipita ții;
• frânarea mi șcării apelor din precipita ții;
• atenuarea scurgerilor toren țiale provenite din ploi și topirea z ăpezilor (în
special p ădurile cu existen ță multianual ă);
• reducerea efectului de eroziune produs de scurgerea de suprafa ță prin
fixarea solului cu sistemul radicular.
Gradul de împ ădurire (pα) al bazinului hidrografic se exprim ă prin raportul
dintre suprafa ța împădurită (pF) și suprafa ța totală a bazinului hidrografic ( F):
FFp
p=α (1.24)
1.8.1.6. Forma țiunile geologice din bazinul hidrografic
Formațiunile geologice care afloreaz ă în bazinul hidrografic condi ționează
infiltrarea precipita țiilor și reducerea scurgerii de suprafa ță. Într-o estimare global ă se
poate aprecia c ă pentru:
• zonele muntoase cu roci cristaline f ără păduri, infiltra ția este neglijabil ă;
• zonele carstice, infiltra ția reprezint ă 30-80% din cantitatea de ap ă de
suprafață;
• zonele cu nisipuri și pietrișuri, infiltra ția reprezint ă 40-70% din cantitatea de
apă superficial ă;
35• zonele cu marne și argile, infiltra ția reprezint ă 10-20% din cantitatea de ap ă
superficial ă.
1.8.2. Bazinul hidrogeologic
Bazinul hidrogeologic reprezint ă domeniul acvifer (subteran), simplu sau
complex, în care apele subterane curg c ătre acela și element de drenaj de suprafa ță,
care poate fi un curs de ap ă sau o linie de izvoare.
În plan orizontal bazinul hidrogeologic este delimitat de linia de cump ănă a
apelor subterane care reprezint ă secțiunea vertical ă cu cote maxime ale nivelului
piezometric. De la sec țiunea de cump ănă, apele subterane curg divergent.
Delimitarea unui bazin hidrogeologic cu ajutorul liniei de cump ănă a apelor
subterane este o lucrare dificil ă și costisitoare, ea bazându-se, în principal, pe
execuția unei re țele de piezometre în care se determin ă cota nivelului piezometric .
Foarte rar se întâmpl ă ca bazinul hidrografic și cel hidrogeologic să aibă
aceeași extindere în plan orizontal:
• în cazul acviferelor freatice acumulate în structuri geologice simple (culcu ș
impermeabil orizontal) constituite din depozite permeabile omogene, bazinul
hidrografic poate coincide cu cel hidrogeologic ( Fig.1.21 );
• morfologia forma țiunilor impermeabile din culcu
șul acviferelor freatice poate
determina o extindere mai redus ă a bazinului hidrogeologic în raport cu cel
hidrografic (bazinul hidrogeologic coincide cu extinderea teraselor aluviale și
luncii în sec țiunea din Fig.1.22 );
• când cursul de ap ă se găsește în zona axial ă a unui sinclinal, bazinul
hidrogeologic este mai mare ca cel hidrografic ( Fig.1.23 ). De notat c ă acviferul
inferior apar ține unui bazin hidrogeologic învecinat, partea de ap ă infiltrată în
acest acvifer ( și care constituie o pierdere pentru bazinul de recep ție respectiv)
reprezint ă o component ă separată a bilanțului și anume infiltrarea profund ă. Bazin hidrografic
Bazin hidrogeologic
Fig.1.21. Raportul dintre bazinul hidrografic și bazinul hidrogeologic în cazul uui
acvifer freatic
direc ția de curgere a apelor de suprafa ță
direc ția de curgere a apelor subterane
36
• când cursul de ap ă se află în zona axial ă a unui anticlinal ( Fig.1.24 ), bazinul
hidrogeologic respectiv are o extindere redus ă; prezen ța forma țiunilor
deluviale permeabile constituie un factor favorabil în acest sens.
Bazin hidrografic
Bazin hidrogeologic
Fig.1.23. Raportul dintre bazinul hidrografic și bazinul hidrogeologic în cazul unei
structuri sinclinale
direc ția de curgere a apelor de suprafa ță
direcția de curgere a apelor subterane Bazin hidrografic
Bazin hidrogeologic
Fig.1.22. Raportul dintre bazinul hidrografic și bazinul hidrogeologic în cazul unei
hidrostructuri din lunca unui râu
direc ția de curgere a apelor de suprafa ță
direcția de curgere a apelor subterane
37
În cadrul studiilor hidrologice, hidrogeologice și de bilan ț este necesar s ă se
țină seama de raporturile dintre cele dou ă bazine. Chiar dac ă nu exist ă posibilitatea
unor cercet ări hidrogeologice corespunz ătoare, schi țarea bazinului hidrogeologic se
poate face pe baza unei analize a structurii geologice a forma țiunilor.
1.9. Elemente de hidrologie a cursurilor de ap ă
Apa din precipita ții, care nu a fost transformat ă î n v a p o r i p r i n
evapotranspira ție și nu s-a infiltrat în forma țiunile permeabile, este drenat ă de
rețeaua hidrografic ă formând scurgerea total ă a acesteia.
Scurgerea total ă se evalueaz ă într-o anumit ă secțiune a re țelei hidrografice
și este debitul de ap ă care traverseaz ă acea sec țiune.
Evaluarea corect ă a regimului debitelor cursurilor de ap ă este determinat ă în
principal de cunoa șterea a dou ă categorii de informa ții:
• morfometria re țelei hidrografice;
• hidrometria re țelei hidrografice.
Complexitatea morfologiei re țelei hidrografice și variabilitatea factorilor care
determin ă debitul cursurilor de ap ă sunt cuantificate prin intermediul unor parametri
care au ca obiectiv principal reducerea gradului de incertitudine al estim ării regimului
debitelor cursurilor de ap ă de suprafa ță.
1.9.1. Morfometria re țelei hidrografice
Caracteristicile morfometrice ale re țelei hidrografice sunt exprimate prin:
• profilul transversal al albiei;
• profilul longitudinal al albiei ;
• densitatea re țelei hidrografice .
Bazin hidrografic
Bazin hidrogeologic
Fig.1.24. Raportul dintre bazinul hidrografic și bazinul hidrogeologic în cazul unei
structuri anticlinale
direc ția de curgere a apelor de suprafa ță
direcția de cur gere a a pelor subterane
381.9.1.1. Profilul transversal al albiei
Profilul transversal al albiei cursului de ap ă se refer ă la partea cea mai
coborâtă a văii, ocupat ă permanent sau temporar de ap ă și separat ă în:
• albia minor ă, care corespunde cursului de ap ă permanent sau existent cea mai
mare parte a anului;
• talvegul , care reprezint ă
linia adâncimilor maxime ale
albiei minore, linie trasat ă
de-a lungul profilului longitudinal al cursului de apă;
• albia major ă, care cuprinde
albia minor ă și zonele de
luncă și corespunde
porțiunii ocupate de ap ă la
debite maxime; în func ție de
asigurările de dep ășire a
acestor debite se poate
calcula l ățimea
corespunz ătoare a albiei
majore.
Din punct de vedere hidrogeologic este necesar s ă se delimiteze aceste
elemente morfologice care condi ționează, în timp și spațiu, existen ța sau absen
ța
legăturilor hidraulice ale cursului de ap ă cu acviferele freatice localizate în lunc ă
și terase.
Lățimea (B) și adâncimea medie (medY) a unui profil transversal în
formațiuni aluvionare sunt condi ționate de m ărimea debitului cursului de ap ă (Q) și
pot fi evaluate cu formule semiempirice (Blench):
21
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛⋅ = Q Bβα; 312
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛⋅ = Q Ymedαβ (1.25)
în care α și β sunt parametrii stabili ți în func ție de granulozitatea aluviunilor și
forma profilului transversal.
Linia oglinzii apei din profilul transversal, a c ărei poziție condi ționează
legăturile hidraulice cu acviferele, nu este riguros orizontal ă, fiind:
• convex ă pe sectoare rectilinii în perioada cre șterii debitului;
• concav ă pe sectoare rectilinii în perioada reducerii debitului;
• înclinat ă pe sectoare curbe ( R- raza medie de curbur ă a sectorului),
cu cote mai mari pe malul concav și mai mici la cel convex, diferen ța
de cotă (yΔ) evaluându-se cu rela ția:
gv
RBy2
⋅=Δ (1.26)
în care:
v – viteza medie a curentului în profilul transversal;
g – accelera ția gravita țională.
Nivelul maxim al
apei Nivelul minim al
apei
Albie
minoră
Albie ma jorăLuncăLuncă
Fig.1.25 . Profil transversal prin albia unui râu. Talveg
391.9.1.2. Profilul longitudinal al albiei
Profilul longitudinal al albiei este o reprezentare în plan vertical a liniei
talvegului și a liniilor suprafe ței libere la anumite asigur ări (Fig.1.26 ). Morfologia
talvegului în profil longitudinal este cu pante abrupte în sectoarele muntoase, unde
coeficientul scurgerii medii atinge valori de până la 0,9, și cu pante din ce în ce
mai reduse în zonele deluroase și de
câmpie. În sectoarele aluvionare se creează o interdependen ță între profilul
longitudinal și forma în plan a traseului
râului ( Fig.1.26 ):
• apariția gropilor în sectoarele
meandrate, acolo unde este
accelerat ă eroziunea;
• apariția bancurilor (vadurilor)
în sectoarele de inflexiune a
traseului râului.
Denivel ările din plan vertical
ale talvegului produc pante variabile ale suprafe ței libere la debite mici
ale râului, pante care se egalizeaz ă
la debite mari. Morfologia în plan orizontal a meandrelor din zonele aluvionare este estimat ă pe baza rela țiilor
empirice în care debitul cursului de
apă (
Q) este factorul determinant
(Fig.1.27 ):
Q X ⋅=10 ; Q Y ⋅ =29 ; Q B ⋅ =6,1 (1.27)
Stabilitatea morfologiei în profilul longitudinal este variabil ă de-a lungul
cursurilor de ap ă:
• în sectorul montan, datorit ă durității forma țiunilor geologice, morfologia
profilului este stabil ă;
• în sectorul premontan și deluros, unde apa circul ă pe propriile aluviuni, cre ște
instabilitatea, formându-se mai multe albii “mobile”;
• în sectorul de câmpie se formeaz ă o singur ă albie major ă ale cărei meandre
se deplaseaz ă lent spre aval;
• în sectorul de delt ă instabilitatea const ă într-o continu ă formare de albii
secundare.
Pentru realizarea m ăsurătorilor sistematice de debite și niveluri pe
sectoarele instabile se recurge la lucr ări hidrotehnice speciale care asigur ă
stabilitatea necesar ă atât pentru profilul longitudinal cât și pentru profilul transversal
al văilor.
1.9.1.3. Densitatea re țelei hidrografice
Densitatea re țelei hidrografice (D) condiționează capacitatea râurilor de
colectare și drenare a apelor din precipita ții precum și a celor subterane. Densitatea
rețelei hidrografice este determinat ă de: Fig.1.26. Profilul longitudinal a unui râu
Banc (Vad)
GroapăLinia suprafe ței
libere la ape mari
Linia suprafe ței
libere la ape mici
Talveg
B
X Y
Fig.1.27. Elementele morfologice ale unei
meandre
40• diferen ța între altitudinea maxim ă și minimă din bazinul hidrografic ( AΔ);
• densitatea apei scurse pe versan ți (ρ);
• vâscozitatea apei scurse pe versan ți (μ);
• debitul specific al apei scurse pe versan ți (q);
• accelera ția gravita țională (g);
• factorul de eroziune al forma țiunilor geologice ( k).
To ți acești factori pot fi integra ți într-o rela ție de forma:
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
Δ⋅Δ⋅⋅⋅ ⋅Δ=AgqA qkqAD2
, ,1
μρϕ (1.28)
în care
()ϕ – funcție scalar ă care pentru o re țea hidrografic ă este studiat ă pe baza
variabilelor componente și prin calare pe modelul de estimare a densit ății:
SLD= (1.29)
L- lungimea tuturor ramifica țiilor unei re țele hidrografice;
S- suprafa ță care înscrie re țeaua hidrografic ă.
Densitatea re țelei hidrografice este cu atât mai mic ă cu cât terenurile sunt
mai dure și mai rezistente la eroziune (granite, gnaise etc.), în timp ce pentru terenuri
slabe (argile) este suficient un debit redus pentru a se dezvolta o re țea de drenaj cu
densitatea mare. Terenurile foarte permeabile (nisipuri, pietri șuri) condi ționează o
densitate redus ă a rețelei hidrografice datorit ă infiltrării rapide, în timp ce terenurile
practic impermeabile determin ă o valoare mare a densit ății acesteia.
1.9.2. Hidrometria re țelei hidrografice
Datele hidrometrice , obținute cu ajutorul unor metode și tehnici specifice,
sunt reprezentate prin:
• nivelul curen ților de suprafa ță;
• vitezele în curen ții de suprafa ță;
• debitul curen ților de suprafa ță.
M ăsurătorile necesare ob ținerii acestor date se realizeaz ă în sec țiuni
caracteristice ale re țelei hidrografice, unde sunt instalate stații sau posturi
hidrometrice , care se constituie într-o rețeaua hidrometric ă.
1.9.2.1. Nivelul curen ților de suprafa ță
Prin nivel în hidrologie se în țelege cota (absolut ă sau relativ ă) suprafe ței
libere a apei din profilul transversal al unui curs de ap ă. Aceast ă măsurătoare se
realizeaz ă cu ajutorul mirei hidrometrice , care poate avea diverse configura ții.
Mira hidrometric ă clasică este de tipul mirelor de nivelment topografic
(Fig.1.28 ), fixată pe un suport rezistent și gradat (de regul ă din 2 în 2 cm.), astfel
încât zero al pl ăcii să fie sub cel mai sc ăzut nivel al apei ( nivelul de etiaj ), iar
gradația maxim ă, deasupra nivelului maxim al apei în sec țiunea respectiv ă.
41 Înregistrarea continu ă a varia ției nivelului apei se face cu ajutorul
limnigrafului. Aparatul urm ărește direct oscila țiile nivelului suprafe ței libere a apei
într-o sec țiune a râului printr-un plutitor și le transmite la un sistem de înregistrare
grafică sau electronic ă.
Reprezentarea grafic ă a
variației în timp a nivelurilor m ăsurate
la un punct hidrometric constituie un
hidrograf de nivel . Datorit ă
variabilității mari a nivelului, pentru
analiza regimului respectiv se calculeaz ă următoarele niveluri
caracteristice:
• nivelul maxim anual
/multianual;
• nivelul mediu anual
/multianual;
Cu ajutorul valorilor caracteristice anuale se calculeaz ă
nivelurile cu diferite grade de
asigurare .
În paralel cu cota nivelului suprafe ței libere se m ăsoară și adâncimea apei în
secțiunea postului hidrometric fie pentru urm ărirea schimb ării morfologice a albiei
(prin depuneri sau eroziune), fie pentru determinarea sec țiunii de curgere. În acest
scop, pe l ățimea sec țiunii transversale se m ăsoară adâncimile pe mai multe verticale,
obținându-se în final profilul hidrotopometric .
1.9.2.2.Vitezele în curen ții de suprafa ță
Viteza apei în sec țiunea de curgere prezint ă o mare varia ție de valori datorat ă
rugozității și configura ției albiei, precum și a altor factori precum: pod de ghea ță,
prag, vânt etc. Distribu ția vitezelor în sec țiunea transversal ă se reprezint ă cu ajutorul
izotahelor iar în sec țiune vertical ă prin epure ( Fig.1.29. ). Izotahele sunt curbe de
egală valoare a vitezei.
Se remarc ă faptul c ă
vitezele minime se
înregistreaz ă în
vecinătatea fundului
albiei (v
f), datorit ă
rugozității terenului, iar
pe epura vitezelor,
valoarea maxim ă
(vmax) apare la o
adâncime redus ă sub
nivelul apei.
În cadrul
metodelor directe de
măsurare a vitezei apei pe râuri, o larg ă aplicabilitate o au morișca hidrometric ă și
metoda flotorilor .
Morișca hidrometric ă (Fig.1.30 ) este prev ăzută cu o elice cu ax orizontal
care se rote ște sub ac țiunea curentului de ap ă.
Între viteza de rota ție a elicei și viteza apei se stabile ște o rela ție exprimat ă
grafic printr-o diagram ă, pentru fiecare aparat. Viteza de rota ție se poate m ăsura cu
ajutorul unei instala ții electrice care ac ționează un sistem de semnalizare sonor sau
Fig.1.28. Mira hidrometric ă simplă (a) și
amplasarea ei într-o sec țiune transversal ă a
unui râu (b)a) b)
v=1m/s v= 2 m/s v=3m/s
vs
vmax
vf
Fig.1.29. Distribuția vitezelor în sec țiunea transversal ă
a unui curs de suprafa ță (a) și pe o vertical ă(b) a) b)izotahă vmhF
42luminos. M ăsurarea vitezelor se face
pe câteva verticale într-o sec țiune
transversal ă, iar pe fiecare vertical ă
numărul și poziția punctelor de
măsură sunt în func ție de adâncimea
apei.
Viteza medie pe vertical ă
(mv) se poate ob ține ca raport între
suprafața delimitat ă de epura
vitezelor ( F) și adâncimea apei ( h)
(Fig.1.29b ):
hFvm= (1.30)
Flotorii de suprafa ță sunt corpuri plutitoare din lemn care sunt lansate la
suprafața curentului de ap ă și iau viteza acestuia. Viteza medie a curentului ( v) se
aproximeaz ă cu relația:
33 2 1 s s s
sv v vK vKv+ += = (1.31)
în care
sv- viteza medie la suprafa ța curentului;
s s s vvv3 2 1 ,, – viteze m ăsurate la suprafa ța curentului de ap ă, în mijlocul și pe
marginile albiei, cele trei viteze de suprafa ță determinându-se cu ajutorul flotorului
pe sectoare rectilinii ale cursului de ap ă;
K- coeficient de corec ție (egal cu 0,8-0,85 pentru cursurile naturale de ap ă) pentru
transformarea vitezei medii de suprafa ță în viteza medie a curentului.
Debitul total al cursului de ap ă (Q) se calculeaz ă cu relația:
Ω⋅=vQ (1.32)
în care Ωeste secțiunea transversal ă a curentului ob ținută prin planimetrare.
1.9.2.3. Debitele curen ților de suprafa ță
Debitul unui curs de ap ă reprezint ă volumul total de ap ă care traverseaz ă
secțiunea normal ă de curgere într-un interval de timp determinat. Debitul
instantaneu este debitul calculat pe baza m ăsurătorilor realizate la un moment dat.
Dac ă vitezele au fost m ăsurate cu mori șca hidrometric ă, debitul total (Q) se
calculeaz ă printr-un procedeu grafo-analitic ( Fig.1.31 ) finalizat prin urm ătoarea
formulă care ia în considerare varia ția debitului elementar pe suprafa ța secțiunii de
curgere:
lnn n nn nl
xbq bq qbqqbq dxxq Q− −−−
− −
=++++++ ≈ =∫31
2…2 31)()1(1
212 1
101
0 (1.33)
Debitul elementar (q) corespunde unei l ățimi unitare a curentului, adic ă:
Fig.1.30 .Morișca hidrometric ă Elice
Rotor
Cameră de
contacte Tijă
Coadă de
dirijare
43
1⋅⋅ = hvqm [m3/s.m] (1.34)
unde
mv – viteza medie pe o fâ șie vertical ă cu lățimea unitar ă;
h- adâncimea curentului.
Cheia limnimetric ă sau curba nivel-debit reprezint ă o corela ție a doi
parametri ( Q=f(H) ) în care:
• nivelul apei ( H) este citit pe mira hidrometric ă;
• debitul total ( Q) este calculat în sec țiunea mirei hidrometrice ( Fig.1.32 ).
Prin aceast ă corelație, exprimat ă grafic sau analitic, oric ărei valori a nivelului
apei ( H) îi
corespunde un anumit debit ( Q).
Datorită modificărilor
în timp a formei secțiunii albiei (prin
eroziune sau depunere), periodic
este necesar ă
corectarea cheii
limnimetrice.
Hidrograful
debitelor reprezint ă
variația debitului
cursului de ap ă la un
post hidrometric, pe
o anumit ă perioadă.
1,20
0
0,50
1,00 0,40 0,80
0 0,20 0,40 0,60
0 1 2 3 … n (n-1)b2-3 Debit elementar: q[m3/s.m] Adâncime talveg: h[m] Viteza medie:v m[m/sec] Curba debitelor
elementare q(x) Curba vitezelor medii
pe vertical ă: vm(x)
Fig.1.31. Calculul debitului râului prin procedeul grafo-analitic.
Nivelul maxim al apelor de suprafa ță Miră
hidrometric ă
Q H
Q=f(H)
Hi
Qi
Fig.1.32. Construc ția grafică a cheii limnimetrice 0
44 Pentru hidrograful anual debitele caracteristice ale unui curs de ap ă
(scurgerea total ă) sunt:
• debitul maxim anual (Qmax);
• debitul minim anual (Q min);
• debitul mediu anual (Qm).
În cazul unui hidrograf multianual , debitele multianuale respective vor fi
0 min max , , Q Q Q , ultimul fiind debitul normal sau modul , calculat ca o medie
aritmetic ă a debitelor medii anuale, pe o perioad ă mai mare de ani consecutivi (de
regulă minimum 30 de ani). Ca și în cazul nivelurilor, se pot calcula debite
asigurate , pe baza e șantionului de valori ale debitelor caracteristice anuale. Din
punct de vedere hidrogeologic intereseaz ă în mod deosebit debitele minime și
anume:
• debitul de etiaj (Qe) care este asigurat 355 de zile, deci numai 10
zile din an debitul cursului de ap ă va fi mai mic decât Qe;
• debitul minim minimorum (Qmin.min) care reprezint ă valoarea
cea mai redus ă înregistrat ă într-o perioad ă multianual ă.
Aceste debite sunt asigurate în totalitate de scurgerea subteran ă.
Hidrograful elementar este înregistrat la o sta ție hidrometric ă, pe durata
unei averse sau a unor averse grupate. Un astfel de hidrograf elementar sintetizeaz ă
toate caracteristicile precipita țiilor și ale bazinului hidrografic iar structura sa
geometric ă reflectă variația în timp a scurgerii de suprafa ță, hipodermice și
subterane . Un hidrograf elementar are forma unei curbe asimetrice cu un singur vârf
timp h[mm] Hietogram ă Centrul de greutate al aversei( G) 250
200 150 100
50
0 Debitul [m3/sec]
B D Curbă de
concentrare
Curbă de
recesiune
Curbă de
epuizare C
A tr
Sfârșitul curgerii de suprafa ță
Timp[zi]
0 1 2 3 4 5 6
Fig.1.33. Caracteristicile unui hidrograf simplu
45(Fig.1.33 ), pe care se pot separa mai multe elemente:
• curba de concentrare (BC) – care corespunde timpului de cre ștere a
debitului și depinde de caracteristicile precipita ției, de geomorfologia bazinului
hidrografic și de condi țiile inițiale de umiditate ale acestuia;
• maxima hidrografului (C) corespunde concentr ării maxime a scurgerii și
apare, de obicei, în momentul încet ării precipita ției sau dup ă aceasta;
• timpul de r ăspuns (tr) al unui bazin reprezint ă decalajul în timp între centrul
de greutate al hietogramei (G) și momentul de atingere a debitului maxim al
cursului de ap ă;
• curba de recesiune (CD), cu timpul corespunz ător de descre ștere ( td),
sintetizeaz ă cele trei forme de scurgere care alimenteaz ă simultan cursul de
apă (scurgerea de suprafa ță, cea hipodermic ă și cea subteran ă); ea depinde
de volumul de ap ă acumulat în bazinul de recep ție al cursului de ap ă după
încetarea precipita ției;
• momentul încet ării scurgerii de suprafa ță (D), după care singura surs ă de
alimentare a râului o constituie scurgerea subteran ă și eventual scurgerea
hipodermic ă;
• curba de epuizare (a acviferelor ) apare dup ă punctul D și este cunoscut ă în
hidrologie și sub denumirea de curba de secare .
Hidrografele
complexe , cu dou ă
sau mai multe
maxime, sunt
rezultatul distribu ției
spațio-temporare
neuniforme a
precipita țiilor, precum
și caracteristicilor
morfometrice și
hidrogeologice ale
bazinului de recep ție.
Influența
determinant ă a
litologiei și gradului de
permeabilitate asupra
formei hidrografului
debitelor scurgerii
(râurilor) este evident ă
în două bazine de
recepție vecine (din
Congo), cu regim pluviometric similar și
suprafețe identice ca
extindere. Diferen ța
foarte mare de permeabilitate a terenurilor se reflect ă foarte bine în cele dou ă hidrografe ale
debitelor. În bazinul foarte permeabil , capacitatea de reten ție și de regularizare
hidrogeologic ă reduce foarte mult varia ția debitelor în timpul anului hidrologic
(Fig.1.34 ). Bazinul foarte slab permeabil are un hidrograf cu varia ții foarte mari ale
debitului (Fig. 1.35 ).
Variabilitatea în timp a debitului râurilor (scurgerea total ă) impune condi ții
drastice în proiectarea barajelor și digurilor de protec ție la inunda ție, motiv pentru VII
VI VIIIIX
XXI
XIII
II IIIIV V VII 0 50 100 150 200 250
Anul hidrologic
Qmax=190,0 m3/zi
Qmin=158,3 m3/zi Debitul cursului de ap ă [m3/zi]
Fig.1.34. Regimul hidrologic al unui bazin hidrografic în
formațiuni foarte permeabile (forma țiuni nisipoase)
46care este obligatorie evaluarea a trei valori caracteristice pentru debitul scurgerii
totale: scurgerea medie, scurgerea maxim ă și scurgerea minim ă.
Scurgerea medie se estimeaz ă pentru intervalele de timp standard: lun ă,
sezon, an și interval multianual (10 sau 30 de ani). Debitele medii lunare, pe sezon și
anuale, se determin ă cu ajutorul hidrografului (raportându-se volumul total al
scurgerii la perioada de calcul respectiv ă), iar debitul mediu multianual se calculeaz ă
ca o medie aritmetic ă a debitelor medii anuale.
Scurgerea maxim ă a râurilor este mai dificil de evaluat deoarece
măsurătorile de debite la ape mari sunt greu de efectuat. În lipsa datelor
hidrometrice, debitele maxime se evalueaz ă și cu ajutorul formulelor empirice care
conțin parametri climatici și morfometrici. Debitele maxime corespund perioadelor de
ape mari și viiturilor și se calculeaz ă pentru asigur ări cuprinse între 1 și 10%.
Scurgerea minim ă a râurilor este asigurat ă exclusiv pe seama rezervelor de
ape subterane și apare în perioadele de secet ă atmosferic ă, evoluția ei în timp fiind
determinat ă de legea de epuizare a acviferului. Evolu ția debitelor minime este
influențată de condi țiile hidrogeologice și geomorfologice ale v ăii respective.
În func ție de drenarea complet ă sau par țială a rezervelor de ape subterane
(ale acviferului sau acviferelor care alimenteaz ă râul) de c ătre râuri, acestea se
împart în trei categorii:
• râuri cu scurgere permanent ă, care nu seac ă nici în perioadele secetoase;
• râuri cu scurgere semipermanent ă, care seac ă în anii excesiv de seceto și;
• râuri cu scurgere intermitent ă, care seac ă în fiecare an.
Datorit ă variației condi țiilor hidrogeologice, în profilul longitudinal al cursurilor
de apă importante pot apare sectoare cu grade diferite de secare.
În afar ă de debitul mediu minim în problemele de gospod ărire a apelor este
necesar s ă se calculeze și debitele minime pentru diverse asigur ări de dep ășire (de
regulă pentru 80%, 90% și 95%). Din punct de vedere hidrogeologic, scurgerea
minimă este echivalent ă cu scurgerea subteran ă în perioada de epuizare a
acviferelor, perioad ă definită pe hidrograf dup ă momentul epuiz ării scurgerii de
suprafață (după momentul la care e plasat punctul D; Fig.1.33 ).
VII VI VIII IX
X XI XIII II III IV V VII 0 50 100 150 200 250
Anul hidrologic
Qmin=38,2 m3/zi Qmax=248,0 m3/zi
Fig.1.35. Regimul hidrologic într-un bazin hidrografic în forma țiuni slab
permeabile (forma țiuni argiloase) Debitul cursului de ap ă [m3/zi]
46
1.10. Infiltrarea
Infiltrarea este fenomenul de p ătrundere a apei de la suprafa ța terenului în
zona de aerare (sol, sediment sau roc ă permeabil ă), unde urmeaz ă o mișcare
descendent ă care se finalizeaz ă în zona de satura ție. Fenomenul de infiltrare, în
sens larg, are dou ă faze distincte:
• pătrunderea apei prin suprafa ța terenului și intrarea ei în teren,
sub suprafa ță topografic ă;
• mișcarea descendent ă a apei cu componenta principal ă verticală,
într-un teren nesaturat, de la suprafa ța terenului pân ă la primul
nivel piezometric, care marcheaz ă limita superioar ă a acviferelor
freatice.
Procesul de infiltrare contribuie la transformarea precipita țiilor atât în apă de
retenție cât și în apă hidrodinamic activ ă care genereaz ă scurgerea
hipodermic ă, scurgerea subteran ă și refacerea rezervei acviferelor .
Pe perioade mai mari, infiltrarea ac ționează ca un proces de regularizare a
regimului hidrologic, punând în rezerv ă o parte din apa atmosferic ă, restituit ă ulterior,
mai lent, cursului de ap ă. Capacitatea de reten ție a bazinului hidrogeologic se
reflectă în forma hidrografului, pe por țiunea curbei de epuizare ( Fig.1.33 ).
Procesul fizic de infiltrare a apei este dominat de interac țiunile complexe
dintre cele trei faze prezente:
• faza solid ă reprezentat ă de matricea mineral ă a forma țiunilor din zona
nesaturat ă prin care se produce infiltrarea;
• faza lichid ă reprezentat ă de apa provenit ă din precipita ții;
• faza gazoasă reprezentat ă de aerul prezent în spa țiul poros nesaturat cu
apă.
For țele determinante ale infiltr ării sunt gravitația și capilaritatea , care pun în
mișcare apa din zonele mai umede c ătre cele cu grad de umiditate mai redus. Ca
forțe rezistente apar: frecarea apei de suprafa ța particulelor minerale și
contrapresiunea exercitat ă de aerul con ținut în teren. Dintre factorii secundari se
menționează vâscozitatea apei influen țată de temperatur ă și mineraliza ția
(conținutul de s ăruri dizolvate) apei.
În stadiul ini țial al infiltr ării, acțiunea forțelor capilare este mult mai
important ă decât cea a gravita ției, motiv pentru care liniile de curent , care indic ă
traseul de deplasare a apei, pot fi deviate în toate direc țiile. Efectul capilar descre ște
pe măsura înaint ării frontului umed, astfel încât la adâncimi de ordinul a un metru,
infiltrarea gravita țională devine dominant ă, ea dezvoltându-se în adâncime cu o
viteză relativ uniform ă.
Un rol important în dinamica infiltr ării îl are aerul din teren . La început, frontul
umed înainteaz ă neuniform, aerul este evacuat în diferite direc ții, iar viteza de
infiltrare scade datorit ă consumului de energie. Dac ă procesul de infiltrare continu ă,
o parte a aerului este dizolvat și se poate înregistra chiar și o creștere a vitezei de
infiltrare.
1.10.1. Evaluarea infiltr ării cu infiltrometrul
Complexitatea procesului de infiltrare a stimulat dezvoltarea studiilor empirice care se bazeaz ă exclusiv pe experiment ări in situ sau în laborator și nu
pe ecuația general ă a mișcării apei în mediul nesaturat. Rezultatele experimentelor
sunt sintetizate în formule empirice de form ă exponen țială, din care cea mai
frecvent utilizat ă este formula lui Horton (1933):
47()t
c c euu utu⋅−⋅ − +=γ) (0 (1.35)
unde
()tu- viteza de infiltrare la momentul t;
0u- viteza ini țială de infiltrare/capacitatea de infiltrare;
cu- viteza de infiltrare constant ă, atinsă după o anumit ă perioadă;
γ- parametrul infiltr ării, care sintetizeaz ă efectul a numero și factori de teren.
Capacitatea de infiltrare
(infiltrarea poten țială) 0u reprezint ă
viteza maxim ă cu care un teren poate
absorbi un flux de ap ă în condi țiile date.
Viteza de infiltrare ( ()tu) descre ște
exponen țial în timp, de la ou până la o
valoare constant ă (cu) (Fig.1.36 ).
Experimentul de teren se
realizeaz ă cu ajutorul unor dispozitive
numite infiltrometre . Un tip de
infiltrometru frecvent utilizat este format
din doi cilindri concentrici în care se
menține un nivel de ap ă constant,
folosind un flacon gradat ( Fig.1.37 ).
Cilindrul exterior are rolul de a dirija vertical-descendent liniile de curent din interior, putându-se în felul acesta s ă se ia în calcule, ca sec țiune de umezire,
secțiunea cilindrului interior.
Împărțind volumele de ap ă
scoase din flacon, la sec țiunea
cilindrului interior se ob țin
vitezele de infiltrare (
()tu) pe
baza cărora se traseaz ă curba
exponen țială.
Prin liniarizarea
modelului exponen țial se
determin ă parametrul γ, el
reprezentând coeficientul
unghiular al dreptei trasate pe
un grafic în coordonate
()
cc
uuutu
−−
0ln și t, de forma:
()tuuutu
cc⋅−=−−γ
0ln .(1.36)
Fenomenul de infiltrare
este influen țat de:
• factori hidrogeologici: permeabilitatea și gradul de umiditate al terenurilor la
începutul precipita ției;
• factori meteorologici: cantitatea total ă, durata și intensitatea precipita ției;
• caracteristici ale suprafe ței terenului: morfologie și covor vegetal. ()()t
c o c euu utu⋅−⋅ − +=γ
cu
tou()tu
Fig.1.36. Variația vitezei de infiltrare în
raport cu timpul (model Horton). Valoare
măsurată
Cilindru
exterior Cilindru
interior Flacon gradat
Teren
permeabil
cm20=Φ
cm35=Φcm5040−
Fig.1.37. Infiltrometru cu doi cilindri
48 Starea ini țială a
umidității terenului are
o mare influen ță
asupra vitezei de
infiltrare; dac ă
umiditatea ini țială este
mare (datorit ă unei
precipita ții anterioare),
vitezele de infiltrare vor
fi reduse ca m ărime.
Al ături de
umiditate,
granulometria și
permeabilitatea
determin ă viteza de
infiltrare ( Fig.1.38 ).
Terenurile argiloase se
satureaz ă rapid cu
apă, după care viteza
de infiltrare este foarte redus ă independent de umiditatea ini țială.
1.10.2. Evaluarea infiltr ării cu lizimetrul
Lizimetrele sunt dispozitive de observa ție și de m ăsură „in situ”, a
componentelor bilan țului apei în zona de aerare (evapotranspira ție și infiltrare), cu
perturbarea minim ă a condițiilor naturale. Ele permit determinarea direct ă a infiltrării.
O instala ție lizimetric ă (Fig.1.39 ) cuprinde o
cuvă pătratică sau
dreptunghiular ă
etanșă, metalic ă sau
din beton, în care se
depune terenul cu respectarea succesiunii litologice a structurii naturale. Pentru realizarea
drenajului, la baza
cuvei se utilizeaz ă un
strat de pietriș. O
conduct ă înclinat ă
permite scurgerea
apei infiltrate c ătre un
recipient instalat în
baza unui puț.
Fiecare
instalație lizimetric ă
este completat ă cu o
stație meteorologic ă,
pentru a putea corela infiltrarea cu factorii climatici. Lizimetrele de mic ă adâncime (de la 1 la 3 m) m ăsoară infiltrația totală în
zona de aerare. 0
120 80 40 0 25 50 75 Viteza de infiltrare[mm/or ă]
t [min]
Argilă cu
umiditate
inițială mare
Argilă cu
umiditate
inițială redusă
Nisip cu
umiditate
inițială mare
Nisip cu
umiditate
inițială redusă
Fig.1.38. Curbe de infiltrare-timp pentru terenuri cu
permeabilit ăți și umidități inițiale diferite.
Nivel hidrostaticCuvă
PietrișPuț
RecipientConductă m)41(÷
Fig.1.39. Schema unui lizimetru
49 Lizimetrele de adâncime au o construc ție mai complicat ă, cuprinzând una
sau mai multe galerii amplasate în jurul unui pu ț central. Scopul acestor instala ții este
de a furniza date asupra infiltr ării în adâncime pân ă la nivelul freatic .
Infiltrația eficace (eI) reprezint ă
cantitatea de ap ă infiltrată de la suprafa ța
terenului care traverseaz ă zona de aerare și
ajunge efectiv la nivelul freatic, alimentând
acviferul respectiv. Ea poate fi determinat ă
cu ajutorul lizimetrelor de adâncime.
Infiltrarea eficace are loc numai când
infiltrarea (total ă) de la suprafa ța terenului
depășește scurgerea hipodermic ă, apa
necesară refacerii umidit ății din zona de
aerare (apa de reten ție) și apa consumat ă
prin evapotranspira ția subteran ă. Toate
aceste m ărimi pot fi exprimate în
mm.col.H 2O pe unitatea de timp .
În interpretarea datelor lizimetrice se stabile ște o corela ție, de cele mai multe
ori liniară, între precipita ție (X) și infiltrarea eficace (eI; Fig.1.40 ) de forma:
( )abX Ie ⋅− = (1.37)
Constantele a și bsintetizeaz ă efectul factorilor hidrogeologici și climatici
precum și al caracteristicilor suprafe ței terenului (morfologie, covor vegetal).
Pragul pluviometric (b) reprezint ă valoarea minim ă a precipita ției de la care
apare infiltra ția eficace. Sub valoarea pragului pluviometric, toat ă precipita ția este
reținută în cadrul zonei de aerare. În condi țiile regimului temperat, pragul pluviometric
variază între 150 și 600 mm/an.
1.11. Evaluarea scurgerii subteran e cu ajutorul hidrografului
Evaluarea scurgerii subterane care contribuie la alimentarea cursurilor de ap ă
de suprafa ță (râurile) este controlat ă de tipul de rela ții hidrodinamice între acvifere și
rețeaua hidrografic ă precum și de extinderea acviferelor care determin ă perioada
de epuizare a acestora.
1.11.1.Caracteristicile cursurilor de ap ă
Cursurile de ap ă de suprafa ță (la care se adaug ă și celelalte suprafe țe de apă
liberă: lacuri, oceane etc.), în func ție de rela țiile cu acviferele, se pot diferen ția în:
• curs de ap ă drenant , aflat în leg ătură hidraulic ă directă cu un acvifer riveran
(cu nivel liber sau sub presiune) pe care îl dreneaz ă și pentru care constituie
o frontier ă hidrodinamic ă de tip sarcina piezometic ă impusă (Fig.1.41a );
• curs de ap ă independent , care datorit ă colmatării patului v ăii nu are leg ătură
hidraulică directă și nici schimburi de ap ă cu acvifere riverane; dac ă nu este
suspendat, patul colmatat constituie un contur impermeabil al acviferului,
interior sau marginal, adic ă o frontier ă hidrodinamic ă de tip debit impus nul
(Fig.1.41d,e );
• curs de ap ă infiltrant , care alimenteaz ă acviferele libere riverane; cursul de
apă poate fi în leg ătură hidraulic ă cu acviferul, pentru care reprezint ă un b ]/ [ an mmIe
]/ [ an mmX
Fig.1.40. Corela ție liniar ă între
infiltrarea eficace și pluviometrie
50contur de alimentare de tip Dirichlet, sau poate fi suspendat, situa ție în care
funcționează ca un contur de alimentare de tip Neumann ( Fig.1.41b,c );
• curs de ap ă suspendat, separat de acviferul cu nivel liber riveran printr-o
zonă nesaturat ă, fără o legătură hidraulic ă directă între ele; el poate sau nu
să alimenteze acviferul devenind infiltrant sau independent ( Fig.1.41c,e ).
Aceste patru tipuri fundamentale de cursuri de ap ă (la care se adaug ă și
combina ții între acestea, cum ar fi: curs de ap ă suspendat și infiltrant , suspendat
și independent ) sunt determinate de rela țiile structural-geologice și geomorfologice
din secțiunea albiei minore, precum și de condi țiile hidrologice și hidrogeologice.
Acela și curs de ap ă, în timp, î și poate schimba caracterul: în perioada
viiturilor el poate func ționa ca infiltrant iar în rest ca drenant . Existen ța și
continuitatea în timp a leg ăturilor hidraulice depinde, în principal, de pozi ția patului
impermeabil al acviferului aluvionar în raport cu nivelul apei în albia râului, nivel care
are un regim variabil în timp ( Fig.1.42 ). În aceste condi ții alimentarea subteran ă a
unui curs de ap ă poate avea un regim constant sau variabil în timp.
Cursuri de ap ă în legătură hidraulic ă cu acviferul
Cursuri de ap ă fără legătură
hidraulică cu acviferul Curs de ap ă drenant Curs de ap ă infiltrant
Curs de ap ă suspendat și infiltrant Linie
echipoten țială Linie de curent
Curs de ap ă independent
Curs de ap ă suspendat și
independent Profil
piezometric Talveg colmatat
(contur
impermeabil)
Fig.1.41. Relațiile hidraulice între cursurile de ap ă de suprafa ță și acviferele
riverane (dup ă Castany, G., Margat, J., 1977) a) b)
c)
d) e)
51 În hidrologie, scurgerea subteran ă are o importan ță deosebit ă deoarece
pentru cursurile de ap ă permanente scurgerea minim ă este asigurat ă în totalitate prin
descărcarea acviferelor riverane.
Din punct de vedere hidrogeologic, scurgerea subteran ă, evaluat ă cu
ajutorul hidrografului debitului scurgerii totale, reprezint ă o informa ție global ă asupra
potențialului bazinului hidrogeologic situat în amonte de sec țiunea hidrografului
studiat. Datorit ă variației în timp a condi țiilor de alimentare și descărcare a acviferelor
riverane, scurgerea subteran ă (respectiv debitul de alimentare subteran ă a unui curs
de apă de suprafa ță) va avea varia ții în timp.
1.11.2.Perioada de epuizare a acviferelor
Scurgerea subteran ă, pentru o evaluare corect ă, trebuie studiat ă în două
perioade distincte:
• perioada de epuizare a acviferelor;
• restul anului hidrologic.
Hidrologic, perioada de epuizare a acviferului coincide cu perioada de
secare a cursurilor de ap ă. În cadrul unui hidrograf anual, aceast ă perioad ă fără
alimentare a acviferului din precipita ții sau din cursul de ap ă de suprafa ță, începe
acolo unde curba hidrografului î și reduce semnificativ coeficientul unghiular (în
momentul corespunz ător punctului D de pe curba descendent ă a hidrografului;
Fig.1.33 ). Izvor
Nivel
maxim Nivel
minim Nivel
maxim Nivel
minim
Nivel
maxim Nivel
minim Nivel
maxim Nivel
minim
Fig.1.42. Legături hidraulice între cursurile de ap ă și acviferele aluvionare:
a) legătură hidraulic ă permanent ă, cu un acvifer cu nivel liber;
b) legătură hidraulic ă periodic ă;
c) fără legătură hidraulic ă;
d) legătură hidraulic ă permanent ă cu un acvifer sub presiune. Izvor a)
c)
b) d)
52 De la acest moment al începutului perioadei de epuizare are loc o
descreștere continu ă a debitului cursului de ap ă, corespunz ătoare epuiz ării
acviferelor, în lipsa oric ărei precipita ții. Chiar dac ă în aceast ă perioad ă intervin
accidental averse, ele nu schimb ă alura general ă a curbei hidrografului.
Regimul apelor mici și de etiaj vor fi condi ționate de m ărimea rezervei de ap ă
subteran ă acumulat ă în acvifer la sfâr șitul perioadei cu precipita ții. Regimul de
secare a cursurilor de ap ă depinde de posibilitatea de epuizare a acviferului.
Dac ă patul
albiei se g ăsește în
limitele acviferului,
există posibilitatea
unei epuiz ări parțiale a
acviferului, iar cursul de apă este permanent
chiar la perioade mari de secet ă (Fig.1.43a ).
Într-o astfel de situa ție,
scurgerea de baz ă
corespunde unui debit
minim constant care
apare dup ă o perioad ă
secetoas ă lungă.
Dac ă patul
albiei este situat în
formațiunea
impermeabil ă, la
perioade lungi de
secetă acviferul poate
fi complet epuizat, iar scurgerea de baz ă
devine nul ă
(Fig.1.43b ).
Analiza
curbelor de epuizare în
regim neinfluen țat prezint ă importan ță pentru regimul cursurilor de ap ă și al
rezervelor de ap ă subteran ă. Aceste rezerve au efect de regularizare, ele fiind
înmagazinate în acvifer într-o perioad ă
anterioar ă.
Originea unei curbe de
epuizare corespunde practic cu
începutul perioadei secetoase, iar
debitul corespunz ător acestui moment
este notat cu Q
0 și se determin ă pe
hidrograf.
Finalul curbei de epuizare
corespunde cu debitul minim al scurgerii de baz ă. Acest moment final
este evident pe hidrograf deoarece,
după el, urmeaz ă o cre ștere a
debitului.
Se poate studia analitic epuizarea unui acvifer, asimilându-l cu
un rezervor care se gole ște printr-un
bușon poros, prev ăzut la baza acestuia dh
h Ω
'Ω
L Q
Fig.1.44. Modelul de tip exponen țial al
epuizării unui acvifer Qo
Qmin Q
t Scurgere de baz ă
Qo
t Q
0Epuizare par țială
Epuizare total ă
Fig.1.43. Faza de epuizare a acviferelor
Qo – debitul cursului de ap ă la începutul perioadei de
epuizare;
Qmin – debitul cursului de ap ă de la sfâr șitul perioadei de
epuizare. Curbă de
epuizare
parțială
Curbă de
epuizare
totalăa)
b)
53(Fig.1.44 ). Dacă în timpul dt nivelul apei coboar ă cu dh se poate scrie ecua ția
volumului de ap ă respectiv:
dtQ dh ⋅−=⋅Ω (1.38)
în care
Ω- secțiunea rezervorului;
Q- debitul drenat prin bu șon.
Acela și debit ( Q) traverseaz ă bușonul poros de lungime L și conductivitate
hidraulică K, iar cu viteza de filtrare exprimat ă din legea lui Darcy se poate scrie
ecuația:
'Ω⋅ =LdhK dQ (1.39)
Prin eliminarea lui dhdin ecua țiile (1.38) și (1.39), rezult ă:
dtQdQKL⋅Ω−=Ω⋅' (1.40)
din care, prin separarea variabilelor se ob ține:
dt dtLK
QdQ⋅−=Ω⋅Ω⋅−= α' (1.41)
ecuație în care s-a notat Ω⋅Ω⋅=LK 'α , un coeficient de epuizare a acviferului care
depinde de conductivitatea hidraulic ă (K) și dimensiunea (L) acviferului.
Prin integrarea ecua ției (1.41) de la începutul perioadei de epuizare (0t) până
la un moment dat ( t):
∫∫−=tQ
Qt
tdtQdQ
00α (1.42)
se obține:
( )0 0ln ln tt Q Qt −⋅−= − α (1.43)
din care, dac ă momentul ini țial 0=ot , se obține ecua ția de golire (epuizare) a
rezervorului . Aceast ă ecuație este de tip exponen țial și mai poate fi scris ă sub
forma:
t
t eQQ⋅−⋅=α
0 (1.44)
În cazul acviferelor, parametrul α are o structur ă particular ă care înglobeaz ă
efectul tuturor caracteristicilor hidrogeologice ale rezervorului. Astfel Maillet (Castany,G.,1968) a ajuns pe cale analitic ă la aceea și ecuație, în cazul unui acvifer
cu nivel liber :
t
t eQQ⋅−⋅=1
0α (1.45)
unde
54tQ- debitul la momentul t în perioada secetoas ă;
1α- coeficientul de epuizare a acviferului a c ărui structur ă este (Boussinesq;
Schoeller, H.,1962):
2 14 LnHK
a⋅⋅⋅⋅=πα (1.46)
în care
K- conductivitatea hidraulic ă a acviferului;
H- presiunea acviferului;
an- porozitatea activ ă;
L- distanța dintre albia minor ă
și cumpăna acviferului.
Pentru calculul
coeficientului de epuizare 1α nu
se utilizeaz ă ecuația (1.46)
deoarece opera ția de evaluare
a parametrilor reprezentativi ai
acviferului (,,anK ) este
costisitoare.
Coeficientul de epuizare
(1α) se evalueaz ă pe baza
formei curbei de epuizare a
acviferului. Pentru modelarea
matematic ă a curbei de
epuizare a acviferului se
utilizează ecuația Maillet iar
datele necesare sunt minimum
trei perechi de valori ( n itQi ti,…,2,1;, = ; Fig.1.45 ) măsurate pe durata perioadei de
epuizare a acviferului.
Într-un sistem de referin ță rectangular, de coordonate tQ−ln , se reprezint ă
prin puncte perechile de valori ( tQt,) măsurate în perioada de epuizare ( Fig.1.46a ). Q
0tt
Fig. 1.45. Datele necesare evalu ării coeficientului
de epuizare a acviferelor ( n itQi ti,…,2,1,0;, = ) Periodă de
epuizare
0tQ
itQ
it
b)
Fig.1.46. Soluțiile grafice pentru schemele de calcul Maillet ( a) și Tisson ( b) t tQln 0lntQ
βtg
t Qln
0t Q1
t 11
tQ
21
tQ
2t1t 2 1
a)
55
Distribuția punctelor este interpolat ă de dreapta de ecua ție:
t Q Qt ⋅− =1 0ln ln α (1.47)
al cărui coeficient de epuizare se calculeaz ă cu:
434,0 434,0lg lg ln ln0 0
1βαtg
tQ Q
tQ Qt t=⋅−=−= (1.48)
Valoarea medie a coeficientului de epuizare determinat ă pe baza ecua ției
(1.48) este valabil ă riguros pentru H=constant. Utilizarea modelului Maillet este
admisă doar dac ă reducerea sarcinii piezometrice în perioada secetoas ă este mic ă
în raport cu grosimea acviferului.
Dac ă grosimea acviferului de un anumit volum ( V) este mic ă în raport cu
reducerea nivelului piezometric, se poate folosi solu ția analitic ă a lui G.Tison :
()2
20
1 tQQt⋅+=α în care
3 24572,5LnVK
a⋅⋅⋅⋅ =α (1.49)
Calculul coeficientului 2αse bazeaz ă pe acela și procedeu grafo-analitic. Prin
liniarizarea ecua ției (1.49) sub forma:
t
Q Q Qt⋅ + =
02
01 1 α (1.50)
pe baza a dou ă perechi de valori ()1,tQt și ()2,tQt citite pe grafic ( Fig.1.46, b ),
calculul lui α2 se face cu rela ția:
2 11 2
2 10
2
t tt t
QQQ Q
ttQ
⋅−
⋅−=α (1.51)
În mod practic, alegerea uneia din cele dou ă soluții analitice (Maillet sau
Tison) se face pe baza analizei corela ției datelor experimentale ()tQt,:
• se calculeaz ă coeficientul corela ției liniare 1r pentru perechile ( tQ,ln );
• se calculeaz ă coeficientul corela ției liniare 2r pentru perechile ( t
Q,1);
• dacă 2 1rr> se calculeaz ă coeficientul de epuizare cu modelul Maillet
(ec.1.48);
• dacă 2 1rr< se calculeaz ă coeficientul de epuizare cu modelul Tison
(ec.1.51).
Ecua țiile (1.45) și (1.49) sunt utilizate pentru evaluarea capacității de
înmagazinare a acviferelor la momentul ot, exprimat ă sub form ă de rezervă de
regularizare (sV):
• modelul Maillet: ∫∫∞∞
⋅−= =⋅ =
00
00αα QdteQdtQ Vt
t s (1.52)
56• modelul Tisson:
20
αQVs= (1.53)
Pentru ambele modele rezerva de regularizare este invers propor țională cu
coeficientul de epuizare a acviferului. O valoare redus ă a coeficientului de epuizare
asigură o alimentare continu ă din subteran a cursurilor de ap ă pe o lung ă perioadă
de timp.
1.11.3.Procedee de separare a scurgerii subterane
Pentru evaluarea scurgerii subterane care contribuie la formarea scurgerii
totale a rețelei hidrografice se utilizeaz ă în mod curent metoda hidrografului și
metoda hidrochimic ă.
1.11.3.1. Metoda hidrografului
Separarea scurgerii subterane cu ajutor ul hidrografului debitelor scurgerii
totale se bazeaz ă pe reflectarea rela ției hidraulice între râu și acvifere în varia ția
debitelor. În func ție de particularit ățile relațiilor hidrodinamice între râu și acvifere se
separă patru situa ții:
• alimentarea râului din acvifere cu nivel liber fără legătură hidraulic ă cu
râul ( Fig.1.47a );
Nivel
hidrostatic
Nivel râuH
t
0 +
– sQ
t
Q
0 t
Nivel
hidrostatic
Nivel râu H
t
0+
-sQ
t
Q
0t T-A
+A
Fig. 1.47. Separarea scurgerii subterane pe hidrograful unui râu alimentat de un
singur acvifer freatic:
a ) f ără legătură hidraulic ă cu râul;
b) în leg ătură hidraulic ă cu râul a) b)
57• alimentarea râului din acvifere cu nivel liber în legătură hidraulic ă cu
râul ( Fig.1.47b);
• alimentarea râului din dou ă acvifere cu nivel liber (Fig.1.48 );
• alimentarea râului din trei acvifere, dou ă cu nivel liber și unul sub
presiune ( Fig.1.49 ).
Acviferele cu nivel liber/freatice f ără legătură hidraulic ă cu râul (cota
culcușului impermeabil al acviferului este ma i mare decât cota nivelului maxim al
apei din râu) îl alimenteaz ă continuu prin intermediul izvoarelor ( Fig.147a ). Creșterea
alimentării subterane în perioada apelor mari este datorat ă alimentării prin infiltrare a
acviferelor freatice care este mai intens ă în perioadele cu precipita ții abundente.
Decalajul în timp dintre nivelul hidrostatic maxim al acviferului freatic și nivelul maxim
al apei din râu este direct propor țional cu grosimea zonei de aerare.
În cazul acviferelor freatice în legătură hidraulic ă cu râul (Fig.1.47b ), se
remarcă faptul c ă în perioada apelor mari și a viiturilor, nivelul apei în râu cre ște
rapid, dep ășind nivelul hidrostatic al acviferului și provocând schimbarea sensului de
Nivel
hidrostatic (2)
Nivel râu H
t
Q
0 t (2) (1)
Nivel
hidrostatic (1)
0 +
– sQ
tT -A 0 +
– sQ
t
+A
t NP(3)
Nivel
hidrostatic (2)
Nivel râu H
t Nivel
hidrostatic (1)
0+
-2sQ
-A 0+
-sQt
+A
Q
0t 0+
-3sQ
t (2) (1)
(3)
t T
Fig.1.48. Separarea scurgerii subterane pe hidrograful unui râu alimentat:
a) din dou ă acvifere freatice;
b) din dou ă acvifere freatice și unul sub presiune. a)
58curgere, deci o alimentare a acviferului de c ătre râu. Dup ă retragerea viiturii are loc o
cedare lent ă a apei acumulate anterior în acviferul riveran. Acest fenomen, cu cele
două faze ( -A și +A), reprezint ă regularizarea hidrogeologic ă a viiturii ( T- perioada de
regularizare hidrogeologic ă a viiturii).
Alimentarea subteran ă a unui râu din două acvifere freatice (Fig.1.48a ),
unul în leg ătură hidraulic ă și celălalt suspendat (f ără legătură hidraulic ă cu râul), este
o însumare a aliment ărilor subterane din cele dou ă acvifere. În perioada de
regularizare hidrogeologic ă a viiturii, continuitatea aliment ării subterane este
asigurată de acviferul freatic suspendat. Sunt mai rare cazurile în care un râu este
alimentat de trei acvifere , două freatice și unul sub presiune ( Fig. 1.48b ).
Variabilitatea celor patru tipuri de alimentare subteran ă a râurilor este
reflectată de hidrografele nivelurilor din râu și din cele trei acvifere. Contribu ția
rezistenței hidraulice a forma țiunilor permeabile este esen țială în reducerea
variabilității scurgerii subterane în raport cu cea de suprafa ță.
Estimarea scurgerii subterane cu ajutorul hidrografului are un caracter
aproximativ. Eroarea poate fi redus ă prin cunoa șterea distribu ției în spa țiu și timp a
sarcinii piezometrice a acviferelor și a hidrografelor nivelului apei râului în mai multe
secțiuni caracteristice.
În cazul unui acvifer cu nivel liber în leg ătură hidraulic ă cu râul ( Fig.1.49 ),
segmentele OA și DE reprezint ă perioade de epuizare ale acviferului, perioad ă în
care scurgerea subteran ă se confund ă cu hidrograful scurgerii totale. Între punctele
A și D legea de varia ție a scurgerii subterane este necunoscut ă.
O metod ă simplist ă constă în a considera c ă valoarea minim ă a scurgerii
subterane coincide în timp cu maximul hidrografului. În aceast ă ipoteză se
extrapoleaz ă forma tronsonului OA până în A’ (intersec ția cu verticala din apexul C)
și se traseaz ă curba A’D.
Când punctul A’ cade sub abscis ă ( 0<acviferQ ) se produce regularizarea
hidrogeologic ă a viiturii, perioad ă în care râul alimenteaz ă acviferul.
Eroarea metodei const ă în faptul c ă cele două momente principale ale
scurgerii subterane ( minim și maxim ) au fost aproximate. Dac ă în secțiunea studiat ă Debitul râului (Q)
A
O
A’ A’’ D’
D
E
Fig.1.49. Estimarea scurgerii (aliment ării) subterane cu ajutorul hidrografului
debitelor C
Timpul (t)
59(aproape de albia râului) exist ă un foraj hidrogeologic, cele dou ă momente pot fi
stabilite cu precizie pe baza compar ării cotei nivelului hidrostatic cu cota nivelului
apei din râu :
• momentul înregistr ării diferen ței minime între cele dou ă niveluri ( ΔHmin)
corespunde scurgerii subterane minime ( A’’);
• momentul înregistr ării diferen ței maxime ( ΔHmax) între cele dou ă niveluri
corespunde scurgerii subterane maxime( D’).
Cunoscând cele dou ă momente (corespunz ătoare punctelor A’’ și D’) rezult ă
hidrograful scurgerii subterane AA’’D’D (Fig.1.49 ).
Dac ă acviferul
freatic nu este în
legătură hidraulic ă cu
râul, scurgerea subteran ă minim ă
corespunde punctului A iar cea maxim ă
punctului D’,
determinat pe cale grafică sau pe baza
nivelurilor hidrostatice
măsurate în foraj. Între
cele dou ă puncte se
consider ă o creștere
lineară a scurgerii
subterane. În cazul scurgerii subterane de adâncime, provenit ă
din acvifere sub presiune, se poate considera c ă ea este
constant ă și egală cu
debitul minim al râului
în anii seceto și și în
consecin ță hidrograful
acestei scurgeri apare
ca o linie orizontal ă.
Cu ajutorul hidrografului scurgerii
subterane, pe perioada AA’’D’D se poate calcula volumul scurgerii respective,
folosind metoda trapezelor pentru integrare:
∑∫
=
=Δ⋅+≅≅ =
ni
isf sit
s s
TQ QdtQ V
10
2 (1.54)
Pentru aceasta, hidrograful se împarte în n intervale de timp TΔ, fiecare
interval având debitul ini țial siQ și cel final sfQ și o pantă constant ă a curbei (sQ)
(Fig.1.50 ).
Debitul râului (Q)
A
O
A’’D’
D
E
Fig.1.50. Calculul volumului scurgerii subterane prin
metoda trapezelor C
t TΔ TΔ TΔ TΔ TΔ TΔ TΔ
1 2 … i … n-1
601.11.3.2. Metoda hidrochimic ă
Scurgerea subteran ă poate fi estimat ă cu ajutorul metodei hidrochimice
folosind ecua țiile bilanțului debitelor:
supQ QQsub+ = (1.55)
și bilanțului concentra țiilor unui component din apa râului:
2 sup 1 c Qc QcQsub ⋅ +⋅ =⋅ (1.56)
unde
Q- debitul m ăsurat în râu;
c- concentra ția unui component (de exemplu clorul) din apa râului, în perioada de
observație;
1c- concentra ția aceluia și component în apa subteran ă (acviferul drenat de râu);
2c- concentra ția aceluia și component în scurgerea de suprafa ță (în aceea și
perioadă);
supQ- debitul scurgerii de suprafa ță;
subQ- debitul scurgerii subterane.
Din ecua ția (1.56) rezult ă că dacă:
• 1cc=, râul se alimenteaz ă numai pe cale subteran ă, deci Q Qsub=;
• 2cc= rezultă că alimentarea subteran ă este nul ă și Q Q=sup .
Din ecua țiile (1.55) și (1.56) rezult ă:
2 12
ccccQ Qsub−−⋅ = și
1 22
supccccQ Q−−⋅ = (1.57)
Repetând determin ările în mai multe perioade caracteristice ale anului se pot
construi hidrografele aliment ării subterane și a celei de suprafa ță, pe baza c ărora se
poate stabili regimul surselor de alimentare a râului respectiv.
611.12.Parametri ai scurgerii totale și subterane
Rezultatul concentr ării în talvegul unui râu a unei p ărți din precipita țiile
interceptate de bazinul hidrografic al acestuia și a scurgerii subterane din acviferele
care îl alimenteaz ă este scurgerea total ă.
1.12.1. Parametri ai scurgerii totale
Scurgerea total ă a unui râu se m ăsoară în talvegul acestuia și datorită
variabilității în timp se evalueaz ă pe diferite intervale de timp: lun ă, sezon, an.
Cel mai frecvent, pentru studiile hidrogeologice, se apeleaz ă la intervalul anual
calculându-se valori medii multianuale.
Scurgerea medie multianual ă reflectă potențialul bazinului de recep ție și se
exprimă prin intermediul unor parametri derivați din:
• debitul cursului de ap ă;
• suprafața bazinului hidrografic care se închide în sec țiunea de
măsurare a debitului;
• intervalul de timp luat în considerare.
Parametrii elementari utiliza ți pentru evaluarea scurgerii totale sunt: debitul
mediu multianual, debitul mediu specific, volumul scurgerii totale, coloana de ap ă a
scurgerii medii, coeficientul scurgerii totale medii, coeficientul modul al scurgerii
totale. Pentru u șurința calculelor, ei sunt exprima ți în anumite unit ăți de măsură,
urmând ca în rela țiile de leg ătură să se facă omogenizarea dimensional ă.
Debitul mediu multianual (Q 0) (normal/modul ) este parametrul cel mai
frecvent utilizat. El se calculeaz ă ca o medie aritmetic ă a debitelor medii anuale
(iQ0):
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡=∑=
=
sm
nQ
Qni
ii 3
10
0 (1.58)
În România, datorit ă variabilit ății accentuate a scurgerii totale, pentru calculul
acestui parametru se recomand ă serii de date înregistrate pe perioade de 30 de ani.
Debitul mediu specific sau modulul scurgerii (oq) reprezint ă debitul,
exprimat în litri/secund ă, ce se scurge de pe un km2 al bazinului hidrografic ( F-
suprafața bazinului de recep ție):
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
⋅⋅=203
0.sec10
kmlitri
FQq (1.59)
Acest debit, fiind raportat la unitatea de suprafa ță, poate fi utilizat pentru
compararea poten țialului hidrologic a dou ă sau mai multe bazine hidrografice.
Volumul scurgerii totale (oV) se referă la volumul de ap ă ce s-ar acumula în
amonte de sec țiunea râului în care se fac estim ările, pe perioada unui an
calendaristic mediu (durata unui an calendaristic mediu este T=364,25 zile/an
x86400 sec/an=31,56×106 secunde):
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡⋅ =⋅=anmQ QTV3
0 0 0 56,31 (1.60)
62 Coloana de ap ă a scurgerii medii (oY) se calculeaz ă în ipoteza unei
repartizări uniforme a volumului oV pe toată suprafața bazinului luat în considerare:
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
⋅=
⋅⋅= =anmm
FV
FV
FVY30
1209
0
010 1010 (1.61)
unde Feste suprafa ța bazinului hidrografic exprimat ă în km2.
Coeficientul scurgerii totale medii (oη) reprezint ă raportul dintre scurgere
(0Y) și precipita ții (0P), ambele exprimate în coloan ă de apă echivalent ă, în decursul
aceleiași perioade:
[]% 100
00
0 ⋅ =PYη (1.62)
Acest parametru este o m ăsură a randamentului hidrologic de transformare a
precipita țiilor în scurgere total ă medie .
Coeficientul modul al scurgerii totale medii (iK) reprezint ă raportul dintre
scurgerea medie anual ă și cea multianual ă:
[]− = = = =
00
00
00
001
YY
VV
qq
QQKi i i
i (1.63)
Coeficientul modul al scurgerii totale medii poate lua valori mai mari sau mai
mici decât unu, exprimând în acest fel dac ă un anumit interval de timp este mai
bogat (>1) sau mai s ărac (<1) în raport cu un an hidrologic mediu.
Între parametrii prezenta ți, în func ție de necesit ăți, se pot stabili rela ții de
legătură. Cel mai frecvent este utilizat ă relația de leg ătură între oYsi oq:
00 3
306
30
0 56,31 1056,31101056,31
10qFQ
FQ
FVY ⋅ =⋅⋅ =⋅⋅⋅=⋅= (1.64)
1.12.2. Parametri ai scurgerii subterane
În cercet ările hidrogeologice este necesar uneori s ă se înceap ă cu evaluarea
scurgerii totale medii, deoarece parametrii respectivi pot servi ca orientare și ca
termeni de compara ție în etapa urm ătoare de calcul a parametrilor scurgerii
subterane . Parametrii scurgerii subterane eviden țiază două caracteristici principale
ale acesteia în raport cu scurgerea de suprafa ță:
• continuitatea mai bun ă (un acvifer se epuizeaz ă mult mai greu
decât un curs de ap ă de suprafa ță);
• variabilitatea mai redus ă (variația debitului scurgerii subterane
este mult mai mic ă decât a scurgerii de suprafa ță).
Parametrii scurgerii subterane pot fi determina ți în două situații:
• în sezonul secetos , când debitul m ăsurat în albia râului
reprezint ă în totalitate alimentarea subteran ă a acestuia și nu apar
nici un fel de dificult ăți în calculul parametrilor scurgerii subterane;
• în perioadele cu precipita ții, când dificult ățile separ ării scurgerii
subterane din scurgerea total ă (vezi par.1.11) se transform ă în
incertitudini asupra valorilor parametrilor acesteia.
63Un procedeu eficient și operativ pentru evaluarea parametrilor scurgerii
subterane const ă în măsurarea debitelor scurgerii totale (1Q și 2Q), la capetele unui
tronson de lungime L fără confluen țe al cursului de ap ă, într-un interval de timp f ără
precipita ții (Fig.1.51 ). Cu aceste debite se pot calcula mai mul ți parametri ai scurgerii
subterane, în varianta medie anual ă sau multianual ă: debit unitar, debit specific,
coloană echivalent ă, coeficientul aliment ării
subterane, coeficientul scurgerii subterane,
volumul scurgerii subterane.
Debitul unitar al aliment ării subterane
(qu) este raportat la 1 km lungime a cursului de
apă:
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
⋅=−=kmsm
LQ
LQ Qqs
u3
1 2 (1.65)
În cazul cursurilor de ap ă infiltrante, acest
parametru va avea semn negativ.
Debitul specific subteran (sq) este
analog cu debitul specific mediu, el fiind raportat la
suprafața bazinului hidrogeologic (sF),
exprimat ă în km2:
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
⋅⋅=23
.sec10
kmlitri
FQq
ss
s (1.66)
Coloana echivalent ă a scurgerii subterane se estimeaz ă cu:
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡⋅ =anmmq Ys s 56,31 (1.67)
Coeficientul aliment ării subterane a cursului de ap ă este definit cu rela ția:
[]% ;100 100 ⋅= ⋅ =YY
qqKs s
s (1.68)
în care qși Y reprezint ă parametrii scurgerii totale medii.
Coeficientul scurgerii subterane (sη) reprezint ă fracțiunea din precipita ții
(P) care se transform ă în scurgere subteran ă:
[]% ;100⋅ =PYs
sη (1.69)
Volumul scurgerii subterane (Vs) se estimeaz ă cu:
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡⋅⋅=anmmFYVs s s ;103 (1.70)
1Q
2Q
Fig.1.51. Estimarea scurgerii
subterane pe un tronson de
râu fără afluenți L
641.12.3. Parametri statistici ai variabilit ății scurgerilor
Variabilitatea complex ă a debitului scurgerilor hidrologice implic ă abordarea
probabilist ă a evalu ării acesteia. Obiectivul acestei evalu ări este prognoza pe
termen lung a debitului scurgerilor hidrologice, necesare proiect ării construc țiilor
hidrotehnice (baraje, diguri, canale, capt ări etc.).
Parametrii care stau la baza realiz ării prognozelor sunt asigurarea
experimental ă/empiric ă de depășire/nedep ășire și perioada de repetare .
Extrapolarea asigurărilor empirice, realizat ă în condi țiile lipsei unor șiruri de
valori suficient de numeroase, se face cu ajutorul funcțiilor teoretice de
probabilitate (ex.: func ția Gauss-Laplace, func ția logaritmic ă-normală, funcția
Gumbel, func ția Pearson, func ția gama etc.), utilizate pentru generarea unor șiruri de
valori cronologice cu aceleași caracteristici statistice cu ansamblul valorilor
măsurate ( media , coeficientul de varia ție, coeficientul de asimetrie, etc.).
1.12.3.1. Asigurare experimental ă
Asigurarea experimental ă se define ște pentru un șir de n valori ale debitului
scurgerii (nQ QQ ,…,,2 1 ), măsurate la fiecare interval de timp tΔ.
Dac ă cele n valori ale debitului ( Q) sau orice alt parametru al scurgerii sunt
independente și cu probabilit ățile de realizare egale (np1=), se ordoneaz ă
descresc ător (Tabelul 1.9 ) și se definesc dou ă tipuri de asigur ări experimentale:
Tabelul 1.9 . Ordonarea descresc ătoare a debitelor
Q >1Q >2Q >3Q >4Q >mQ … >nQ
p np1
1= np1
2= np1
3= np1
4= npm1= …
npn1=
• asigurarea empiric ă de egalare sau dep ășire (egalare
mP ) a debitului mQcare
reprezint ă probabilitatea de egalare sau dep ășire a debitului mQ calculată cu
relația:
∑=
== =mi
iiegalare
mnmp P
1 (1.71)
sau relația lui Weibull care reduce efectul num ărului de elemente n și face posibil ă
compararea asigur ărilor calculate pe baza unor șiruri de valori cu efective diferite:
1_+=nmPegalare
m W (1.72)
în care
m- rangul valorii (pozi ția valorii în șirul ordonat descresc ător);
n- numărul total de valori disponibile.
• asigurarea empiric ă de nedep ășire (nedepasire
mP ) a debitului mQcare
reprezint ă probabilitatea de nedep ășire a debitului mQ calculată cu relația:
nmnp Pni
miinedepasire
m−= =∑=
= (1.73)
65
sau relația Weibull:
11 1_ _+−= −=nmP Pegalare
mWnedepasire
mW (1.74)
Asigurarea experimental ă de egalare sau dep ășire a unei valori cuprinse în
intervalul mQ și imQ+ se calculeaz ă cu:
∑+=
=+ =−+= =imi
mimegalare
mmni
nm
nimp P)1 _( sau dup ă Weibull: 1) _(_+=+niPegalare
immW (1.75)
relații în care ) (,…,2,1 mn i − =
De obicei, scurgerea minim ă care se realizeaz ă în totalitate prin alimentarea
subteran ă a cursurilor de ap ă se calculeaz ă pentru asigur ări de dep ășire de
%95%,90%,80=depasireP .
Scurgerea maxim ă, la care participarea apelor subterane este practic nul ă,
se calculeaz ă pentru asigur ări cuprinse între %1=egalareP și %10=depasireP .
1.12.3.2. Perioad ă de repetare
Dac ă fiecare valoare a debitului din șirul de n valori se realizeaz ă o singur ă
dată în intervalul de timp tΔ, se define ște perioada de repetare (mT) a unei valori
(mQ), adică numărul de intervale de timp tΔ la care:
• valoarea debitului este egalat ă/depășită o singur ă dată:
egalare
megalare
mPT⋅=100100 sau dup ă Weibull egalare
mWegalare
mWPT
__100100
⋅= (1.76)
• valoarea debitului este nedepășită:
egalare
mnedepasire
mnedepasire
mP PT−=⋅=100100
100100după Weibull nedepasire
mWnedepasire
mWPT
__100100
⋅= (1.77)
Perioada de repetare în hidrologie poate fi exprimat ă în ani, trimestre sau luni
dacă valorile elementelor nu se influen țează reciproc de la un interval la altul.
Perioada de repetare și asigurarea empiric ă de dep ășire ajută la
caracterizarea fiec ărui an din punct de vedere al resurselor de ap ă:
• an foarte bogat: %1=egalareP și ani Tegalare100= ;
• an mediu: %50=egalareP și an Tegalare1= ;
• an foarte secetos: %99=egalareP și ani Tegalare100= .
Valoarea perioadei de repetare corespunz ătoare elementului studiat (ex.: )Q
trebuie în țeleasă ca o mărime medie și nu în sensul c ă în mod cronologic, la fiecare
perioadă se va realiza elementul men ționat. Este posibil ca într-o suit ă de perioade
să nu apară valoarea elementului, iar în altele s ă apară de mai multe ori.
66
Aplicație
S ă se calculeze asigurările de
egalare și perioadele de repetabilitate
corespunz ătoare pentru debitele râului
Olt la postul Râmnicu-Vâlcea, pe baza
unei serii de 20 de debite medii anuale
(iQ; Tabelul 1.10 ).
Rezolvare :
Dup ă ordonarea descresc ătoare
a debitelor medii anuale se aplică pentru
calculul asigur ărilor de egalare și al
perioadelor de repetare formulele lui
Weibull (1.72, 1.77).
Asigurările de egalare/dep ășire
calculate și exprimate sub form ă de
procente variaz ă între 4,76% și 95,24%
(Fig.1.52 ). Cu ajutorul lor se poate
estima de câte ori un anumit debit
multianual este egalat sau dep ășit într-un
anumit interval de timp.
Într-un interval de 10 ani debitul
sec/ 1153
14 m Q= poate fi egalat sau
depășit de:
76,610067,6610 ≅ = ⋅=≥nr ori
iar într-un interval de 20 de ani
de:
1333,1310067,6620 ≅ = ⋅ =≥nr ori.
Perioadele de repetare
calculate pentru cele 20 de
debite anuale variaz ă între 21
de ani pentru cel mai mare debit
( sec/ 2203m Q= ) și 1 an pentru
cel mai mic debit
( sec/ 683m Q= ).
Perioada de repetare
ani Tegalare
W 5,114_= reprezint ă
intervalul de timp în care este
probabil ca valoarea debitului
mediu anual al Oltului, la Râmnicu-Vâlcea s ă fie mai mare sau egal ă cu
sec/ 1153
14 m Q= .
Tabelul 1.10 . Debitele medii anuale,
asigurările de egalare și perioadele
de repetare pentru râul Olt la
Râmnicu Vâlcea
iQ egalare
mWP_ egalare
mWT_ Rangul
m
[m3/sec] [%] [an]
1 220 4.76 21.00
2 210 9.52 10.50
3 200 14.29 7.00
4 180 19.05 5.25
5 140 23.81 4.20
6 130 28.57 3.50
7 129 33.33 3.00
8 128 38.10 2.63
9 124 42.86 2.33
10 123 47.62 2.10
11 122 52.38 1.91
12 120 57.14 1.75
13 118 61.90 1.62
14 115 66.67 1.50
15 110 71.43 1.40
16 98 76.19 1.31
17 84 80.95 1.24
18 78 85.71 1.17
19 70 90.48 1.11
20 68 95.24 1.05
0.0010.0020.0030.0040.0050.0060.0070.0080.0090.00100.00
60 110 160 210 260Asigurarea de egalare [%]
Debitul mediu anual [m3/sec]
Fig.1.52 . Asigurările empirice de egalare ale
debitului râului Olt la postul hidrometric
Râmnicu-Vâlcea.
671.12.3.3. Generarea valorilor cronologice
Extrapolarea șirurilor statistice scurte (40…50 de valori) este unul din
procedeele pe baza c ărora în studiile hidrologice se pot evalua asigur ările de egalare
de 1% și a perioadelor de repetare corespunz ătoare de 100 de ani necesare
proiectării construc țiilor hidrotehnice.
Simularea de șiruri de valori care succed în mod cronologic unui șir cunoscut
consider ă fenomenul hidrologic aleator iar valorile generate, în ansamblul lor, trebuie
să aibă aceleași caracteristici statistice ca și ansamblul valorilor de baz ă (media,
dispersia, coeficientul de varia ție, coeficientul de asimetrie etc.).
Rela ția de simulare deriv ă din teoria lan țului Marcov, conform c ăreia trecerea
unui sistem aleator de la timpul ()1−t la timpul ()t depinde de probabilitatea de
trecere a sistemului la timpul ()t.
Dac ă șirul de baza este:
nQ QQ ,…,,2 1 (1.78)
iar șirul în curs de generare este:
in i n n Q G Q G Q G+ + + = = = ,…, ,2 2 1 1 (1.79)
relația de simulare este:
2
1 1 1 ) ( ρ σ ρ −⋅⋅ +⋅ − +=+ + Q i i i g Q G Q G (1.80)
în care
Q – media aritmetic ă a șirului de baz ă:
∑=
==ni
iiQnQ
11 (1.81)
ρ – coeficientul de autocorela ție serială de ordinul 1 al seriei de baz ă:
()
() ∑∑
=−=
=+
−−− ⋅−=n
iini
ii i
Q QnQ QQn
12221
11
1121
ρ pentru n i ,…,2,1= (1.82)
ig – variabil ă gaussian ă cu valori pozitive și negative, cu media zero și abaterea
standard unitar ă:
612
1−⎟
⎠⎞⎜
⎝⎛≅∑=
=k
kk i f g (1.83)
kf – numere pseudoaleatoare cu distribu ție uniform ă în intervalul (0,1);
Qσ – abaterea standard a seriei de baz ă:
68()
112
−−
=∑=
=
nQ Qni
ii
Qσ (1.84)
Aplicație
Pentru seria de 20 de debite medii anuale ale râului Olt m ăsurate la postul
hidrometric Râmnicu-Vâlcea, în perioada 1960-1979 ( Tabelul 1.10 ), să se genereze
15 valori cronologice pentru perioada 1980-1994.
Rezolvare:
Pentru generarea celor 15 valori se calculeaz ă pentru seria de baz ă formată
din 20 de debite medii anuale (
)20,…,2,1,=iQi , parametrii statistici ( ρσ,,Q Q )
(Tabelul 1.11 ) :
• media celor 20=n de debite ale seriei de baz ă(Q):
sec/ 35,128 2567201 1320
1m QnQi
ii = ⋅ = =∑=
=
• abaterea standard a seriei de baz ă (Qσ): Tabel 1.11 . Calculul parametrilor statistici ai seriei de baz ă ( ρσ,,Q Q )
i iQ 1+iQ 1+⋅i iQQ QQi− ( )2QQi− 2
iQ
1960 128 122 15616 -0.35 0.12 16384
1961 122 110 13420 -6.35 40.32 14884
1962 110 124 13640 -18.35 336.72 12100
1963 124 115 14260 -4.35 18.92 15376
1964 115 68 7820 -13.35 178.22 13225
1965 68 123 8364 -60.35 3642.12 4624
1966 123 140 17220 -5.35 28.62 15129
1967 140 78 10920 11.65 135.72 19600
1968 78 180 14040 -50.35 2535.12 6084
1969 180 84 15120 51.65 2667.72 32400
1970 84 118 9912 -44.35 1966.92 7056
1971 118 220 25960 -10.35 107.12 13924
1972 220 98 21560 91.65 8399.72 48400
1973 98 210 20580 -30.35 921.12 9604
1974 210 129 27090 81.65 6666.72 44100
1975 129 70 9030 0.65 0.42 16641
1976 70 120 8400 -58.35 3404.72 4900
1977 120 200 24000 -8.35 69.72 14400
1978 200 130 26000 71.65 5133.72 40000
1979 130 – – 1.65 2.72 16900
∑ 2567 -302952 -36256.55 365731
69
()
sec/ 68,4312055, 36256
13 12
mnQQni
ii
Q =−=−−
=∑=
=σ
• coeficientul de autocorela ție al seriei de baz ă (ρ):
()
()13,0
35,128 365731120135,128 3029522201
1121
22
12221
11
=
− ⋅−− ⋅−=
−−− ⋅−=
∑∑
=−=
=+
n
iini
ii i
Q QnQ QQnρ
Generarea celor 15 debite medii
anuale se bazeaz ă
pe o variabil ă
gaussian ă
ig pentru
calculul c ăreia se
utilizează 12 numere
pseudoaleatoare cu
distribuție uniform ă
pe intervalul
(0,1)( 12,..1 ;=Kfk ;
Tabelul 1.12 ).
Prin înlocuirea
parametrilor statistici calculați, relația de
simulare (1.80):
Tabelul 1.12 . Generarea valorilor cronologice
kf i
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 ig iG
1 0.63 0.95 0.62 0.40 0.49 0.49 0.98 0.10 0.76 0.68 0.91 0.43 1.46 191.63
2 0.48 0.99 0.67 0.97 0.57 0.93 0.61 0.64 0.24 0.44 0.07 0.68 1.28 192.09
3 0.50 0.31 0.56 0.06 0.62 0.86 0.57 0.20 0.22 0.84 0.88 0.64 0.24 147.10
4 0.98 0.67 0.55 0.05 0.89 0.86 0.56 0.31 0.48 0.95 0.45 0.86 1.59 199.83
5 0.03 0.54 0.21 0.16 0.71 0.96 0.68 0.99 0.45 0.99 0.51 0.73 0.96 179.03
6 0.17 0.36 0.19 0.47 0.06 0.94 0.14 0.99 0.26 0.19 0.07 0.37 -1.79 57.25
7 0.15 0.23 0.16 0.28 0.31 0.29 0.47 0.87 0.90 0.61 0.67 0.73 -0.32 105.46
8 0.65 0.77 0.22 0.53 0.28 0.45 0.51 0.61 0.75 0.13 0.55 0.83 0.27 137.24
9 0.57 0.30 0.71 0.45 0.49 0.62 0.50 0.88 0.44 0.86 0.67 0.25 0.72 160.64
10 0.13 0.46 0.16 0.07 0.14 0.48 0.58 0.99 0.11 0.80 0.30 0.46 -1.34 74.64
11 0.17 0.27 0.60 0.42 0.29 0.23 0.19 0.85 0.54 0.27 0.50 0.04 -1.64 50.20
12 0.92 0.02 0.08 0.95 0.65 0.39 0.56 0.33 0.11 0.04 0.17 0.66 -1.11 70.25
13 0.10 1.00 0.77 0.79 0.74 0.71 0.06 0.61 0.37 0.71 0.03 0.28 0.17 128.33
14 0.59 0.03 0.36 0.02 1.00 0.39 0.49 0.40 0.77 0.70 0.69 0.40 -0.17 120.97
15 0.57 0.56 0.95 0.09 0.40 0.36 0.90 0.52 0.56 0.53 0.81 0.72 0.97 169.55
050100150200250
1960 1970 1980 1990 2000
Fig.1.53. Variația debitului mediu anual în perioada
1960-1994. Debitul mediu anual [m3/sec] Seria
de
bază Seria
generată
702
1 1 1 ) ( ρ σ ρ −⋅⋅ +⋅ − +=+ + Q i i i g Q G Q G
devine:
2
1 1 13,01 68,43 13,0)35,128 (35,128 −⋅ ⋅ + ⋅ − + =+ + i i i g G G
Seria celor 15 debite generate continu ă într-o manier ă satisfăcătoare evolu ția
seriei de baz ă sub dou ă aspecte:
• succesiunea cronologic ă din care se observ ă alura similar ă a hidrografului
debitelor pe cele dou ă perioade ( Fig.1.53 );
• analogia statistic ă rezultat ă din compararea parametrilor statistici ai celor
două serii ( Tabelul 1.13 ).
Pentru compararea parametrilor statistici s-a calculat o diferență relativă
( rel Dif_ ) raportat ă la parametrii seriei de baz ă de forma:
QGQ
rel Difmedie−
⋅ =100 _ (1.85)
QG Q
abatererel Difσσ σ−
⋅ =100 _ (1.86)
Diferențele relative pentru media și abaterea standard sunt acceptabile și ele
pot fi reduse prin cre șterea num ărului debitelor generate.
1.13. Bilan țul apei
Bilanțul apei are ca scop contabilizarea aporturilor și pierderilor de apă
dintr-un anumit domeniu hidrologic și pe o anumită perioadă. Pe baza bilan țului
apei se pot identifica:
• zonele excedentare favorabile capt ării resurselor de ap ă disponibil ă
(de suprafa ță și subteran ă);
• zonele deficitare în care se recomand ă compensarea bilan țului.
În func ție de domeniile hidrologice luate în calcul, se pot distinge patru tipuri
de bilanț:
• bilanț global al unui bazin de recep ție, care ia în considerare
atât apele de suprafa ță (asociate bazinului hidrografic) cât și pe
cele subterane (asociate bazinului hidrogeologic), rezultând
bilanțul global al unor domenii extinse (regiuni geografice, țări
etc.);
• bilanț global al unui bazin hidrogeologic , care poate cuprinde
două sau mai multe acvifere;
• bilanțul unui acvifer ; Tabelul 1.13. Compararea parametrilor statistici pentru cele dou ă serii de debite
Parametru Seria de baz ă Seria generat ă rel Dif_ [%]
Media 128,35 132,28 3,02
Abaterea standard 43,68 51,19 17,19
71• bilanțul zonei vadoase/de aerare .
Perioada de referin ță pentru evaluarea bilan țului poate fi anul, sezonul, luna.
Pentru toate aceste perioade, bilan țul trebuie s ă aibă un caracter mediu , luându-se
în calcule o perioad ă multianual ă.
Pentru cercet ările hidrogeologice , cel mai adecvat este bilanțul mediu
anual care asigur ă o bună compensare a componentelor bilan țului, simplificând în
felul acesta ecua ția general ă a acestuia.
Se recomand ă ca bilan țul hidrogeologic (al unei hidrostructuri sau al unui
acvifer) s ă fie precedat de cunoa șterea bilan țului global al bazinului de recep ție
respectiv.
Componentele unui bilan ț global depind de gradul de complexitate a
condițiilor hidrologice și hidrogeologice ale bazinului, precum și de starea de
gospodărire a apelor de suprafa ță și subterane ( Tabelul 1.14 ).
Alimentarea indirect ă și pierderile către alte bazine apar numai în cazul
unor bazine secetoase din punct de vedere hidrografic sau hidrogeologic. De aici
rezultă necesitatea cunoa șterii bazinului hidrogeologic și a bazinelor profunde, care
pot avea durata de refacere mai mare de un an (perioada de referin ță a bilanțului). În
această categorie de aporturi sau pierderi pot intra și aducțiunile de ap ă între bazine.
Varia țiile rezervelor de ap ă sunt calculate între începutul și sfârșitul perioadei
de referin ță pentru:
• apele de suprafa ță, când se iau în considerare stratul de z ăpadă și
lacurile naturale și artificiale;
• apele subterane , în care fluctua țiile nivelului piezometric al acviferelor cu
nivel liber determin ă o variație a rezervelor de ap ă. Tabelul 1.14 .Bilanț global al apei pentru un bazin de recep ție
APORTURI (intrări)
[mm.col.H 2O] sau [m3/an] PIERDERI (ieșiri)
[mm.col.H 2O] sau [m3/an]
Alimentare direct ă din precipita ții (X) Evapotranspira ția reală (rE)
Scurgerea de suprafa ță (S)
Scurgerea subteran ă (sQ)
Alimentare indirect ă din alte bazine
(aq):
• ape de suprafa ță ('
aq);
• ape subterane (''
aq); Exploatări (eQ)
• ape de suprafa ță ('
eQ);
• ape subterane (''
eQ).
Restituirea apelor folosite (fQ)
• devers ări în ape de suprafa ță
('
fQ);
• devers ări în acvifere ('''
fQ). Pierderi de ap ă către alte bazine
(pq)
• ape de suprafa ță ('
pq);
• ape subterane (''
pq).
TOTAL APORTURI TOTAL PIERDERI
VARIAȚII ALE REZERVELOR DE AP Ă
Reducerea rezervelor în perioada de
referință (ΔWa):
• ape de suprafa ță ('
aWΔ );
• ape subterane (''
aWΔ ). Refacerea umidit ății în zona de
aerare ( Ir)
Creșterea rezervelor în perioada
de referin ță ( )pWΔ :
• ape de suprafa ță ('
pWΔ );
• ape subterane (''
pWΔ ).
72 În cazul bilan țului, reducerea rezervelor apare ca un aport (din perioada
precedent ă) iar creșterea , ca o pierdere (ieșire); suma algebric ă a celor dou ă tipuri
de variații este notat ă cu WΔ± .
Ecua ția bilanțului global al apei, în condi ții de exploatare, cu elementele din
tabelul 1.14 are forma:
W q Q QE QqXp e s r f a Δ±+ + + = ++ (1.87)
adică:
Debitul aporturilor =Debitul pierderilor ± Variația rezervelor (1.88)
Condi țiile de aplicare și scopul realiz ării bilanțului determin ă neglijarea unor
termeni sau introducerea altora noi. Astfel, dac ă:
• bazinul hidrografic coincide cu cel hidrogeologic ,
• bazinul de recep ție este izolat ( 0= =p aq q ),
• perioada de calcul este multianual ă,
rezultă că variația rezervelor se compenseaz ă și deci 0=ΔW .
Suma scurgerii de suprafa ță și a celei subterane reprezint ă scurgerea total ă
medie m ăsurată în albia cursului de ap ă, adică:
Y QSs= + (1.89)
În aceste condi ții, ecuația bilanțului în regim natural ( 0= =f cQ Q ) capătă
forma simplificat ă:
0 0 0 rEY X += (1.90)
în care termenii reprezint ă valori medii multianuale exprimate în mm/an .
Trebuie
subliniat faptul c ă
bilanțul apei este un
procedeu de control al
coerenței estim ărilor
făcute prin metode
independente. În această situație nu se
recomand ă folosirea
lui la calculul, prin diferență, a unuia sau
altuia dintre
componen ți. O abatere
de la aceast ă regulă,
justificată de precizia
cu care pot fi determinate precipita ția și
scurgerea total ă
medie, este calculul prin diferen ță a l
evapotranspira ției
reale , folosind rela ția:
Zona de aerare Accvifer freatic sQWΔ0X
0XrE
rE
rI rIrI
S
eI eINPmax
NPmin
Fig.1.54. Componentele bilan țului apei pentru zona
vadoasă (de aerare) și acviferul freatic.
73
0 0 0 Y X Er − = (1.91)
Bilan țul apei poate fi utilizat numai pentru
evaluarea resurselor de ap ă.
Precizia de calcul pentru bilan ț crește în
cazul folosirii datelor lizimetrice și a hidrografului
debitelor , evaluarea evapotranspira ției prin
intermediul formulelor empirice introducând o
eroare important ă.
Bilan țul apei poate fi detaliat prin m ăsurători
lizimetrice și foraje hidrogeologice, în vederea
determin ării componentelor zonei de
aerare/vadoase a acviferului freatic (Fig.1.54 și
Fig.1.55 ):
W QI IIIs r e r Δ+ +=+= (1.92)
În leg ătură cu rezerva de umiditate din zona de aerare, Thornthwaite a
propus ca ea s ă fie egală cu 100mm, care corespunde cu cantitatea maxim ă de apă
pe care profilul de sol o poate înmagazina.
Termenul WΔreprezint ă rezerva de ap ă înmagazinat ă între pozi ția minimă
(NPmin) și maximă (NPmax ) a nivelului piezometric , împreun ă cu scurgerea IEȘIRI INTRĂRI
Pierderi
subterane Scurgere
totală Evapo-
trans pirațiePloi Zăpadă
Intercepția
vegetației
Zona de
aerareRetenția
reliefului
Acvifere
Scurgere în
rețeaua
interioară Infiltrare
Scurgere de
bazăScurgere de
suprafață
Funcție de înmagazinare Proces
hidrologic
Fig.1.56 . Modelul hidrologic determinist al unui bazin de recep ție rI eI WΔ
rE I X
D Y S
sQ
Fig.1.55. Elementele
bilanțului apei
74subteran ă (sQ) formând infiltrarea eficace (eI). Infiltrarea de reten ție este
localizată în zona de aerare.
Deficitul scurgerii (D) este definit prin rela ția YXD −= și reprezint ă
valoarea evapotranspira ției totale din bazinul de recep ție. El poate îngloba și
termenulrI, deoarece în final și această categorie de ap ă este supus ă fenomenului
de evapotranspira ție.
Elementele unui bilan ț pot fi prezentate și sub forma unei scheme ( Fig.1.56 ).
care scoate în eviden ță:
• intrările bilanțului pentru bazinul de recep ție;
• ieșirile bilanțului pentru bazinul de recep ție;
• relațiile între subsistemele bazinului de recep ție.
Schema bilan țului eviden țiază subsistemele care au func ția de înmagazinare
precum zona de aerare și acviferele , a căror capacitate de înmagazinare la scar ă
sezonier ă și anuală depinde de gradul de permeabilitate al bazinului, de gradul de
umiditate din zona de aerare și de adâncimea nivelului piezometric.
1.14.Date hidrologice ale teritoriului României
Sinteza informa țiilor privind resursele hidrologice ale României este realizat ă
în principal de Institutul Na țional de Hidrologie și Gospod ărire a Apelor și
actualizat ă periodic în:
• Atlasul cadastrului apelor din România;
• Râurile României;
• Anuare hidrologice.
Atlasul cadastrului apelor din România cuprinde trei volume care trateaz ă
toate elementele privind ac țiunea de inventariere, eviden ță în timp, sistematizare și
sintetizare a datelor privitoare la:
• condițiile naturale ale apelor de suprafa ță;
• lucrările de st ăpânire, folosire și protecție a apelor sub aspect
cantitativ și calitativ.
În volumul I este prezentat ă rețeaua hidrografic ă, pe baza unui sistem de
codificare a cursurilor de ap ă. Sunt codificate 4295 de cursuri de ap ă care respect ă
două condiții:
• lungime minim ă de 5km;
• suprafa ță minimă a bazinului hidrografic de 10km2.
Râurile României tratează pe larg aspecte privind scurgerea apei, bilan țul
apei, chimismul etc., precum și parametrii hidrologici principali ai râurilor mari.
Sursele de alimentare elementare ale râurilor din țara noastr ă sunt:
• ape de suprafa ță (ploile și zăpezile);
• apele subterane (freatice și de adâncime).
Când una dintre aceste surse reprezint ă mai mult de 60% din scurgerea
totală medie este considerat ă predominant ă. Sunt situa ții când nici una din cele dou ă
surse nu este predominant ă, alimentarea fiind considerat ă mixtă. Din acest punct de
vedere, pentru toate râurile din țara noastr ă predomin ă sursele de alimentare
superficial ă, în funcție de raportul dintre ploi și zăpezi, existând dou ă tipuri de râuri:
• pluvionival , cu predominan ța aliment ării din ploi (cu frecven ță mai
mare);
• nivopluvial , cu predominan ța aliment ării din zăpezi.
Din harta aliment ării subterane a râurilor din România ( Fig.1.58 ) rezultă că nu
sunt râuri cu alimentare subteran ă predominant ă, alimentarea subteran ă
participând la scurgerea medie anual ă într-o propor ție:
• slabă (<15%);
75• moderat ă (16-35%);
• bogată (>35%).
Alimentarea subteran ă este bogat ă în depresiunile intramontane (Bra șov,
Ciuc, Făgăraș) datorită grosimilor mari ale depozitelor piemontane.
Alimentarea subteran ă este foarte slab ă în regiunile secetoase de câmpie
(Ujvari, J.,1972).
Prin luarea în considerare a varia ției surselor de alimentare a râurilor în
decursul anului, se pot defini sezoanele hidrologice , fiecare din ele fiind concretizat
prin fenomene specifice, climatice și hidrologice (Râurile României,1971):
• Sezonul hidrologic de iarn ă, cu temperaturi zilnice ale anului negative,
corespunde “apelor de iarn ă”, în care râurile se alimenteaz ă numai pe cale
subteran ă iar spre sfâr șitul acestui sezon dau na ștere la viiturile de iarn ă,
datorită topirilor par țiale ale z ăpezii.
• Sezonul hidrologic de prim ăvară, cu temperaturi între zero și 100C,
corespunde unei scurgeri bogate a râurilor, viiturile cu genez ă simplă (din
zăpezi) sau mixt ă (din zăpezi și din ploi) constituind “apele mari de
primăvară”.
• Sezonul hidrologic de var ă corespunde, de regul ă, unei scurgeri reduse, în
care evapotranspira ția este mare, ploile sunt reduse sau chiar inexistente, iar
râurile se alimenteaz ă numai pe cale subteran ă, este perioada “apelor mici
de vară” care corespunde perioadei de epuizare a acviferelor. Uneori peste
această scurgere de baz ă se suprapune scurgerea generat ă de ploile de
vară, formându-se “viiturile de var ă”.
• Sezonul hidrologic de toamn ă, cu temperaturi între zero și +100C se
caracterizeaz ă prin ploi de durat ă, care genereaz ă “apele mari de toamn ă”.
În regiunile și anii lipsi ți de precipita ții, toamna reprezint ă o prelungire a
sezonului de var ă, cu toate consecin țele epuiz ării acviferelor.
În leg ătură cu fenomenul sec ării, cursurile de ap ă se pot clasifica în:
Fig.1.57. Ponderea (în procente din scurgerea anual ă)
alimentării subterane a râurilor din România (dup ă
Ujvari,I.,1972).
76• semipermanente, care seac ă în anii deosebit de seceto și;
• intermitente , care seac ă anual în perioadele secetoase;
• temporare , la care alimentarea subteran ă dispare chiar între dou ă
precipita ții.
Condi țiile hidrogeologice nefavorabile, care determin ă secarea râurilor , se
pot datora fie caracterului predominant impermeabil al forma țiunilor din bazin, fie
situării primului nivel freatic sub talvegul râur ilor, în cazul grosimilor foarte mari ale
depozitelor detritice cuaternare. În cea de-a doua situa ție se încadreaz ă o serie de
cursuri de ap ă intermitente, cu bazine de recep ție mari, precum: Amaradia, Jiul,
Vedea, cursuri de ap ă din piemonturile Getic și Râmnic, din B ărăgan, din podi șul
Moldovenesc. Fenomenul de secare a râurilor în țara noastr ă are caracter zonal,
datorită factorilor geologici și geomorfologici.
Debitul mediu specific (q0) al râurilor are valorile cele mai ridicate în Mun ții
Apuseni, F ăgăraș și masivul Retezat, unde dep ășește 40 l/sxkm2, valoare ce
corespunde unei coloane echivalente de Y 0=1260mm/an. În podi șul Transilvaniei
q0=2-3 l/sxkm2, în Câmpia Tisei scade la 1-2 l/sxkm2, iar cele mai sc ăzute valori
(q0<0,5l/sxkm2, adică Y0<16mm/an) apar în estul și sudul Câmpiei Române, datorit ă
evapotranspira ției ridicate.
Debitele specifice minime , înregistrate vara ( q0v) și iarna ( q0i) reprezint ă în
totalitate scurgerea subteran ă, iar varia ția lor pe teritoriul țării este q 0v=0,1-8 litri/s.km2
și q0i=0,2-6 litri/s.km2.
Scurgerea medie subteran ă urmeaz ă aceeași zonalitate vertical ă ca și
celelalte elemente ale bilan țului apei:
• în regiunile muntoase se ating valori maxime de q s=16 litri/s.km2 (adică
Ys=500mm/an), datorit ă schimbului intens al rezervelor de ape subterane,
determinat de precipita țiile bogate și de vitezele mari de curgere a apelor
subterane;
• în regiunile de câmpie și de dealuri, scurgerea subteran ă medie variaz ă
între q s=0,13-0,32 litri/sxkm2 (Y s=4-10mm/an) în Moldova și Câmpia
Română, între 0,25 și 0,79 litri/sxkm2 (Y s=8-25mm/an) în Câmpia Tisei și
între 0,25 și 1,11 litri/sxkm2 (Ys=8-355mm/an) în Podi șul Transilvaniei.
În hidrologie, scurgerea subteran ă se confund ă cu alimentarea subteran ă a
râurilor care reprezint ă, pe ansamblul țării noastre, circa 30% din scurgerea total ă
medie anual ă.
Valorile cele mai reduse ale scurgerii subterane ( sub 15% ), se întâlnesc în
regiunile secetoase, de câmpie ( Fig.1.57 ). Pentru zonele semiendoreice din
Bărăgan, scurgerea subteran ă reprezint ă practic singura surs ă de alimentare pentru
rețeaua hidrografic ă majoră.
Alimentarea subteran ă este bogată (peste 35% din scurgerea total ă medie
anuală) în depresiunile intramontane cu mari capacit ăți de acumulare a apelor
subterane, datorit ă grosimilor mari a depozitelor cuaternare (depresiunile Bra șov,
Ciuc, Făgăraș) și a zonelor periferice ale piemonturilor.
Scurgerea subteran ă, foarte bogat ă dar variabil ă în timp, din regiunile
carstice (P ădurea Craiului, Podi șul Mehedin ți, carstul Vâlcanului etc.) trebuie pus ă pe
seama unei capacit ăți de reten ție mare a masivelor carstice (Ujvari, I.,1972).
Coeficientul scurgerii medii (η0) prezint ă o zonalitate vertical ă bine
conturată, în cadrul aceleia și zone de altitudine, valorile maxime corespunzând
terenurilor impermeabile iar cele minime terenurilor permeabile .
În regiunile muntoase η0>0,3, înregistrându-se la altitudini mari valori de 0,8
– 0,9 în timp ce în regiunile de șes valorile se reduc la 0,03 – 0,10.
Pe întreg teritoriul României:
• valoarea medie a debitului specific este de 4,57 litri/s.km2;
• valoarea medie a coloanei de ap ă echivalent ă a scurgerii este de 146mm/an;
• valoarea medie a coeficientului scurgerii este 0,22.
77 Toate aceste caracteristici ( și în special zonalitatea vertical ă) ale scurgerii
totale medii pe teritoriul țării nu includ și regiunile carstice , care se caracterizeaz ă
prin valori azonale ale scurgerii totale medii, datorit ă faptului c ă cea mai mare parte a
scurgerii se realizeaz ă pe cale subteran ă, reducându-se în modul acesta pierderile
prin evapotranspira ție.
Bilanțul mediu multianual al teritoriului României poate fi sintetizat astfel:
• aporturi : 670mm/an din precipita ții la care se adaug ă 5mm/an din afara
teritoriului;
• pierderi :146mm/an din scurgerea total ă medie, iar din evapotranspira ție
529mm/an.
782. ORIGINEA ȘI DISTRIBU ȚIA GENERAL Ă A APELOR SUBTERANE
(Alexandru Gheorghe și Danel Scr ădeanu)
Originea apelor subterane și distribuția lor în cadrul
hidrosferei subterane, de la nivelul microscopic pân ă la cel
planetar, constituie obiectul cercet ărilor hidrogeologice
fundamentale cu implica ții decisive în orientarea corect ă pe
termen lung a utiliz ării resurselor de ap ă subteran ă ale
Pământului.
Evoluția teoriilor privind originea apelor subterane a
fost stimulat ă de rafinarea tehnologiilor de investigare și de
extinderea cercet ărilor hidrogeologice în adâncime.
2.1. Teorii privind or iginea apelor subterane
Originea și modul de formare a apelor subterane au constituit obiectul a
numeroase cercet ări, unele ipoteze fiind în prezent confirmate prin m ăsurători
experimentale.
Pe baza valorific ării unui volum mare de date hidrogeologice, s-a ajuns la o
concepție unitar ă privind clasificarea genetic ă a apelor subterane, care reprezint ă
doar latura calitativă a problemei.
2.1.1. Teoria infiltr ării
Teoria infiltr ării este în prezent acceptat ă ca fiind principala explica ție pentru
formarea apelor subterane. Aceast ă teorie a fost formulat ă de francezii B.Palissy
(sec.XVI) și E.Mariotte (sec.XVII) care sus țineau că sursa de formare a acviferelor
este infiltrarea apelor din precipita ții, din domeniul marin și din lacuri.
În procesul de infiltrare, aceste ape pot întâlni un strat impermeabil care
favorizeaz ă acumularea apelor infiltrate și implicit formarea unui acvifer .
Fizicianul Mariotte a argumentat aceast ă ipoteză pe baza bilan țului apei,
întocmit pentru bazinul Senei. Aceast ă teorie este dovedit ă de unele observa ții
simple:
• coborârea nivelului hidrostatic al acviferelor freatice în perioadele secetoase;
• ridicarea nivelului hidrostatic al acviferelor freatice în perioadele ploioase;
• variația debitelor izvoarelor generate de acvifere freatice.
Teoria Palissy-Mariotte nu poate explica acumul ările de ap ă subteran ă cu
mineraliza ție redusă din regiunile cu climat arid, regiuni cu veri lipsite de precipita
ții și
evaporări intense.
2.1.2. Teoria condens ării vaporilor de ap ă
Teoria condens ării vaporilor de ap ă a fost formulat ă în anul 1877 de
hidrotehnicianul vienez O.Volger, care sus ținea că apele subterane provin din
condensarea vaporilor de ap ă din aerul care circul ă prin porii și fisurile rocilor.
Partizanii teoriei condens ării combat teoria infiltr ării susținând că în urma
ploilor terenurile se umezesc pe o adâncime redus ă, sub care urmeaz ă o zonă
relativ uscată (zona de aerare) și apoi acviferul . Din aceasta cauz ă între
precipita țiile atmosferice și acvifere nu ar exista o leg ătură directă.
Teoria lui Volger se bazeaz ă pe faptul c ă la scăderea temperaturii aerul
saturat cu vapori de ap ă devine suprasaturat iar o parte din vaporii de ap ă se
79condenseaz ă și trec în stare
lichidă. În prezen ța unui strat
impermeabil aceast ă apă se
acumuleaz ă și poate forma un
acvifer.
Din varia ția umidit ății
aerului în func ție de temperatur ă
(Tabelul 2.1, Fig.2.1 ) se poate
estima cantitatea de ap ă cedată.
De exemplu, un metru cub de aer saturat la 15
0C conține 12,7
grame de ap ă în stare de vapori
iar la +50C conține 5,36 grame;
prin răcire se condenseaz ă în
stare lichid ă :
34,7 36,57,12 = − grame de ap ă
Tabelul 2.1 Variația umidității aerului saturat în func ție de temperatur ă
Temperatura punctului de
rouă [0C] 0 +5 +10 +15 +20 +25 +30
[g/m3] 4,80 5,36 9,40 12,70 17,50 22,80 30,80
Umiditatea [mm.col.Hg] 4,56 6,60 9,25 13,20 16,90 22,30 31,40
[milibar(mb)] 6,17 8,96 12,00 20,60 22,80 30,20 42,50
Alimentarea acestui proces are loc când aerul mai cald din atmosfer ă
pătrunde în teren, la o temperatur ă mai scăzută, cedând o parte din ap ă sub form ă
de picături, care sub ac țiunea gravita ției se infiltreaz ă până la un teren impermeabil,
dând naștere unui acvifer.
Acestei ipoteze i s-au adus o serie de critici, și anume:
• formarea unui acvifer implic ă o viteză minimă de 5 cm/sec pentru aerul
cald și saturat cu vapori de ap ă care pătrunde în teren pentru a ceda apa
prin condensare;
• căldura latent ă de condensare a apei conduce la încălzirea terenului și
deci la încetinirea procesului de condensare;
• atmosfera nu poate furniza cantitatea de vapori de apă necesar ă pentru a
explica alimentarea exclusiv ă a acviferelor prin condensare;
• condițiile meteorologice nu sunt întotdeauna favorabile formării apei
subterane prin condensare deoarece:
• în timpul iernii se produce o evaporare a apei din acvifere
chiar și în zilele calde;
• rareori se întâmpl ă ca aerul s ă ajungă la
umiditatea de
saturație;
• numai la valori mari ale umidității relative poate avea loc
condensarea vaporilor de ap ă în teren, în urma p ătrunderii
aerului atmosferic.
A.F.Lebedev (1905) a ajuns la o nou ă interpretare a teoriei condens ării,
considerând c ă amestecul de aer și vapori de ap ă constituie două sisteme
termodinamic independente și deplasarea vaporilor de ap ă din zonele mai umede
și mai calde spre zonele mai uscate și mai reci se poate face f ără a antrena întreaga
masă de aer. Deplasarea vaporilor de ap ă este cauzat ă de diferen ța tensiunii de
vapori dintre cele dou ă zone care se modific ă semnificativ de la vară la iarnă. 05101520253035
0 1 02 03 04 0Umiditaea [g/m3]
Temperatura punctului de rou ă[oC]
Fig.2.1. Variația umidității aerului în func ție de
temperatur ă
80În timpul verii , când solul se înc ălzește puternic, vaporii de ap ă migreaz ă în
adâncime pân ă la zona neutr ă, cu temperatur ă mai redus ă dar constant ă în timpul
anului. Adâncimea zonei neutre variaz ă între 15 m pentru terenuri argiloase și 40 m
în cazul granitelor (Schoeller,H.,1962). În limitele acestei zone neutre, vaporii de ap ă
descenden ți se pot combina cu cei ascenden ți, proveni ți din adâncime datorit ă
regimului geotermic și prin condensare pot forma acvifere.
În timpul iernii , datorită temperaturii mai sc ăzute la suprafa ța terenului, vaporii de
apă se deplaseaz ă dinspre zona neutr ă spre orizonturile superioare ale solului,
asigurându-i acestuia o umiditate suplimentar ă.
A.F.Lebedev afirm ă că aportul de ap ă rezultat din condensarea vaporilor
atmosferici este insuficient pentru formarea unui acvifer.
Din schematizarea form ării acviferelor freatice în conformitate cu teoria
condens ării vaporilor de ap ă (Fig.2.2 ) rezultă că formarea apei subterane (lichide) și
implicit a acviferelor poate avea loc numai pân ă la adâncimea zonei neutre. Sunt
frecvente și situațiile când alimentarea acviferului freatic se face cu vapori de ap ă din
adâncime, și anume atunci când baza acviferului corespunde batimetric cu zona
neutră.
Schoeller H. arat ă că procesul de condensare poate deveni important din
punct de vedere cantitativ prin aportul norilor și al ceții pe crestele mun ților (mai ales
sub influen ța continuit ății vânturilor) sau al apei de rou ă în vecin ătatea domeniului
marin.
Un aport important, în procesul de condensare îl au urm ătoarele fenomene:
• adsorbția higroscopic ă, în cazul terenurilor nesaturate, prin care vaporii de
apă se formeaz ă pe particulele terenului; este suficient ă o scădere redus ă de
temperatur ă pentru a se forma apa lichid ă. Cantitatea de vapori adsorbi ți
depinde direct de fine țea granulometric ă a terenului.
• difuzia vaporilor de ap ă care permite p ătrunderea lor în adâncime și
condensarea în stratele mai reci; fenomenul nu este afectat de natura
terenului ci numai de porozitatea activ ă. Fig.2.2. Schematizarea form ării unui acvifer freatic prin condensare.
1- zona de evapotranspira ție (profilul de sol);
2- zona de tranzi ție; 3- zona capilar ă;
4- acviferul freatic; 5- roc ă impermeabil ă
infiltrarea apei lichide deplasarea vaporilor de ap ă
t
a- temperatura atmosferei; t s- temperatura subsolului
Vara: t a>ts
NH Iarna: t a<ts
1
2
3
5
4
81• respirația solului , provocat ă de varia țiile diurne ale temperaturii și de
infiltrarea apei meteorice, determin ă circulația aerului atmosferic în și din
teren; vaporii de ap ă care pătrund odat ă cu aerul pot condensa în zonele mai
reci.
Apele subterane provenite din infiltrarea apelor de suprafa ță și din
condensarea vaporilor de ap ă din atmosfer ă se numesc ape vadoase . Cercetările
efectuate pe litoralul românesc au ar ătat că o sursă de alimentare a acviferului
barremian – jurasic este și condensarea endocarstic ă, evaluat ă la maximum 30%
din valoarea precipita țiilor căzute în aceasta zon ă, procesul având loc pe o adâncime
de circa un metru și numai în anumite perioade ale anului.
2.1.3. Teoria juvenil ă
Teoria juvenil ă susține că apele subterane provin din condensarea vaporilor
de apă formați în urma proceselor fizico-chimice de adâncime. Pentru prima dat ă
această teorie a fost formulat ă de geologul austriac Suess E. (1902) care a
considerat c ă apele subterane cu temperatura ridicat ă, cu con ținut de gaze sau
puternic mineralizate constituie ultima faz ă a
diferențierii magmatice.
În func ție de origine, apele juvenile pot fi
magmatice și vulcanice .
Apele juvenile de origine magmatic ă se
formează prin ascensiunea gazelor din magm ă,
iar la temperaturi de 500-6000C hidrogenul se
combină cu oxigenul formând vaporii de ap ă
(apă de sintez ă). Datorit ă energiei poten țiale,
vaporii de ap ă își continuă mișcarea ascendent ă
pe marile fracturi iar la temperaturi sc ăzute se
condenseaz ă și apar la suprafa ță sub form ă de
izvoare ( Fig.2.3 ) sau se
acumuleaz ă în p ătura
sedimentar ă a scoar ței
terestre formând acvifere.
După Suess, prima ap ă
care a ap ărut la suprafa ța
terenului s-a format în
acest mod. Cu toate c ă, la
scara timpului actual, aportul juvenil este neglijabil (câ țiva km
3/an) în
raport cu masele de ap ă
acumulate în marile
rezervoare, dac ă s e i a î n
considerare c ă acest
proces se produce în
același mod de câteva
miliarde de ani, se ajunge
la volumul de ap ă actual.
O intruziune magmatic ă de 1000m grosime, situat ă în zona superioar ă a scoar ței Izvoare
Bazin magmatic
CO 2+H2S+
vapori de a pă
Fig.2.3. Schematizarea condi țiilor
de formare a apelor geotermale de
origină magmatic ă Fracturi
Apă magmatic ăApă mixtăIzvoare
Bazin magmatic
Fig.2.4. Schematizarea condi țiilor de formare a apelor
geotermale de origin ă mixtă
Zonă de amestecApă mixtă Apă mixtă
Apă vadoasă Apă vadoasă Precipita ții
Izvoare Precipita ții
82terestre, cu un con ținut de ap ă de 5% din greutate, dac ă se răcește lent, poate
elibera 106m3/(anxkm2 )(Castany,G.,1980).
Ipoteza originii magmatice a apelor subterane a ap ărut și s-a dezvoltat în
legătură cu explicarea genezei apelor termominerale. Dac ă la începutul secolului XX
se considera c ă toate apele termominerale erau de origine juvenil ă, în decursul
timpului ponderea acestei ipoteze a sc ăzut în urma definirii sc ării geotermice și a
unor procese biologice și chimice generatoare de ape minerale. În prezent se admite,
în majoritatea situa țiilor, o origine mixt ă a apelor termominerale, apele de origine
magmatic ă amestecându-se cu cele de origine vadoas ă (Fig.2.4 ).
2.1.4. Teoria originii arteziene
Teoria originii arteziene a unor ape termominerale reprezint ă o variant ă a
originii vadoase, apele subterane ap ărând sub form ă de izvoare la suprafa ța
terenului datorit ă presiunii proprii (artezianism). În condi țiile marilor fracturi tectonice
și a unei fisura ții deschise, apele meteorice pot ajunge la mari adâncimi. În faza
descendent ă, apele pot câ știga o anumit ă termalitate și compozi ție chimic ă. Datorită
presiunii vaporilor forma ți și a termalit ății, în faza urm ătoare se produce o circula ție
ascendent ă rapidă, apele ajungând la suprafa ță în puncte cu cote mai mici în raport
cu domeniul de alimentare. În contact cu rocile, datorit ă temperaturii și presiunii
ridicate, aceste ape se îmbog ățesc în elemente mineralizante.
Apele subterane care ajung la suprafa ță sub form ă de izvoare datorit ă
artezianismului pot avea origine magmatic ă, vulcanic ă, vadoasă și de cele mai
multe ori sunt amestecate (origine mixtă).
Originea magmatic ă corespunde în general unui sistem redus de fracturi
(Fig.2.3 ) în timp ce originea mixtă se datoreaz ă unui sistem de fisuri dezvoltat, cu un
grad ridicat de interconexiuni care favorizeaz ă o alimentare bogat ă cu ape vadoase,
la care se adaug ă și un regim pluviometric favorabil (Fig.2.4 ). În condi țiile unui
aport magmatic numai de gaze (CO 2, H2S etc.), apele termominerale pot avea origine
vadoasă, respectiv artezian ă, aceeași concluzie fiind valabil ă și în cazul fracturilor
care se închid la mari adâncimi, ele fo rmând un sistem deschis numai în raport cu
suprafața terenului.
Originea vulcanic ă a apei subterane este sprijinit ă de faptul c ă în perioadele
de erupție vulcanii elimin ă o mare cantitate de ap ă prin produsele expulzate, prin
consolidarea lavei și prin manifest ările de gaze care pot con ține uneori pân ă la 75%
vapori de ap ă. O parte din apa expulzat ă de vulcani este îns ă de origine vadoas ă
datorită traversării de c ătre coșurile aparatului vulcanic a numeroase acvifere
(Preda,I.,1981).
2.1.5. Teoria apelor regenerate
Apele regenerate se formeaz ă pe seama unei cantit ăți importante de ap ă
vadoasă care, datorit ă proceselor geologice de la suprafa ța terestr ă, a intrat în
compoziția unor minerale ca ap ă de constitu ție și de cristalizare. În urma
fenomenelor de orogenez ă, aceste minerale ajung în zonele de metamorfism unde
datorită temperaturii și presiunii ridicate î și pierd con ț
inutul în ap ă care se transform ă
în vapori ascenden ți și apoi în ap ă lichidă. Aceste ape sunt foarte asem ănătoare din
punct de vedere fizic și chimic cu cele magmatice, dar provenind în urma procesului
de metamorfism au fost numite ape regenerate (Ovcinikov, A.). Tot în categoria
genetică a apelor regenerate se pot include și apele eliminate prin consolidare în
procesul de diagenez ă a sedimentelor. Se cunosc situa ții în care acviferele sunt
alimentate cu ape rezultate prin consolidarea natural ă a forma țiunilor argiloase cu
care vin în contact.
83
2.1.6. Teoria apelor fosile
Teoria apelor fosile a căutat să explice originea apelor asociate z ăcămintelor
de hidrocarburi, considerând c ă aceste ape cu mineraliza ții ridicate au aceea și vârstă
cu sedimentele care au generat hidrocarburile. În felul acesta s-a ajuns la diferențierea apelor subterane dup ă principiul stratigrafic .
Aceast ă apă sedimentogen ă a rămas captiv ă în rocă după eliminarea prin
procese de diagenez ă a unei p ărți importante din apa ini țială a sedimentelor și a
organismelor marine (vegetale și animale).
Teoria mai precizeaz ă că presiunea de z ăcământ (a acviferelor respective)
este dată de presiunea litostatic ă (și nu de cea hidrostatic ă) iar apele nu particip ă
la circuitul general din natur ă, structurile respective fiind închise din punct de vedere
hidrodinamic. Forajele executate pentru petrol au furnizat îns ă o serie de date care nu
permit generalizarea acestei teorii pentru toate apele asociate. Sunt foraje care au identificat dinamica unor acvifere asociate z ăcămintelor de petrol. Acest lucru
infirmă caracterul închis al acestor hidrostructuri.
În prezent, luându-se în considerare toate situa țiile hidrogeologice, teoria
apelor fosile prezint ă două variante care se refer ă la:
• apele fosile singenetice denumite și ape de z ăcământ sau ape
veterice (denumire dat ă de L.Mrazec);
• apele fosile epigenetice cu o vârst ă geologic ă mai recent ă în
raport cu roca colectoare.
Apele fosile singenetice (asociate z ăcămintelor de petrol) se caracterizeaz ă
prin conținuturi ridicate de iod (peste 100 mg/litru). Atât iodul din apa asociat ă cât și
cel din petrol provin din organismele vegetale și animale care au populat Oceanul
Planetar, deci au o origine organic ă.
Apele fosile epigenetice au fost puse în eviden ță în urma prospec țiunilor
Ape subterane
Exogene Infiltrarea
apelor
meteorice
Infiltrații din
cursurile de
apă
condens ări
singenetice
epigenetice
prin
diagenez ă
prin
metamorfism
magmatice
vulcanice
MIXTE Endogene
Vadoase Sedimentogene
Regenerate Juvenile
Fig.2.5. Clasificarea genetic ă a apelor subterane
84hidrogeologice în zonele aride, lipsite de surse de alimentare actuale. În aceast ă
situație se încadreaz ă cele dou ă acvifere din subsolul Saharei (acviferul “ continental
intercalaire ”, nisipos, de vârst ă antecenomanian ă și acviferul “ continental terminal ”
calcaros, de vârst ă cenomanian ă), cu extindere regional ă și importante rezerve
exploatabile de ap ă. Vârsta acestor ape este de circa 35.000 ani, deci ele s-au
format în timpul glacia țiunii wurmiene.
Într-o clasificarea genetic ă (Fig.2.5 ) sunt figurate grupele ( apele endogene și
exogene ), tipurile și varietățile principale de ape subterane. Aceast ă schematizare
nu cuprinde toate conexiunile genetice dintre toate categoriile de ape subterane, dar
poate conduce la definirea ciclurilor genetice ale apelor subterane.
Evaluarea și valorificarea acviferelor de adâncime, termominerale și
geotermale sunt condi ționate de cunoa șterea originii și vârstei apelor subterane
pentru stabilirea c ărora sunt utiliza ți izotopii de mediu .
2.2. Distribu ția general ă a apelor subterane
Diferitele forme de ap ă din scoar ța terestr ă determin ă o anumit ă zonare a
umidității pe vertical ă. Geneza hidrosferei și mișcarea diferitelor forme ale apei
subterane în geosfere condiționează zonarea hidrogeodinamic ă la scară globală.
2.2.1. Forme de ap ă din scoar ța terestră
Apa din scoar ța terestră se găsește mai mult sau mai pu țin legată de rocă, în
diferite st ări de agregare:
• apa în stare de vapori;
• apa legat ă fizic sau apa de reten ție;
• apa legat ă chimic (de cristalizare sau de constitu ție);
• apa capilar ă;
• apa liber ă sau hidrodinamic activ ă;
• apa în stare solid ă;
• apa în stare supracritic ă.
105
104
103
102
10
1xg Forța de atrac ție
molecular ă
0 5 10 15 40 30 20 25 35
Distanța în microni
Apă
peliculară
Apă
gravitațională
Apă
higroscopic ă
Particulă
minerală
Apă de reten ție
Fig.2.6. Individualizarea formelor de ap ă subteran ă în jurul particulei
minerale (dupã Castany,G.,1980; se remarc ă gradul de orientare diferit al
moleculelor de ap ă în func ție de distan ța față de particula mineral ă) +++
++++++
85
2.2.1.1. Apa în stare de vapori
Apa în stare de vapori (vaporii de ap ă) se găsește în terenurile nesaturate,
ea fiind într-un echilibru dinamic cu celelalte forme de ap ă, precum și cu vaporii din
atmosfer ă. Ca rezultat al condens ării vaporilor se formeaz ă apa legat ă fizic și apa
hidrodinamic activ ă. Vaporii de ap ă au o mare mobilitate în zona vadoas ă, ei
deplasându-se în diferite direc ții, în func ție de distribu ția presiunii vaporilor.
2.2.1.2. Apa legat ă fizic
Apa legat ă fizic (apa de reten ție) este men ținută în porii și microfisurile unui
teren saturat sau nesaturat de c ătre forțele de atrac ție molecular ă (de natur ă
electrostatic ă), care ac ționează la contactul particulelor cu moleculele de ap ă. Aceste
forțe descresc rapid cu distan ța, astfel încât moleculele de ap ă își pierd orientarea și
pot fi antrenate gravita țional ( Fig.2.6 ).
În func ție de nivelul energetic,
apa de reten ție se poate separa în apă
higroscopic ă și apă pelicular ă.
Apa higroscopic ă este fixat ă
la suprafa ța particulelor uscate, prin
adsorbție, dintr-o atmosfer ă umedă,
deci prin transfer de vapori.
Higroscopicitatea maxim ă se
realizeaz ă la o umiditate relativ ă a
aerului de 100%.
Apa pelicular ă corespunde
unui nivel energetic mai redus și se
poate deplasa sub form ă lichidă, de la
o particul ă cu pelicul ă mai groas ă către
o particul ă cu pelicula de ap ă mai
subțire ( Fig.2.7 ). Acest proces de
migrație a apei peliculare, între
particulele vecine, are loc pân ă când
grosimea apei peliculare la cele dou ă
particule ajunge la aceea și valoare.
Cazul particulei e din figura
2.7, este un exemplu tipic de trecere a
unei forme de ap ă în alta, datorit ă
schimbărilor fizico-chimice și hidraulice
din teren. În cazul respectiv, apa
peliculară aferent ă particulei fiind în
exces, o parte din ea se transform ă în
apă gravitațională.
2.2.1.3. Apa legat ă chimic
Apa legat ă chimic se comport ă diferit, în func ție de prezen ța moleculei de
H2O (apă de cristalizare) sau a grup ării hidroxil (OH)- (apa de constitu ție).
Mineralele hidratate cedeaz ă apa de cristalizare la temperaturi nu mai mari
de 300-4000C, în timp ce mineralele hidroxilice se deshidrateaz ă la temperaturi mari,
variind între 400 și 13000C, când are loc distrugerea complet ă a moleculei. În aceste
condiții se poate aprecia c ă apa de cristalizare se poate transforma în ap ă liberă Apă sub
formă de
vaporiTeren Atmosfer ă
Fig.2.7. Diferitele forme de ap ă din teren
(după A.F.Lebedev): a-granul ă minerală cu
higroscopicitate par țială; b-granul ă minerală
cu higroscopicitate maxim ă; c+d- granule cu
apă pelicular ă ce se deplaseaz ă de la d la
c; e- granul ă minerală cu apă pelicular ă în
exces care trece în ap ă gravitațională. Apă
peliculară
Apă
gravitational ăApă
peliculară cb a
e
d
86chiar în interiorul scoarței terestre , în timp ce apa de constitu ție poate trece în stare
liberă numai în cadrul mantalei .
2.2.1.4. Apa capilar ă
Apa capilar ă este men ținută în porii și fisurile terenurilor sub ac țiunea for țelor
de capilaritate, fiind supus ă unei presiuni mai mici decât presiunea atmosferic ă.
După poziția în raport cu suprafa ța piezometric ă a acviferului freatic și starea de
umiditate a terenului, se pot defini patru forme de ap ă capilară:
• apa capilar ă suspendat ă care poate forma mici acumul ări de apă în zona
vadoasă;
• apa capilar ă mobilă, localizat ă la baza zonei de ascensiune capilar ă, ocupă
practic tot spa țiul poros-capilar (gradul de satura ție, Sr=1); ea este supus ă
acțiunii gravita ției, deci se comport ă ca o apă liberă (Fig.2.9 );
• apa capilar ă discontinu ă, localizat ă la partea superioar ă a zonei de
ascensiune capilar ă, genereaz ă un grad de satura ție subunitar ( Sr<1)
terenurilor respective;
• apa capilar ă legată (de contact ), localizată în zonele de contact unghiular al
particulelor, se comport ă practic ca o ap ă de reten ție.
2.2.1.5. Apa liber ă
Apa liber ă (numită și apă hidrodinamic activ ă) cuprinde apa gravita țională
(sau gravific ă) și apa capilar ă mobilă, ea saturând spa țiul poros al terenurilor,
rămas liber. Apa liber ă este forma de ap ă care genereaz ă acvifere și poate fi extras ă
din teren prin procedee tehnice, practic utilizabile, deci reprezint ă partea activ ă a
apelor subterane . Noțiunea de apă subteran ă (înțeleasă în sens practic) cuprinde
toate formele de ap ă definite mai sus, cu excep ția apei legat ă chimic.
2.2.1.6. Apa în stare solid ă
Apa în stare solid ă (gheața subteran ă) are un caracter sezonier în regiunile
temperate, ea formându-se în limitele zonei de înghe ț (care în țara noastr ă este în
medie de 1,0m).
La temperaturi negative, procesul de înghe țare a apei subterane începe cu
apa gravita țională și se continu ă cu apa capilar ă și cu cea pelicular ă. Procesul de
înghețare determin ă o migra ție pe orizontal ă și pe vertical ă a apei subterane din
zonele neînghe țate spre zona de înghe ț, situație care face ca umiditatea rocilor dup ă
îngheț să fie mai mare decât cea anterioar ă înghețului.
2.2.1.7. Apa în stare supracritic ă
Apa în stare supracritic ă este generat ă de temperaturi și presiuni
supracritice. La valori superioare celor critice (pentru ap ă curată acestea sunt:
Pcr=218at; Tcr=3740C), diferen ța dintre cele dou ă stări, gazoas ă și lichidă, dispare, iar
fluidul este constituit dintr-un amestec de substan țe foarte mobile, care în afar ă de
H2O mai cuprinde și alte produse rezultate din degazeificarea mantalei.
87 Sub presiunea și temperatura
critică (Fig.2.8 ) domeniile celor trei st ări
de agregare sunt bine definite. Pe traseul
curbelor TA, TB și TC se realizeaz ă un
echilibru între dou ă stări de agregare, iar
în punctul T între toate cele trei st ări de
agregare ale apei. În starea supracritic ă,
datorită legăturilor foarte slabe, unele
molecule de ap ă se pot descompune în
H+ și (OH)-1, iar vâscozitatea foarte
redusă mărește capacitatea de migra ție
a apei. Cre șterea temperaturii și presiunii
determin ă o capacitate de dizolvare
mărită, care depinde și de concentra ția
soluției.
Parametrii diagramei de stare
depind de concentra ția soluției; de
exemplu, pentru o solu ție de NaCl, cu
mineraliza ția de 50 g/l, parametrii critici
cresc la 4500C și 340at. Starea supracritic ă este caracteristic ă pentru apele din
bazinele magmatice, magmele având un con ținut de ap ă ce variaz ă între 4-10%. În
scoarța terestră, trecerea apei din stare supracritic ă în stare de vapori sau lichid ă se
produce treptat, fiind înso țită de o cre ștere a volumului apei (1,5-2 ori) și de
eliminarea din solu ție a unor componen ți.
Se apreciaz ă că apa în stare supracritic ă se poate g ăsi la izoterma de 7000C
și presiuni de p=50x103at. În conformitate cu unele date experimentale, apa î și poate
păstra propriet ățile sale individuale pân ă la presiuni de p=250x103at. În aceste
condiții, se presupune c ă apa în stare supracritic ă se poate afla și în mantaua
superioar ă.
2.2.2. Zonarea umidit ății pe vertical ă
În cazul unei litologii cu permeabilitate omogen ă ridicată, distribu ția umidit ății
pe vertical ă, este separat ă în: zona nesaturat ă, zona de ascensiune capilar ă și
zona de satura ție (Fig.2.9 ).
Zona nesaturat ă sau zona de aerare este cuprins ă între suprafa ța terenului
și suprafa ța acviferului freatic, terenurile respective având de regul ă Sr<1. Dinamica
umidității este controlat ă în principal de for țe fizico-chimice și capilare, fapt care
determin ă ca presiunea apelor subterane s ă fie mai mic ă decât presiunea
atmosferic ă. În acest domeniu se mai separ ă o zonă de evapotranspira ție, o alta de
retenție și partea nesaturat ă a zonei de ascensiune capilar ă:
• zona de evapotranspira ție are regimul de umiditate determinat în mare
măsură și de pierderea apei prin evaporare fizic ă și biologic ă, corespunde
practic cu profilul de sol iar în condi țiile climatului temperat grosimea acestei
zone variaz ă între 1 și 3m și are un con ținut important de vapori de ap ă;
• zona de reten ție (tranzi ție) se caracterizeaz ă prin valori neglijabile ale
evapotranspira ției precum și prin transferuri predominant descendente ale
apei infiltrate, grosimea acestei zone fiind foarte variabil ă (de la zero pân ă la
zeci de metri), fiind în func ție de pozi ția nivelului piezometric.
0,003 T[oC] 218
0,006
BA C
TVapori
de apă Apă
lichidă
Fig.2.8 . Diagrama de stare pentru
apa pură
88 Zona de ascensiune capilar ă este generat ă de suprafa ța piezometric ă a
unui acvifer cu nivel liber. În func ție de gradul de satura ție, se pot separa: partea
inferioară a zonei de ascensiune capilar ă, saturată cu apă capilară mobilă, și partea
ei superioar ă, nesaturat ă, cu apă capilară discontinu ă. Grosimea acestei zone este
invers propor țională cu granulozitatea, respectiv cu gradul de permeabilitate:
• valori minime (câțiva centimetri), pentru terenuri foarte permeabile
(pietrișuri);
• valori maxime (până la 30m pentru argile).
Zona de satura ție corespunde terenurilor situate sub suprafa ța primului
acvifer (freatic). La acviferele sub presiune, aceast ă suprafață coincide cu acoperi șul
impermeabil al acviferului. To ți porii, toate fisurile și golurile acestei zone sunt
saturate cu ap ă lichidă.
Zona saturat ă are o
dezvoltare mare în adâncime
fiind constituit ă din forma țiuni
mai mult sau mai pu țin
permeabile. În cazul
terenurilor cu permeabilitate ridicată va predomina apa
gravitațională care va genera
acviferele.
Terenurile cu
permeabilitate foarte redus ă
vor fi saturate cu formele de
apă higroscopic ă, pelicular ă și
capilară. Terenurile cu
permeabilitate medie vor
conține toate formele de ap ă.
În adâncime, datorit ă
alternării acviferelor cu
formațiuni compacte
impermeabile și cu forma țiuni
slab permeabile, cele trei
diagrame (presiunea apei, w
v
Fig.2.9 .Schematizarea zonelor de umiditate
1-vapori de ap ă; 2-apa higroscopic ă; 3-apa pelicular ă; 4-apa capilar ă
suspendat ă; 4’-apa capilar ă discontinu ă; 4’’ – apa capilar ă mobilă.
Fig.2.10 . Zonalitatea vertical ă a hidrosferei
subterane (dup ă Obsciaia ghidrogheologhia,
1980)
1-zona de înghe ț; 2-zona de satura ție; 3-zona cu
apă în stare supracritic ă; 4-mantaua superioar ă;
5-limita dintre p ătura sedimentar ă și cea
granitică; 6-suprafa ța Conrad (limita dintre p ătura
granitică și cea bazaltic ă; 7-suprafa ța
Mohorovicic.
89și Sr) vor prezenta discontinuit ăți și variații mari.
Limita inferioar ă a zonei de satura ție corespunde adâncimii temperaturilor
critice (374-4590C), sub care se g ăsește apă în stare supracritic ă. Această adâncime
variază între 12-20km în domeniul continental și 2-3 km în regiunile cu vulcanism
actual. Începând de la 1,5 -2 km adâncime, sub ac țiunea temperaturii și presiunii,
apa legat ă fizic trece în stare liber ă. Se consider ă că apa în stare supracritic ă se
poate găsi până la baza scoar ței terestre (suprafa ța Mohorovicic; Fig.2.10 ). Aceast ă
suprafață are un regim geotermic diferen țiat, de la 2500C în structurile precambriene,
până la 11000C și mai mult în regiunile cu vulcanism ter țiar (Pavlov, A.N.,1977). Pe
de altă parte, la temperaturi mai mari de 4500C are loc o activitate chimic ă de
deshidratare a mineralelor, formându-se curen ți ascenden ți care, între izotermele de
374 și 4500C (domeniul temperaturilor critice), determin ă o circula ție permanent ă
după schema vapori-solu ție. Aceast ă zonă termobaric ă poate fi considerat ă ca
învelișul de drenaj al P ământului.
2.2.3. Geneza hidrosferei
Mantaua P ământului poate fi considerat ă ca generatorul principal al apelor
naturale. Din cantitatea ini țială de 20×1018 tone de ap ă (aflată în diferite st ări de
agregare) din manta, în scoar ța terestră și în Oceanul planetar au migrat aproximativ
3,4×1018 tone, adic ă 17%. Celelalte dou ă surse ale hidrosferei, meteori ții din spa țiul
cosmic și straturile
înalte ale
atmosferei, au
furnizat o cantitate
de ap ă foarte
redusă. O cantitate
important ă de apă
(circa 1×1018 tone)
a fost pierdut ă de
Pământ în spa țiul
cosmic. Dac ă se
raporteaz ă
cantitatea de ap ă
pierdută de manta
(3,4×10
18 tone) la
greutatea scoar ței
terestre (47×1018
tone) rezult ă un
aport juvenil de
7%, care practic
coincide cu con ținutul mediu în vapori de ap ă al erup țiilor vulcanice. Pirolitul,
amestecul de piroxen și olivină din manta, care a participat la formarea scoar ței
terestre și a hidrosferei, are o umiditate de 7% (Vinogradov A.P.). Aceast ă umiditate
(conținutul de H 2O, exprimat ca raport între greutatea apei și greutatea mantalei) este
specifică, probabil, materiei din astenosfer ă aflată într-o stare de plasticitate
avansată.
Rocile din litosfera inferioar ă au un con ținut de ap ă redus (0,2-1,0%;
Fig.2.11 ) datorită deshidrat ării care a condus la formarea hidrosferei . Hidrosfera
este considerat ă ca fiind rezultatul a dou ă procese:
• diferen țierea timpurie a mantalei P ământului (se apreciaz ă că în arhaic s-a
format masa principal ă de apă; Sidorenko, 1978); Scoarța
terestră Mantaua superioar ă
Sedim.
Granitică
Bazaltică
Litosferă
inferioară
Astenosfer ă 100 50 Roci sedimentare
Gnaise și granite
Gabbrouri
Dunite și
peridotite
Pirolit Roci Geosfere Adânc.
[km] Conținut H 2O[%]
2 10 6
Fig.2.11. Variația conținutului de H 2O în scoar ța terestrã și
mantaua su perioarã
90• degazeificarea și deshidratarea lent ă a mantalei, care a avut loc în toat ă istoria
geologică a Pământului.
În domeniul temperaturilor și presiunilor foarte mari se poate considera un
grad ridicat de discretizare a hidrosferei subterane datorit ă prezenței apei sub form ă
de molecule disociate. Schimbul de ap ă, în acest context, trebuie în țeles ca un
transfer de mas ă molecular în condi țiile unor interac țiuni structurale complicate între
apă și minerale.
Aceste considera ții
justifică punctul de vedere
(Pavlov, A.N., 1977)
conform c ăruia hidrosfera
este un sistem geologic ,
iar circuitul general al apei reprezint ă numeroase
conexiuni, a c ăror
cunoaștere ajut ă la
înțelegerea multor
procese geologice, printre care și formarea apelor
subterane. Prin gruparea
tuturor componentelor și
conexiunilor între ciclul
hidrologic (climatic) și
cel geologic rezultă un
model complet al circuitului apei din scoar ța
terestră (Fig.2.12 ):
• ciclul hidrologic
controleaz ă procesele
de deplasare a umidităț
ii din ocean,
prin atmosfer ă, pe
continent, asigurând
totodată refacerea
continuă a rezervelor
de ape subterane.
• ciclul geologic
produce eliminarea
apei din sedimente și
participarea acesteia la procesele geologice pân ă în fazele de metamorfism, în
diferite zone termodinamice ale scoar ței terestre.
2.2.4. Mi șcarea apei în geosfere
Formele de mi șcare a apei în geosferele P ământului sunt foarte diferite, dar
în ansamblu ele se caracterizeaz ă prin unitate și interdependen ță. Apa legat ă fizic se
poate transforma în ap ă liberă, faza lichid ă în vapori, apa higroscopic ă în pelicular ă
etc. În acest sens se poate vorbi de forma geologic ă de mișcare a apei , care
reprezint ă o component ă principal ă a formei geologice de mi șcare a materiei.
Această mișcare are o natur ă complex ă legată de deplasarea apelor atât prin roci cât
și împreun ă cu materia scoar ței terestre, începând de la suprafa ță Pământului și
terminând cu zonele de metamorfism și magmatism de adâncime.
Fig.2.12 . Conexiuni între ciclul hidrologic (I) și cel
geologic (II) al apei din scoar ța terestră.
91 Ținând seama de condi țiile termodinamice și de forțele care controleaz ă
mișcarea apei subterane, se pot deosebi trei tipuri de forme geologice de mi șcare
a apei :
• mișcarea meteogen ă a apei subterane este localizat ă în partea superioar ă a
scoarței terestre (adâncimi de 0,5-1,0, mai rar 3km, iar în condi ții favorabile
se dezvolt ă până la 5 km) în care presiunea de strat a apelor subterane nu
depășește presiunea hidrostatic ă și unde predomin ă mișcarea hidraulic ă
propriu-zis ă (filtrarea liber ă) cu manifestarea în secundar și a altor forme de
mișcare a apei (capilar ă, difuzie etc.).
• mișcarea litogen ă a apei subterane se produce în cadrul proceselor de
diagenez ă a complexelor sedimentare, este specific ă domeniului submarin și
orizonturilor inferioare ale bazinelor sedimentare, la adâncimi mai mari de 1-3
km, unde apele regenerate pot crea presiuni de strat superioare celor
hidrostatice;
• mișcarea magmatogen ă a apei subterane este caracteristic ă pentru
domeniile de adâncime ale hidrosferei subterane unde la temperaturi și
presiuni ridicate se produce separarea apei din bazinele magmatice sau din
rocile metamorfozate, cu un important con ținut important de gaze, formându-
se de regul ă sisteme hidrominerale.
În leg ătură cu formele geologice de mi șcare a apelor subterane sunt
interesante concluziile lui W.Galloway referitoare la regimul și geochimia apelor
subterane în cadrul unui bazin sedimentar din Texas (S.U.A). Modelul general de
evoluție într-un astfel de bazin cuprinde dou ă faze principale, cea de sedimentare și
cea de subsiden ță, a căror desfășurare este influen țată de :
• regimul meteoric (de infiltrare) localizat în zonele marginale ale bazinului,
caracterizat prin manifestarea presiunilor hidrostatice care pot persista pân ă
la adâncimi de 3-4 km;
• regimul de compactare, caracterizat prin expulzarea ascendent ă și
descendent ă a apei intersti țiale, cauzat ă de compactarea sedimentelor prin
presiune litostatic ă sau
tectonică și
declanșarea
procesului de
geopresurizare , dacă
drenajul nu este
satisfăcător datorit ă
orizonturilor groase cu permeabilitate redus ă,
(presiunea de strat a
apelor subterane
depășește pe cea
hidrostatic ă,
Fig.2.13 );
• regimul termobaric ,
(de adâncime) care
include zonele adânci ale bazinului
subsident, unde
permeabilitatea este substan țial redus ă prin compactare și cimentare, iar
presiunile și temperaturile ridicate genereaz ă reacții de deshidratare a
mineralelor, cu eliminarea unui volum mare de ap ă.
Fig.2.13. Regimul apelor subterane într-un bazin
sedimentar, aflat în faza de sedimentare și
subsiden ță.
1-regim hidrostatic; 2-regim de compactare; 3-
regim termobaric; 4-geopresurizare.
92 Serpentinizarea , circulația apelor juvenile prin zonele de rift , amestecul
apelor juvenile cu cele vadoase sunt pr ocese asociate dinamicii apei din mantaua
terestră.
Serpentinizarea
(hidratarea) crustei
oceanice este rezultatul acțiunii fluidelor juvenile și
nu a apei oceanice, a șa
cum se sus ține în modelele
circuitului geologic al apei pentru c ă pătura de
serpentinite nici nu vine în contact nemijlocit cu apa oceanică.
Zonele de rift
continental și oceanic sunt
căi de p ătrundere și
descărcare nemijlocit ă a
fluidelor juvenile (împreun ă
cu substan țele fluide din
manta). În zonele de rift continental, care au de regulă un grad de
deschidere mai redus, apa poate avea o origine mixt ă,
datorită îmbogățirii fluidelor juvenile în timpul migra ției ascendente prin scoar ța
terestră. Datele experimentale au ar ătat că în rifturile continentale conținutul de
apă este de câteva ori mai mare decât în rifturile oceanice . Fluidele rifturilor
oceanice se caracterizeaz ă printr-un con ținut mai mare de ap
ă juvenilă datorită
perioadei de migra ție reduse.
Apa juvenil ă, legată de serpentinitele din crusta oceanic ă, unde crusta de tip
oceanic se scufund ă sub cea de tip continental, retopindu-se, în faza migra ției
ascendente se amestec ă cu apele vadoase. Dup ă evaluările cele mai optimiste,
componenta juvenil ă a apelor geotermale din regiunile vulcanice are valori reduse,
de 5-10% și în cazuri rare 25% (White, 1969).
Căile de drenaj și de curgere în adâncime care favorizeaz ă amestecul celor
două tipuri genetice de ape (juvenile și vadoase) sunt reprezentate de :
• zonele de minim ă rezisten ță (corpurile magmatice și faliile adânci deschise)
care dreneaz ă mantaua și pot asigura p ătrunderea apelor gazoase la
adâncimi mari;
• rifturile oceanice și continentale , de-a lungul c ărora poate avea loc
migrația ascendent ă sau descendent ă (a componentei vadoase) a apei
subterane.
La scara timpului geologic apele de origine vadoas ă pot atinge adâncimi de
5-6 km. Mi șcarea apei pân ă la aceste adâncimi este asigurat ă nu numai de
presiunea hidrostatic ă dar și de diferen ța de densitate dintre apele infiltrate reci și
apele migrate din adâncime, cu densitate mai redus ă. Apele reci infiltrate au o
circulație descendent ă sub ac țiunea hidrostatic ă dar în acela și timp, datorit ă
diferenței de densitate, deplaseaz ă ascendent apele geotermale. Acest mecanism
explică formarea și descărcarea la suprafa ța terenului a hidrostructurilor geotermale
(Fig.2.12 ). Se poate în acest fel aprecia c ă apele vadoase pot circula pe zonele
slăbite tectonic pân ă la partea superioar ă a păturii granitice.
Flux
termic
Fig.2.14 .Schema de formare și descărcare a
hidrostructurilor geotermale de origine vadoas ă
(după White, 1967).
1-roci sedimentare impermeabile; 2-orizont permeabil; 3-roci cristaline(impermeabile); 4-direcția de curgere a apei; 5-fracturi adânci
deschise Flux
termic
932.2.5. Zonalitatea hidrogeodinamic ă
Zonalitatea hidrogeodinamic ă pe vertical ă a apelor subterane (în stare
liberă) din bazinele sedimentare arat ă o tendin ță de reducere a dinamicii acestora în
adâncime (reducerea vitezei și duratei schimbului de ap ă).
No țiunea de durată a schimbului de apă se refer ă numai la forma
meteogen ă și litogenă de mișcare a apei. În domeniul temperaturilor și presiunilor
foarte mari, unde hidrosfera subteran ă are un grad de discretizare ridicat, iar apa se
găsește sub form ă de molecule disociate, se poate vorbi de intensitatea
transferului de mas ă molecular ă.
În cadrul marilor bazine hidrogeologice se pot separa, de sus în jos, trei zone hidrogeodinamice:
• zona schimbului activ;
• zona schimbului lent;
• zona schimbului pasiv.
Zona schimbului activ este cea care dreneaz ă rețeaua hidrografic ă și se
găsește sub influen ța factorilor climatici sezonieri. Ea se dezvolt ă până la baza
locală de eroziune , apele sunt dulci, cu o mineraliza ț
ie totală sub 1gram/litru iar
durata schimbului de ap ă este de ordinul lunilor și a anilor, ajungându-se la adâncimi
mai mari și la sute de ani.
Zona schimbului lent de ape este slab influen țată de rețeaua hidrografic ă
iar factorii climatici se manifest ă numai prin ciclurile de varia ție de lung ă durată.
Această zonă se dezvolt ă sub baza local ă de eroziune, mineraliza ția apelor este
cuprinsă între 1 și 35 g/litru (deci apele sunt s ărate), iar durata schimbului de ap ă
ajunge la mii sau chiar zeci de mii de ani.
Zona schimbului pasiv de ape , cu regim practic stagnant, prezint ă
mineraliza ții mai mari de 35 grame/litru (saramuri) și durate ale schimbului de ap ă de
ordinul milioanelor de ani.
Descre șterea vitezei de migrare a apei în adâncime este drastic ă, astfel că, în
zona schimbului pasiv de ape, valorile foarte reduse ale acesteia (se ajunge la ordinul 0,1mm/zi) nu pot fi m ăsurate cu mijloacele tehnice actuale. Influen ța dinamicii
asupra form ării compozi ției chimice a apelor subterane determin ă formarea zonelor
hidrogeochimice, corespunz ătoare celor hidrogeodinamice. O sintez ă a zonării
verticale directe este prezentat ă în tabelul 2.2 .
În afar
ă de zonarea vertical ă normală (scăderea dinamicii și creșterea
mineraliza ției în adâncime), se mai pot întâlni, datorit ă complexit ății condițiilor
litologice, structurale și tectonice, inversiuni (anomalii) hidrogeodinamice și
hidrogeochimice (dinamica cre ște și mineraliza ția scade cu cre șterea adâncimii).
Astfel de anomalii pot fi explicate cu ajutorul gradului de deschidere (sau închidere) hidrogeologic ă a structurii. Din punct de vedere hidrogeologic, structurile sau
elementele de structuri se împart în:
• structuri hidrogeologice deschise , care sunt localizate deasupra
bazei locale de eroziune, afloreaz ă pe suprafe țe mari sau sunt
acoperite cu depozite superficiale permeabile;
• structuri hidrogeologice par țial deschise , care sunt localizate între
baza de eroziune local ă și baza de eroziune regional ă, prezint ă
deranjamente tectonice neetan șe și se pot g ăsi atât în zona
schimbului activ cât și a celui lent;
• structurile hidrogeologice închise, care sunt acoperite de depozite
impermeabile groase și nu sunt afectate de deranjamente neetan șe.
În bazinele sedimentare arteziene, zona schimbului activ de ape, cu ape
dulci, este localizat ă în părțile marginale ale bazinului, zona schimbului lent de ape
(ape sărate) în interiorul bazinului, iar partea central ă și profund ă
corespunde
schimbului pasiv de ape (saramuri).
94 Tabelul 2.2 .Schema zonalit ății hidrogeodinamice pe vertical ă a apelor subterane.
Zone hidrochimice
Zone
geochi
mice
Zone
geohidrodinamice
Structura geologic ă
și structura
batimetric ă
Tipul genetic și
caracterul
rezervelor Procese
caracteristice Tipul chimic de ap ă
Importan ța
economic ă
Zona schimbului
de ape activ :
apele subterane
participă intens la
schimbul cu apele
de suprafa ță Structuri deschise
și puternic erodate,
aflate în zona de
influență a
drenajului re țelei
hidrografice;
adâncimi<300m Apele actuale
de origine
atmosferic ă.
Rezervele
dinamice pre-
domină față de
cele statice. Dizolvare intens ă a
clorurilor și
sulfaților al c ăror
conținut cre ște
către zonele
depresionare și în
direcția climatului
arid. Ape hidrocarbonata-
te, iar în regiunile
aride, ape sulfatate
și sulfato-clorurate.
Compozi ția apei
depinde în mic ă
măsură de
constituția rocilor. Ape dulci folo-
site de regul ă
în scopuri po-
tabile. În acest
grup intră toate
apele freatice.
Zonă de hipergenez ă
Zona schimbului
de ape lent :
circulația apelor
subterane este
încetinită Zonele adânci ale
structurilor deschi-
se. Pe platforme
până la 500-600m
iar în regiunile
cutate, cu disloca ții
tectonice pân ă la
1000-2000 m ad. Ape vechi care
se reînnoiesc
lent. Rezervele
statice predo-
mină față de
cele dinamice. Spălare lent ă a
mineralelor din
complexele
acvifere. Apele au compozi ții
chimice diferite,
adeseori cu un
conținut ridicat de
gaze și de elemente
rare. Tipul chimic al
apei depinde de
constituția rocilor. Se includ
majoritatea
apelor drenate
din exploat ările
subterane,
precum și
apele
termominerale
și geotermale. Zonă de
catagenez ă Zonele apelor cu
regim practic
stagnant :
la scara timpului
geologic are loc un
schimb de ape
foarte lent. Structuri închise,
slab erodate și
zonele adânci ale
depresiunilor. Ape foarte
vechi, par țial
fosile, cu
rezerve statice
foarte mari. Procese
geochimice
(difuzie, osmoz ă
etc.) cu formare de
saramuri. Apele au con ținuturi
ridicate de Na-, Cl-,
Ca++, când sunt acu-
mulate în roci
sedimentare și
caracter
hidrocarbonato-
sodic în roci
cristaline. Saramuri din
care se pot ex-
trage Br, F, Ra.
Ca ape fosile,
pot contura
zăcăminte de
petrol și gaze.
95
În cazul marilor bazine
sedimentare, datorit ă varia ției
condițiilor geologice, este necesar
ca analiza hidrogeologic ă să se
facă atât pe elemente structurale,
delimitate în plan, cât și în secțiune.
Existența unor forma țiuni
impermeabile ( Fig.2.15 ), cu grosimi
mari, în partea superioar ă a
secțiunii, dă structurii, în ansamblu,
un caracter închis. Local, datorit ă
prezenței unui sistem de falii, care
afecteaz ă întreaga secven ță,
structura închis ă devine par țial
deschisă, apele din depozitele
cuaternare putând circula de-a
lungul faliilor, pân ă în stratele de
cărbune.
2.3. Originea și vârsta izotopic ă a apelor subterane
In studiul apelor subterane se utilizeaz ă în special categoria izotopilor
denumiți “izotopi de mediu ”, de provenien ță naturală sau artificial ă dar care se
găsesc în mediul natural f ără posibilitate de a fi controla ți de om.
Raporturile izotopice din apele subterane furnizeaz ă informa ții din istoria
geologică și istoria recent ă a hidrostructurilor pe baza c ărora se pot evalua:
• vârsta relativ ă a apelor subterane;
• sursele primare ale apelor subterane.
Compozi ția izotopic ă actuală a apelor subterane este rezultatul:
• compozi ției izotopice originare a apei de alimentare;
• unui anumit traseu parcurs de apele subterane într-un anumit interval
de timp , început o dat ă cu formarea apei și încheiat în momentul
recoltării probei de ap ă pentru care se determin ă, prin spectrometrie
de masă, raportul izotopic caracteristic;
• amestecului apelor subterane, provenite din diferite surse și
parcurgând trasee diferite prin roci de diferite tipuri și în variate condi ții
de temperatur ă.
Decodificarea corect ă a informa ției cuprinse în compozi ția izotopic ă a apelor
subterane permite separarea surselor primare ale apelor subterane și a intervalelor
de timp necesare definitiv ării compozi ției ionice actuale pe baza:
• alegerii izotopilor adecva ți stabilirii vârstei și originii apelor subterane;
• determin ării corecte a compozi ției izotopice a apelor subterane;
• interpret ării compozi ției izotopice în contextul hidrostructurilor.
Dificult ățile pe care trebuie s ă le surmonteze interpretarea compozi ției
izotopice a apelor subterane sunt amplificate de multitudinea surselor de elemente
care definitiveaz ă compozi ția izotopic ă a apelor subterane.
Interpretarea compozi ției izotopice a apelor subterane se concretizeaz ă sub
forma unei “origini izotopice” a apei subterane și a unei “vârste izotopice ” a apei
subterane care dac ă sunt rezultatul unei interpret ări corecte în contextul
Fig.2.15 .Structur ă deschisă prin falii locale
1-formațiuni impermeabile; 2-forma țiuni
permeabile (gresii); 3-strate de c ărbuni; 4-
formațiuni permeabile (pietri șuri); F-falii
permeabile 311
12 4
96hidrostructurilor reale , reprezint ă originea real ă și vârsta reală a apelor
subterane.
2.3.1. Izotopi de mediu utiliza ți pentru studiul apelor subterane
Izotopii unui element chimic au acela și număr atomic dar mase atomice
diferite datorit ă numărului diferit de neutroni. Izotopii pot fi separa ți în două categorii:
• izotopi stabili care nu sunt implica ți în procese de dezintegrare
radioactiv ă;
• izotopi instabili/radioactivi care produc în mod spontan, prin
dezintegrare, alte elemente chimice sau al ți izotopi.
De și speciile izotopice sunt foarte numeroase, în studiul apelor subterane se
utilizează frecvent:
• izotopii stabili : H2(deuteriu), O18, C13, S34, N15 pentru stabilirea
sursei de provenien ță a apelor subterane sau a unor compu și
vehiculați de aceasta;
• izotopii instabili (radioactivi): H3(tritiu) ,C14(radiocarbon) ,Cl36,
Ar39, Si32 pentru stabilirea vârstei apelor subterane.
Izotopii radioactivi/instabili pot fi introdu și și în mod inten ționat în apele
subterane pentru a fi utiliza ți ca trasori în determinarea vitezelor și direcțiilor de
curgere ale acestora.
2.3.2. Evaluarea originii apelor subterane
Evaluarea originii apelor subterane, a surselor de provenien ță și a
fenomenelor care le-au influen țat pe parcurs se bazeaz ă și pe diferen ța de mas ă a
moleculelor ce con țin izotopi u șori și grei (în principal deuteriu, oxigen 18 și seleniu).
Proporțiile în care sunt prezen ți diferiții izotopi reflect ă fracționarea produsă
în diferite propor ții în timpul unor procese cinetice de tipul evaporării sau
condens ării.
Frac ționarea relativ ă a izotopilor stabili se exprim ă prin unit ăți conven ționale
(δ) care redau devia ția, în părți la mie (000), de la raportul izotopic al unui compus
standard (ap ă, calcar, etc.) și se calculeaz ă cu relația:
1000
tantan×−=
dard sdard s esantion
RR Rδ (2.1)
în care
eantionR – raportul izotopic, adică raportul de abunden ță izotopică a moleculelor grele
și ușoare în compusul considerat (de ex. H 2O, CO 2 etc.), determinat prin
spectrometrie de mas ă;
dard sRtan – raport izotopic standard specific pentru fiecare izotop:
• pentru izotopii stabili grei ai hidrogenului și oxigenului din apă (H2,O18)
raportul izotopic standard este ales cel din apa oceanului planetar, notat
prescurtat smow ( acronim provenit de la: Standard Mean Ocean Water);
• pentru izotopul stabil greu al carbonului (C13) raportul izotopic standard este
cel din belemni ții marini din forma țiunea Pee Dee din Carolina de Sud ( Pee
Dee Belemnitte= PDB ; Fetter, 1993);
• pentru izotopul sulfului (S34) raportul izotopic standard este cel al troilitului
(FeS) din meteoritul Canyon Diablo g ăsit în craterul meteoritic Arizona;
97• pentru izotopul greu al azotului (N15) din compu șii organici sau anorganici
dizolvați în apă raportul izotopic standard este cel din atmosfera terestră.
Dac ă valoarea frac ționării relative este pozitivă rezultă că eșantionul de ap ă
analizat este îmbogățit în izotop greu în raport cu standardul ales, iar dac ă
fracționarea relativ ă este negativă rezultă că predomin ă izotopul u șor.
Pentru ap ă exista nouă combina ții stabile diferite ale izotopilor hidrogenului și
oxigenului cu mase atomice cuprinse între 18 și 22. Cea mai abundent ă este cea mai
ușoară molecul ă de apă ( O H16
21) iar cea mai pu țin prezent ă este molecula de ap ă
cu masa atomic ă cea mai
mare ( O H18
22). Apa care se
evaporă din ocean este
izotopic mai u șoară decât
cea care r ămâne în stare
lichidă și în consecin ță și
precipita țiile sunt izotopic
mai u șoare decât
standardul.
Compararea
raportului izotopic (
R)
pentru hidrogen și oxigen
dintr-o prob ă de ap ă din
precipita ții cu raportul
izotopic standard al apei din
oceanul planetar (dard sRtan )
de face prin parametrul
fracționării relative (δ)
exprimat în form ă generală prin ec. (2.1):
()( )
()3
_ _16 1816 18
00018101//⋅
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
− =
planetar ocean apaesantion
OOOOOδ (2.2)
()( )
()3
_ _1 21 2
0002101//⋅
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
− =
planetar ocean apaesantion
HHHHHδ (2.3)
Corela ția acestor doi izotopi în precipita țiile globale de pe întregul mapamond
respectă o ecuație lineară de forma:
10 818 2+ ⋅= O H δ δ (2.4)
care poate fi denumit ă linia apelor meteorice sau așa cum este g ăsită în multe
studii: GMWL (Global Meteoric Water Line). Aceast ă ecuație este foarte important ă
deoarece este o dreapt ă de referin ță, ea fiind valabil ă pentru majoritatea apelor
naturale.
Multe analize izotopice, a șa cum este cazul și pentru apele izvoarelor din
zona Meade ( Fig.2.16 ; Mayo, Muller & Ralston, 1985), respect ă această legitate
generală dar exist ă și unele particularit ăți regionale sau locale care reflect ă existența
unor condi ții speciale de formare a precipita țiilor (climat, umiditate relativ ă, altitudine, -24 -22 -20 -18 -180-140-100
[]00018Oδ []0002Hδ
Fig.2.16. Corelația parametrilor frac ționării relative a
izotopilor grei ai apei dintr-un izvor din zona Meade,
sud-estul statului Idaho, S.U.A. (dup ă A.L.Mayo,
PhD.tthesis, University of Idaho, 1982, din Fetter,
1993) 10 818 2+ ⋅= O H δ δLinia apelor
meteorice
98continentalitate etc). Uneori se constat ă chiar abateri mari de la aceast ă ecuație de
regresie, explicabile prin condi ții termodinamice specifice (re-evapor ări etc).
În cursul proceselor de evaporare dintr-un corp de ap ă de suprafa ță se
produce o frac ționare izotopic ă:
• vaporii forma ți sunt mai s ăraci în H2 și O18 decât apa de origine;
• fracțiunea remanent ă are o concentra ție din ce în ce mai mare în izotopi grei
cu cât procesul de evaporare avanseaz ă.
Deoarece sursa principal ă de realimentare a apelor subterane o constituie
apele meteorice infiltrate este normal s ă regăsim legătura corelativ ă arătată mai sus
și în cazul lor atâta timp cât nu intervin amestecuri sau procese geochimice de natur ă
a altera compozi ția inițială. Acest aparent inconvenient este în fond o cale excelent ă
de a descifra natura acestor procese la care altfel nu avem acces direct.
Carbonul din apele subterane poate proveni din mai multe surse dintre care
cităm: dioxidul de carbon din atmosfer ă, dioxidul de carbon generat de organismele
vegetale și animale din sol și din dizolvarea sau descompunerea materialelor
carbonatice. Parametrul fracționării relative a izotopului C13 ( C13δ ) este:
• în jur de PDB0000 în apa oceanului și în rocile carbonatice de
origine marin ă ( PDB00030,0+ în calcarele din Wasatch Range din
Utah, PDB85,1 85,1000± − în calcarele ro șii din Arizona, Fetter, 1993);
• PDB00020− în sol;
• PDB0007− în atmosfer ă.
Pentru apele subterane , C13δ rezultă, de regul ă, în cantități aproximativ
egale din sol și din rocile carbonatice și este în jur de PDB00010− . Dacă într-o ap ă
PDB C0001310−< δ rezultă o contribu ție prin dizolvarea rocilor carbonatice sau a
unor aporturi de CO 2 mofetic.
Sulful din apele subterane provine din atmosfer ă și din dizolvarea mineralelor
ca gipsul și pirita. Dizolvarea gipsului determin ă o îmbog ățire în S34 și în
consecin ță o creștere a frac ționării relative raportat ă la troilit iar oxidarea sulfului
conduce la o îmbog ățire în S32 și o descre ștere a frac ționării relative la troilit ( S34δ ).
Azotul din apele subterane, reprezentat prin izotopii stabili N14 și N15, este
unul dintre cei mai periculo și și frecven ți contaminan ți (provenit din fertilizatori sau
depozite de de șeuri menajere și industriale) iar sursa lui este identificat ă pe baza
comparării cu raportul izotopic standard din atmosfer ă.
***
Stabilirea originii apelor subterane rezultă din identificarea surselor de
provenien ță a izotopilor dizolva ți în aceste ape. Identificarea corect ă a raporturilor
izotopice din sursele de provenien ță a elementelor este cheia descifr ării istoriei
chimice a apelor subterane.
2.3.3. Evaluarea vârstei izotopice a apelor subterane
Evaluarea vârstei izotopice a apelor subterane se bazeaz ă pe proprietatea
naturală a izotopilor radioactivi de a se dezintegra conform unei rela ții de tipul:
t
R eA A⋅−⋅ =λ
0 (2.4)
în care
RA- activitatea izotopului radioactiv la un moment dat (momentul analiz ării);
990A- activitatea la momentul ini țial (începutul dezintegr ării), adică momentul de izolare
a apei de sursa de producere a izotopului radioactiv);
λ – constanta de dezintegrare, specific ă fiecărui radioizotop (RT/2ln=λ cu RT
perioada de înjum ătățire a izotopului radioactiv);
t- timpul scurs între momentele0A și RA(vârsta radiometric ă a apei).
Evaluarea corect ă a vârstei izotopice în hidrogeologie, adic ă a intervalului
de timp scurs de la izolarea apei de sursa de producere a radioizotopului, presupune
să fie cunoscute cu exactitate:
• sursa izotopului radioactiv și funcția sa de intrare (input function);
• perioada de injum ătățire a izotopului radioactiv (RT- intervalul de timp dup ă
care, prin dezintegrare radioactiv ă, izotopul radioactiv î și reduce masa la
jumătate);
• determinarea activit ății radioizotopului la momentul experimentului (RA);
• activitatea la momentul începerii dezintegr ării (0A);
• gradul de dilu ție a izotopului radioactiv cu componenta inactiv ă, cuantificat
prin coeficientul de corec ție (Q) în cazul radiocarbonului sau modelul curgerii
subterane în cazul tritiului.
Eroarea cu care este calculat ă vârsta izotopic ă este determinat ă de
imprecizia cu care sunt estima ți parametrii 0A și Q din relația (2.4) sau de gradul de
aproximare a modelului de curgere.
Evaluarea vârstei apelor subterane se realizeaz ă în mod curent cu ajutorul
tritiului și radiocarbonului , la care pentru condi ții speciale se adaug ă și alți izotopi
radioactivi ( Cl36, K85, K81, Ar39, Si32).
Tritiul (H3), cu timp de înjum ătățire de ani TH43,123= , se găsește în
atmosfer ă sub forma molecular ă HOH3 și ajunge în apa subteran ă prin intermediul
precipita țiilor.
Înainte de 1953 concentra ția din atmosfer ă a tritiului era TU10< (Tritium
Units) dar datorit ă testelor nucleare efectuate în atmosfer ă a depășit, în emisfera
nordică, 6000 TU în anul 1963.
Utilizarea tritiului în studiul apelor subterane are o larg ă răspândire chiar și
astăzi când concentra țiile actuale de tritiu au sc ăzut aproape de fondul natural.
Dac ă ne intereseaz ă numai vârsta strict radiometric ă a unei ape, adic ă aceea
datorată scăderii concentra țiilor în tritiu (Tt), conform legii dezintegr ării se poate
aplica formula simplificat ă:
AAtT0ln75,17 ⋅ = (2.5)
În practica hidrogeologic ă, tritiul se folose ște în contextul unor modele
conceptuale care țin seama de:
• structura geologic ă;
• tipul de curgere.
Pentru astfel de modele sunt necesare date de referin ță multianuale ale AIEA
constituite din m ăsurători lunare în precipita ții (input function ) și o serie de modele
matematice de tip “black box” care conceptualizeaz ă situația zonală din punct de
vedere hidrogeologic.
Agen ția Interna țională pentru Energie Atomic ă (AIEA) cu sediul în Viena este
o organiza ție independent ă din sistemul ONU care se ocup ă cu supravegherea și
promovarea activit ăților nucleare în scopuri pa șnice.
100 Primele determin ări sistematice de izotopi de mediu – în special privind tritiul –
în apele meteorice s-au f ăcut începând cu 1953 în Canada (sta ția Ottawa), urmate în
Europa de sta ția Viena, din 1961. Dup ă o pregătire de trei ani a unui program la
scară planetar ă AIEA, prin Sec ția sa de Hidrologie Izotopic ă și în colaborare cu
World Meteorological Organization (WMO), a pus la punct urm ărirea sistematic ă, în
apele meteorice, a con ținuturilor lunare izotopice (tritiu, deuteriu, oxigen-18) dar și a
cantității totale de precipita ții și a temperaturii medii a aerului. S-a început cu un
număr de 122 de sta ții distribuite în 70 de țări iar din 1977 re țeaua GEMS – Global
Environmental Monitoring System s-a redus la 65 de sta ții reprezentative. Rezultatele
acumulate sunt accesibile tuturor celor interesa ți, ele fiind publicate în mai multe
volume succesive dar și pe site-ul AIEA.
Chiar și după reducerea num ărului oficial de sta ții, AIEA au r ămas în
funcțiune sau chiar s-au constituit dup ă această dată și rețele naționale pentru a se
obține o “input function” cât mai exact ă zonal. Din astfel de considerente s-a
constituit și în România (în fostul Institut de Meteorologie și Hidrologie, unde a
funcționat un Laborator specializat în Izotopii de Mediu) o re țea de sta ții compus ă din
1 – 5 puncte de m ăsură (Oradea, din 1970, Bucure ști, din 1973, Constan ța, din 1980
etc) mai dezvoltat ă sau mai diminuat ă după cum interesele de cercetare zonal ă o
impuneau.
Un asemenea șir de date, constituit într-o “input function” specific ă țării
noastre, exist ă și pentru România ( Fig.2.17 ; Țenu et al., 1989) iar rezolv ări concrete
prin aceast ă tehnică izotopică acoperă toate tipurile de ape subterane, de la potabile
la minerale și geotermale ( Țenu, 1981; Țenu & Davidescu, 1998).
Tritiul s-a mai utilizat și ca trasor artificial pentru studiul mi șcării apelor în
acvifere freatice dar din cauza unor probleme de mediu care pot apare acceptarea sa în astfel de studii a r ămas mai mult teoretic ă; se mai poate folosi pentru studiul
mișcării apei în zona nesaturat ă în cazul cercet ării unor posibile contamin ări
accidentale cum ar fi cel al eventualelor infiltra ții în zona unor depozite periculoase
(depozite de de șeuri radioactive).
Carbonul radioactiv sau radiocarbonul (
C14), cu timpul de înjum ătățire
ani TC573014= , își are punctul de origine în atmosfer ă fiind rezultatul bombard ării
atomilor de N14 prin radia țiile cosmice; odat ă formați, atomii de C14 intră în 10100100010000
1960
1962
1964
19661968
1970
19721974
1976
1978
1980
1982
19841986
1988
19901992
1994
1996YearT.U.
VIENNE BUCHAREST CONSTANTZA01020304050607080
1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989
Fig.2.17. Valorile medii anuale ale tritiului (TU) m ăsurate în apele meteorice la
stațiile Viena, Bucure ști și Constan ța. In medalion, exemplu cu evolu ția valorilor
lunare la Constan ța,1980-1989
101moleculele de bioxid de carbon atmosferic la o rat ă de producere constant ă în timp.
Radiocarbonul este utilizat pentru determinarea vârstelor apelor subterane
având pân ă la 40.000 – 50.000 ani sau chiar mai mult în func ție de tehnica de
măsură. Se utilizeaz ă relația (2.4) modificat ă, în care intervine în plus Q, un
coeficient de corec ție pentru dilu ția radiocarbonului prin carbon mort, inactiv:
t
R eAQ A⋅−⋅⋅=λ
0 (2.6)
Se poate utiliza și formula simplificat ă:
AAQ tC0ln 8267 14 ⋅⋅ = (2.7)
Precipita țiile care alimenteaz ă acviferele sunt înc ărcate cu dioxid de carbon
având o activitate cunoscut ă. O dată cu traversarea solului, apa de infiltra ție se
îmbogățește substan țial în 2CO produs de plante, care are îns ă un conținut în C14
aproximativ egal cu cel din aer. În acvifer începe reducerea prin dezintegrare a
activității carbonului și totodat ă diluția lui prin carbonul mort provenit din rocile
carbonatice sau prin amestec cu apa veche din pori. Coeficientul de corec ție pentru
diluția cu carbon provenit din alte surse are valori în general 9,05,0÷ =Q .
Imprecizia cu care sunt determina ți parametrii 0A și Q conduc pentru vârste
de 40.000 ani la erori de cca 10% din valoarea vârstei estimate.
Determin ările de radiocarbon nu se fac în ap ă ci pe carbona ții și bicarbona ții
dizolvați în apa subteran ă a căror extrac ție necesit ă o tehnic ă specială.
Vârstele “aparente” sau “radiometrice” m ăsurate pot fi corectate și prin
conținutul de C13 determinat în probele de carbonat dizolvat.
Clorul 36 (Cl36), cu timp de înjum ătățire de ani TCl51001,3 26 × = , poate fi
utilizat pentru stabilirea v ărstelor mai vechi decât cele care pot fi stabilite cu C14.
Clorul inactiv, care produce dilu ția pentru Cl36, provine din apa oceanic ă și provoac ă
o supraestimare a vârstei apelor subterane.
Pentru estimarea vârstei izotopice a apelor subterane cu ajutorul izotopilor
radioactivi, de o mare importan ță este estimarea activit ății izotopului la momentul
inițial (0A) și estimarea condi țiilor hidrogeologice din zona de realimentare pentru
evaluarea cât mai corect ă a factorului Q. Numai dup ă depășirea acestor dificult ăți
“tehnice”, interpretarea vârstelor evaluate izotopic în contextul dezvolt ării spațiale a
hidrostructurii și al cunoa șterii zonelor de alimentare și drenaj permite evaluarea
corectă a vârstei reale a apelor subterane .
Evaluarea vârstei apelor subterane nu este de cele mai multe ori un scop în
sine ci un instrument pentru stabilirea originii reale a apelor subterane, a direcțiilor
și vitezelor de curgere a apelor subterane la scar ă regional ă.
1023. CARATERISTICI HIDROFI ZICE ALE TERENURILOR
(Daniel Scr ădeanu și Alexandru Gheorghe)
Regimul special de deplasare al apei ajunse
din „cer” în adâncurile P ământului este condi ționat de
caracteristicile spațiului disponibil și de prezen ța în
acest spa țiu a altor fluide.
Precizarea caracteristicilor acestui spa țiu, ale
fluidelor prezente și ale tuturor interac țiunilor fizico –
chimice presupune definirea unor parametri ușor de
estimat și evaluarea corect ă a distribuției spațio-
temporale a acestora.
Evaluarea corectă a dinamicii apei
subterane într-o hidrostructur ă se poate face numai
atunci când se cunoa ște distribuția spațio-temporal ă
reprezentativ ă a parametrilor acesteia.
Caracteristicile hidrofizice ale terenurilor (terenuri reprezentate prin: sol,
sedimente și roci) definesc comportarea acestora în raport cu toate formele de ap ă
subteran ă și fluidele asociate.
Termenul de caracteristic ă/proprietate acviferă are o sfer ă de cuprindere
mai redus ă și este recomandat s ă fie utilizat doar în cazul interac țiunii terenurilor cu
formele de apă liberă (capilară, gravitațională) care pot genera acvifere .
Caracteristicile hidrofizice le includ și pe acelea proprii terenurilor
semipermeabile și impermeabile care condi ționează fenomenele de comunicare a
acviferelor prin drenanță și contribuie la definitivarea echilibrelor hidrodinamice ale
hidrostructurilor.
Formarea acviferelor și dinamica apelor subterane sunt condi ționate în
principal de propriet ățile colectoare și filtrante ale terenurilor acvifere (sol,
sediment, roc ă) determinate de:
• constitu ția litologic ă a terenurilor acvifere;
• cantitatea și calitatea apelor subterane și a fluidelor asociate;
• procesele la interfa ța solid-fluid și fluid-fluid .
Constitu ția litologic ă a terenurilor acvifere determin ă caracteristicile
structurale ale spa țiului poros în care se colecteaz ă și prin care se deplaseaz ă
apa subteran ă. Pentru caracterizarea structurii spa țiului poros al terenurilor acvifere
se apeleaz ă la doi parametri fundamentali: porozitatea și permeabilitatea .
Cantitatea și calitatea apelor subterane și a fluidelor asociate sunt
responsabile de vitezele cu care acestea se deplaseaz ă în câmpul gravita țional:
• cantitatea fluidelor prezente în porii terenurilor acvifere este exprimat ă prin
intermediu umidității și gradului de satura ție;
• calitatea fluidelor prezente în spa țiul poros al terenurilor acvifere este descris ă
prin intermediul parametrilor fizici (temperatur ă, densitate, vâscozitate etc.) și
chimici (concentra ția în elemente anorganice sau organice).
Caracteristicile litologice ale terenurilor acvifere și cele ale apelor subterane
sunt sintetizate în doi parametri globali ai acviferelor care exprim ă interacțiunea
dintre terenul permeabil și apa subteran ă:
• coeficientul de înmagazinare absolut ă prin care se evalueaz ă capacitatea
colectoare a acviferelor;
• conductivitatea hidraulic ă utilizată pentru evaluarea caracteristicilor filtrante
ale acviferelor (viteza de curgere a apelor subterane).
Procesele la interfa ța solid-fluid și fluid-fluid (ex.:capilaritatea, advec ția,
difuzia, sorb ția etc.), de o mare complexitate și diversitate în zona nesaturat ă a
acviferelor și în cazul asocierii apelor subterane cu fluide miscibile sau imiscibile ,
103sunt descrise tot prin intermediul unor caracteristici hidrofizice a c ăror cunoa ștere
este esen țială pentru corecta evaluare a curgerii apelor subterane.
Pentru zona nesaturat ă, sediul unor complexe procese de poluare a
acviferelor, modelarea corela ției între presiunea capilar ă și umiditate e s t e
esențială pentru evaluarea curgerii, presiunea capilar ă fiind componenta poten țialului
curgerii al ături de poten țialul gravita țional.
Deplasarea fluidelor miscibile sau imiscibile asociate cu apele subterane în
zona nesaturat ă/saturată a acviferelor freatice/sub presiune este guvernat ă de
procese fizice și biochimice ale c ăror caracteristici (coeficient de difuzie, de dispersie,
număr Peclet, izoterma de sorb ție etc.) sunt determinate experimental și
caracterizeaz ă particularit ățile curgerii pentru fiecare tip de acvifer.
Diversitatea caracteristicilor hidrofizice ale terenurilor este prezentat ă în
următoarea succesiune:
• (1) caracteristici ale matricei minerale a terenurilor;
o granulozitatea
o porozitatea
o permeabilitatea
• (2) caracteristici fizice ale apelor subterane ;
o greutatea specific ă
o compresibilitatea
o vâscozitatea
• (3) caracteristici ale interacțiunii terenurilor cu apa subteran ă;
o umiditatea
grad de satura ție
deficit de satura ție
o tensiunea interfacial ă
o fenomene de capilaritate
presiunea capilara
• parametrii van Ghenuchten
• parametrii Brooks & Corey
înălțimea de ascensiune capilar ă
o capacitatea de înmagazinare a acviferelor
coeficient de înmagazinare al acviferelor cu nivel liber;
coeficient de înmagazinare al acviferelor sub presiune;
o conductivitate hidraulic ă
conductan ță
transmisivitate
factor de drenan ță
o coeficient de piezoconductivitate
• (4) caracteristici ale interacțiunii apei subterane cu fluide asociate
o parametri ai migra ției fluidelor miscibile;
parametrii ai difuziei;
parametrii ai advec ției;
parametrii ai proceselor chimice și biochimice
o parametri ai migra ției fluidelor imiscibile
parametrii ai fluidelor mai u șoare decât apa
parametri ai fluidelor mai grele decât apa.
Toate caracteristicile hidrofizice ale terenurilor sunt implicate în evaluarea
dinamicii apei subterane și a proceselor de transport din acvifere. Stabilirea valorilor
reprezentative ale acestor caracteristici este o necesitate a corectitudinii evalu ării
curgerii apelor subterane realizat ă pe baza modelelor matematice.
1043.1. Caracteristici al e matricei minerale
Caracteristicile matricei minerale se sintetizeaz ă în valoarea coeficientului
de permeabilitate pentru a c ărui evaluare este necesar ă parametrizarea
caracteristicilor spa țiului poros, caracteristici determinate de granulozitatea
terenurilor.
3.1.1. Granulozitate
Granulozitatea terenurilor este
reprezentat ă de variabilitatea geometric ă a
granulelor componente exprimat ă prin
dimensiunea acestora și ponderea lor
procentual ă.
Tehnicile de laborator și metodologia
generală de prelucrare a datelor de
granulozitate constituie obiectul Mecanicii
rocilor (Florea M.,1983). Pentru rocile
nisipoase analiza de granulozitate se face
prin metoda cernerii , iar la rocile argiloase
se folose ște metoda prin sedimentare .
Rezultatele se reprezint ă grafic în
histograme și curba de granula ție (curba
cumulativ ă), care exprim ă distribu ția
procentual ă a granulelor în func ție de dimensiunea acestora ( Fig.3.1 ). Curba de
granulație este utilizat ă pentru calculul parametrilor necesari estim ării propriet ăților
filtrante și colectoare ale forma țiunilor reale. Ace ști parametri sunt: coeficientul de
neuniformitate (U), coeficientul de sortare (So), diametrul efectiv (def), suprafața
specifică (S).
3.1.1.1. Coeficient de neuniformitate
Coeficientul de neuniformitate (U) este calculat cu expresia:
1060
ddU= (3.1)
în care
60d – diametrul corespunz ător fracțiunii de 60%;
10d – diametrul corespunz ător fracțiunii de 10%.
Coeficientul de neuniformitate indic ă gradul de r ăspândire al dimensiunii
granulelor și pe baza valorilor sale se realizeaz ă o separare a rocilor în trei categorii:
• roci foarte uniforme cu 5<U
• roci uniforme cu 15 5 ≤<U
• roci neuniforme cu 15>U
Gradul de neuniformitate al unui teren granular determin ă în mod direct
capacitatea de colectare a acestuia: cu cât terenurile sunt mai uniforme capacitatea
lor colectoare este mai mare.
1,0 0,1 0,01 10 100
1050
Logaritmul diametrului granulelor %
(mm)
d10
Fig.3.1 Curba de granula ție
(curba cumulativ ă) 60
d60
1053.1.1.2. Coeficient de sortare
Coeficientul de sortare estimeaz ă gradul de apropiere relativ ă a
dimensiunilor granulelor și se calculeaz ă pe baza curbei de granula ție (Fig.3.1 ) cu
relația:
2575
0ddS= (3.2)
în care,
75d- diametrul corespunz ător fracțiunii de 75%;
25d – diametrul corespunz ător fracțiunii de 25%;
Nisipurile, în func ție de coeficientul de sortare sunt clasificate în:
• nisipuri cu o bun ă sortate cu 5,10<S ;
• nisipuri cu sortare medie pentru 2 5,10< <S ;
• nisipuri slab sortate cu 20>S .
În general cu cât sortarea depozitelor este mai slab ă porozitatea este mai
mică. Sortarea slab ă este reflectat ă și de abaterea distribu ției diametrelor granulelor
de la distribu ția normal ă (gaussian ă). Pentru majoritatea nisipurilor distribu țiile sunt
lognormale, indicând lipsa de sortare a forma țiunilor și în consecin ță porozități
reduse.
3.1.1.3. Diametru efectiv
Diametrul efectiv (def) este un parametru utilizat pentru evaluarea cantitativ ă,
prin formule empirice, a propriet ăților filtrante și colectoare ale forma țiunilor reale.
Diametrul efectiv este egal cu diametrul granulelor din care este constituit ă o
formațiune fictivă uniform ă (constituit ă din particule de aceea și dimensiune),
hidrodinamic echivalent ă cu forma țiunea granular ă reală. Evaluarea diametrului
efectiv pentru forma țiunile granulare reale se realizeaz ă în două variante distincte:
• pentru forma țiuni foarte uniforme ( 5≤U ; Haazen);( Fig.3.1 ):
def=d10 (3.3)
• pentru forma țiuni uniforme ( 15 5 ≤<U ) sau neuniforme
( 15>U ) diametrul efectiv se calculeaz ă ca o medie armonic ă
(Kozeny):
∑=
=Δ⋅+Δ=ni
i iie
dg
dgd
2 11
23100 (3.4)
unde:
igΔ – ponderea procentual ă a fiecărei fracțiuni granulometrice cu diametrul mediu di.
1d- diametrul mediu al ultimei frac țiuni granulometrice (1gcu ponderea 1gΔ) care se
ia în calcul, cu o pondere mai mare (3/2=1,5), numai dac ă d1<0,0025mm. Aceast ă
situație este justificat ă prin faptul c ă fracțiunile foarte fine au o pondere mai mare în
reducerea diametrului efectiv și implicit a permeabilit ății.
106id- diametrul mediu al fiec ărei fracțiuni care se calculeaz ă ca o medie armonic ă
simplă între diametrele limit ă ale fracțiunii “ i“('
id și ''
id ):
'' '' ' '1 2 13
i i i ii
d dd dd
+++= (3.5)
Diametrul efectiv este utilizat în rela țiile empirice pentru estimarea
conductivit ății hidraulice a terenurilor permeabile granulare.
3.1.1.4. Curb ă granulometric ă medie și domeniu granulometric
În cazul unui volum mare de date, de o mare utilitate pentru caracterizarea
formațiunilor granulare sunt curba granulometric ă medie și domeniul
granulometric definite pe baza tuturor curbelor granulometrice, ca o m ăsură a
variabilității granulozit ății (Gheorghe A., 1973).
Curba granulometric ă medie se obține prin calculul mediei aritmetice a
tuturor frac țiunilor granulometrice ale probelor recoltate dintr-un acvifer sau orizont
acvifer. Ea este util ă pentru estimarea tendin ței granulozit ății pe domeniul de
dezvoltare a acviferelor. Astfel, sinteza datelor granulometrice din complexul nisipos
acvifer explorat în cariera Pe șteana Nord (bazinul Rovinari) și dezvoltat între stratele
de cărbune V -VI-VII, indic ă o important ă variație a granulozit ății (Fig.3.2 ).
Domeniul granulometric este cel care determin ă alegerea procedeului de
drenaj. Structura domeniului granulometric (peste 30% corespunde prafului și argilei)
determin ă valorile vitezelor de drenaj reduse iar drenajul aplicabil este cel
gravitațional lent și forțat. Varia ția important ă a granulozit ății necesit ă detalierea
Fig. 3.2. Sinteza analizelor granulometrice din complexul nisipos al stratelor de
cărbune V-VI-VII din cariera Pe șteana-Nord (Bazinul Rovinari) și clasificarea
sistemelor de drenaj
Domeniul granulometric caracteristic, p=90%; Domenii granulometrice extreme, p=5%
107distribuției spațiale a acesteia prin metode geostatistice. Reducerea variabilit ății prin
eliminarea domeniilor granulometrice extreme se realizeaz ă progresiv pân ă la
maximum 10% din volumul selec ției de date.
3.1.1.5. Suprafa ță specific ă
Suprafața specific ă reprezint ă suprafa ța cumulat ă a tuturor particulelor
minerale, dintr-o unitate de volum a terenului. Ea variaz ă foarte mult
de la un mediu la altul și are o
mare influen ța atât asupra
porozității cât și a fenomenelor de
la interfa ța fluid-schelet mineral.
Pentru o roc ă granular ă
formată din particule sferice de
același diametru (
d), se pot
calcula urm ătorii parametri:
• numărul de
particule /granule ( N) dintr-o
unitate de volum cu porozitatea
n:
61
3dnN⋅−=π (3.6)
• suprafața total ă a
particulelor din volumul unitar
(suprafața specific ă; S):
()
dnddnaNS−=⋅⋅⋅−=⋅=16
61 2
3ππ (3.7)
în care a este aria unei particule.
O granul ă de formă poliedric ă are o suprafa ță de t ori mai mare decât a sferei
de acela și volum ( t>1); ținând seam ă de acest lucru, rezultatele precedente vor fi
multiplicate cu t=1,1 pentru granule rotunjite și t=1,3-1,5 pentru granule angulare .
Acest coeficient de corec ție se estimeaz ă pe baza studiilor microscopice.
Pentru rocile uniforme constituite din particule minerale sferice ( t=1) suprafa ța
specifică este invers propor țională cu diametrul acestora ( Tabelul 3.1 și Fig.3.3 )
(după G. Manolescu și E. Soare, 1981).
Tabelul 3.1. Valori ale suprafe ței specifice (exprimate în 104m2/m3)
n[%]
d[mm] 50 40 30 20
1,00000 0,30 0,36 0,42 0,48
0,31600 0,95 1,14 1,33 1,52
0,10000 3,00 3,60 4,20 4,80
0,01316 9,50 11,40 13,30 15,20
0,01000 30,00 36,00 42,00 48,00
0,00316 94,90 113,80 132,80 151,80
0,00100 300,00 360,00 420,00 480,00 0100200300400500
0.001 0.010
50%
40%
30%
20%Porozitate
totala
d[mm]Suprafata specifica 10 4[m2/m3]
Fig.3.3 Corelația între suprafa ța
specifică și diametrul granulelor .
108
Proprietățile colectoare ale unei roci sunt influen țate de suprafa ța specific ă prin
intermediul porozit ății și a apei de reten ție, ale căror valori cresc odat ă cu suprafa ța
specifică. Și în domeniul propriet ăților filtrante sunt elaborate o serie de modele
parametrice ale mediului poros, deosebit de simple, care iau în considerare suprafa ța
specifică pentru evaluarea conductivit ății hidraulice (K).
În cazul unui teren real, nesortat, cu o granulozitate neuniform ă, suprafața
specifică a particulelor din frac țiunea di-1-di se calculeaz ă cu relația:
()
i iid dnS
⋅−=
−116 (3.8)
cu o eroare maxim ă de 2% dac ă 21 ≤− i id d . Pentru toate frac țiunile de pe curba
granulometric ă rezultă:
()∑ ∑=
= −=
= ⋅− =⋅ =ni
i i iini
ii id dpn Sp S
1 1 116 (3.9)
unde pi este procentul fiec ărei fracțiuni granulometrice.
Domeniul de varia ție al suprafe ței specifice pentru rocile granulare are o mare
extindere:
• 1,5×104 m2/m3 pentru nisip;
• 1,5×105 m2/m3 pentru nisip fin;
• 1,5×109 m2/m3 pentru argil ă (montmorillonit).
Suprafa ța specific ă condiționează în principal fenomenele de interfa ță fluid-
schelet mineral, importante în cazul curgerii polifazice din zona vadoas ă și din
acvifere.
3.1.2. Porozitate și structura spa țiului poros
Porozitatea este proprietatea fizic ă a terenurilor de a avea pori.
Denumirea de pori este proprie golurilor intergranulare din nisipurile
neconsolidate, primele cercetate pentru capacitatea lor colectoare. L ărgirea
cercetărilor și asupra capacit ății colectoare a rocilor detritice consolidate (silturi,
gresii, conglomerate), a rocilor de precipita ție chimic ă (calcare oolitice, calcare
cristalizate), a rocilor eruptive și metamorfice (andezite, bazalte, granite, gneise,
micașisturi), a extins no țiunea de por asupra tuturor tipurilor de goluri din aceste tipuri
de roci.
Cantitativ, porozitatea unui teren este definit ă de propor ția de pori/goluri pe
care îi con ține într-un anumit volum. Ea determin ă capacitatea colectoare (de
stocare ) a terenului și este exprimat ă sub form ă de procente:
VVnp⋅ =100 (3.10)
în care:
pV- volumul porilor dintr-o prob ă;
V- volumul total al probei.
109Modelarea
porozității pe medii
poroase fictive (“perfect”
uniforme: 1=U ) alcătuite
din sfere cu acela și
diametru (d) a condus la
concluzia c ă agregatele
de sfere pot prezenta
diferite modele de asamblare determinate de
forma poliedrului
elementar (Slichter, 1953; Manolescu G. și Soare G.,1981).
Cele dou ă situații extreme corespund aranjamentului cubic (Fig.3.4a ), care
dă o stare de afânare maxim ă și aranjamentului romboedric
(Fig.3.4b ),
corespunz ător unei st ări de îndesare maxim ă.
În cazul re țelei cubice, porozitatea (n) se poate calcula luându-se ca baz ă
cubul elementar:
%64,47 4764,0616
33
3
= =−=⋅−
=−= =ππ
ddd
VVV
VVns p (3.11)
în care V – volumul total al cubului;
V
s – volumul p ărții solide;
Vp – volumul porilor.
Formula analitic ă general ă, valabilă pentru orice aranjament, în func ție de
unghiul poliedrului elementar ( θ) este:
() θ θπ
cos21 cos161
+ −−=n (3.12)
Pentru 090=θ se obține porozitatea aranjamentului cubic ( %64,47 ), iar
pentru 060=θ se obține porozitatea aranjamentului romboedric ( %95,25 )
În cazul mediilor neuniforme formate din sfere de dimensiuni diferite
porozitatea scade deoarece sferele mici ocup ă spațiile create între cele mari. Pentru
depozitele reale , forma neregulat ă a granulelor minerale solide atenueaz ă reducerea
porozității determinat ă de creșterea neomogenit ății
Capacitatea colectoare (de stocare ) a terenurilor cu o anumit ă porozitate
este condi ționată de:
• factorii geologici care au determinat formarea și tranformarea
sedimentelor și rocilor.
• porometrie – structura spa țială a porilor;
3.1.2.1. Factori geologici care determin ă porozitatea
Porozitatea mediilor permeabile fiind rezultatul sediment ării particulelor
minerale în anumite condi ții va fi influen țată în primul rând de litologia formațiunilor
permeabile.
Sub ac țiunea fenomenelor geologice naturale porozitatea se formeaz ă în
două etape succesive: Fig.3.4. Medii poroase fictive cu aranjament cubic
(a) și romboedric (b) (a) (b)
θ=90 θ=60
110• acumularea fragmentelor și granulelor minerale și consolidarea lor prin
compactare și cimentare (rezultă porozitatea primar ă, interstițială
sau vacuolar ă);
• dizolvarea , fisurarea sau fracturarea sedimentelor consolidate
(rezultă porozitatea secundar ă).
Litologia
Caracteristicile structurale ale spa țiului poros se diferen țiază fundamental de
la un tip de roc ă la altul.
Rocile sedimentare au cea mai complex ă structură a spațiului poros. Modul
de formare al rocilor sedimentare și procesele la care sunt supuse conduc la o
varietate extraordinar ă a structurilor spa țiului poros, care se concretizeaz ă în
porozității totale cu o mare variabilitate:
• în rocile clastice de la 3% pân ă la 40%;
• în calcare și dolomite de la 1% la 30%.
Porozitatea rocilor clastice, de tipul gresiilor, depinde de dimensiunea și
gradul de sortare al materialului acumulat. Depozitele nisipoase alc ătuite din granule
moderat rotunjite și cu un bun grad de sortare au o porozitate primar ă de 30% pân ă
la 40%.
Porozitatea rocilor carbonatice este în multe privin țe diferită de cea a
rocilor clastice:
• în rocile clastice porozitatea are o bun ă continuitate în plan orizontal iar în
cele carbonatice, de cele mai multe ori cu grosimi foarte mari, are o slab ă
continuitate atât pe vertical ă cât și pe orizontal ă;
• în rocile carbonatice de și deschiderea porilor poate fi foarte mare, porozitatea
medie pe un volum mare este în general mai mic ă decât a rocilor detritice
Rocile magmatice și metamorfice au o foarte sc ăzută porozitate
primară. Pentru granite prelevate de la adâncimea de 1600 m au fost determinate
porozități de 1,42% (Davis 1969).
Fracturarea cre ște porozitatea rocilor cristaline până la 2% și chiar 5%
(Brace et al. 1966; Davis, 1969). Asociat ă și cu alterarea, fisurarea poate ac ționa cu
mare eficien ță pentru cre șterea porozit ății rocilor magmatice și metamorfice pe un
domeniu cuprins între 30% și 60% (Stewart, 1964).
Rocile vulcanice (efuzive) de și au aceea și compozi ție chimic ă cu a celor
magmatice, deoarece sunt consolidate rapid (în condi ții de suprafa ță), au porozit ăți
diferite de acestea.
Porozitatea bazaltelor , formate din magme cu con ținut redus de gaze
variază de la 1% la 12% (Scholler, 1962).
Piatra ponce , formată din magme cu un mare con ținut de gaze poate
atinge porozit ăți totale de 87% (Davis, 1969), din care cea mai mare parte este
porozitate de reten ție.
Depozitele piroclastice formate în diferite condi ții din material vulcanic au
porozități totale relativ mari:
• tuf: 14% – 40% (Keller, 1960);
• cenușă vulcanic ă recentă: 50% (Davis, 1969);
• depozite vulcanice alterate: 60% (Davis, 1969).
Compactarea
Compactarea sedimentelor este declan șată de greutatea depozitelor
acoperitoare sau de presiunile orogenice. Ea conduce la reducerea porozit ății.
111Efectul compact ării este redus pentru gresii (care au o compresibilitate foarte redus ă)
și mare pentru argile.
După consolidarea sedimentelor prin compactare, presiunile litostatice sau
orogenice pot determina fisurarea rocilor granulare și creșterea porozit ății acestora.
O dată cu deschiderea fisurilor se poate declan șa procesul de l ărgire prin dizolvare
sau de colmatare prin cimentare.
În rocile carbonatice consolidarea/compactarea și stressul tectonic conduc la
apariția unor sisteme de fisuri complexe la intersec ția cărora se formeaz ă zone cu
porozități fisurale mari care devin c ăi preferen țiale de curgere pentru fluidele
subterane.
Cimentarea
Cimentarea are cel mai mare impact asupra porozit ății primare. Ea afecteaz ă
dimensiunea , forma și continuitatea porilor prin depunerea de cuar ț secundar, calcit
sau dolomit, separat sau în combina ții. În anumite situa ții și argila poate ac ționa ca
un ciment pentru pori.
Cimentul silicios , în stadiile incipiente ale ciment ării nu modific ă forma
porilor dar reduc dimensiunea acestora și întrerup anumite conexiuni. O dat ă cu
avansarea ciment ării sunt invada ți porii cu dimensiuni mari și modifica ți ca form ă iar
în stadiul final al ciment ării toți porii sunt umplu ți și rezultă un cuarțit impermeabil.
Cimentul carbonatic , în gresii se poate forma simultan cu nisipul sau imediat
după sedimentare. Cimentarea secundar ă cu calcit sau dolomit este mai pu țin
important ă decât cea cu ciment silicios. În majoritatea cazurilor cimentul dolomitic
formează structuri cristaline bine individualizate iar cel calcitic forme neregulate.
Cimentul calcitic poate fi dolomitizat, rezultatul fiind o reducere suplimentar ă a
porozității.
Cimentul argilos nu este un factor de consolidare a rocilor. Prezen ța
particulelor argiloase reduce consisten ța, rocile devenind friabile. Cimentul argilos se
depune în acela și timp cu granulele de nisip, ader ă la ele, contribuind, în func ție de
cantitatea în care este prezent, la reducerea mai mare sau mai mic ă a porozit ății.
Dolomitizarea
Mecanismul dezvolt ării porozit ății rocilor carbonatice prin dolomitizare constă
în înlocuirea calciului din calcare cu magneziu, proces care are ca efect o cre ștere cu
12% a volumului porilor. Dolomitizarea poate fi foarte localizat ă și sunt frecvente
situațiile în care calcarul trece gradat la dolomit o dat ă cu creșterea porozit ății.
Calcarele, au mai multe tipuri de porozit ăți, intergranular ă, fisurală și
vacuolar ă. Aceste multiple tipuri de porozit ăți sunt responsabile de apari ția în calcare
a unor canale pe care se deplaseaz ă preferen țial fluidele în timp ce în porii mici,
intergranulari, fluidele stagneaz ă.
Din punct de vedere al porozit ății și implicit a propriet ăților colectoare
calcarele pot fi separate în trei clase (Archie, 1951):
• calcare compact-cristaline , strălucitoare în sp ărtură proaspătă, numai cu
porozitate primar ă (fără fisuri sau goluri carstice). Diametrele porilor sunt mai mici de
0,01 mm, porozitatea total ă mai mic ă de 5% iar permeabilitatea nu dep ășește 0,1
milidarcy (1 darcy = 0,987×10
-12 m2);
• calcare cretoase , cu aspect p ământos și rare cristale individualizate datorit ă
texturii imbricate. Porozitatea este în jur de 10% iar permeabilitatea de 0,1 milidarcy.
112• calcare granulare-zaharoide , recunoscute dup ă granula ția grosier ă și
aspectul zaharoid. În aceast ă categorie sunt incluse și calcarele oolitice. Porozitatea
primară și permeabilitatea sunt similare cu cele ale calcarelor compact-cristaline.
Cunoașterea litologiei și a aspectelor particulare pentru cele trei categorii de
calcare permite o estimare preliminar ă a porozit ății acestora în etapa de cartare a
rocilor din zonele de afloriment sau a carotelor extrase din forajele de explorare.
3.1.2.2. Porometrie
Pentru evaluarea cantitativ ă a colectoarelor nisipoase ( și uneori chiar a celor
fisurale) o importan ță deosebit ă o are structura spa țiului poros caracterizat ă prin
mărimea și forma porilor , raporturile cantitative ale porilor de diferite m ărimi și
forme, precum și caracteristicile porilor dominan ți.
Porometria este metodologia prin care pe baza cercet ării detaliate a structurii
spațiului poros se realizeaz ă o descriere complet ă a propriet ăților colectoare ale unei
roci. Sunt utilizate două metode (metoda analizei optice si metoda suc țiunii) prin
care se determin ă diametrul porilor, diametru utilizat pentru separarea tipurilor de
pori și fisuri în funcție de mobilitatea apei.
Diametrul porilor capilari este obiectivul principal al porometriei și el
reprezint ă o valoare medie echivalent ă, deoarece de-a lungul unui canal
intergranular sec țiunile sunt foarte variabile. Acest lucru se poate aprecia din
morfologia sec țiunilor succesive de-a lungul unui astfel de canal pentru diferite
aranjamente geometrice (cubice, romboedrice) în medii poroase fictive . Forma
acestor sec țiuni dă informa ții asupra dimensiunilor maxime și minime al canalului,
element important pentru studierea rezisten ței hidraulice a mediului permeabil.
În condiții reale particulele sunt nesortate, mai mult sau mai pu țin angulare,
introducând dificult ăți în studiul structurii spa țiului poros. Pentru particulele angulare
suprafețele de contact reciproc sunt mai numeroase, conducând la reducerea
substanțială a porozității intersti țiale.
Metoda analizei optice
Metoda analizei optice se realizeaz ă pe secțiuni sub țiri investigate la
microscop. Ea aduce elemente suplimentare în evaluarea cantitativ ă a porometriei.
Superioritatea acestei metode const ă în faptul c ă noțiunea de m ărime a porilor are
un sens geometric precis, ea nefiind legat ă de un model impus sau de observarea
unor fenomene fizice asociate.
Pentru realizarea în bune condi țiuni a
secțiunilor sub țiri ( Fig.3.5 ) și păstrarea
structurii netulburate, terenurile nisipoase slab
cimentate pot fi consolidate prin injectare cu
bachelită (fluidizat ă cu ajutorul unor compu și
organici) la o presiune de vacuum de circa 200
mmcol.H 2O, care satureaz ă astfel toat ă gama
de pori capilari, ce pot fi identifica ți prin
culoarea ro șie a bachelitei. Fotografiate color,
și mărite până la 1000 de ori, aceste sec țiuni
permit m ăsurarea porilor și în domeniul
subcapilar. Fig.3.5 Analiza optic ă a
secțiunilor sub țiri.
Aliniament
pentru
măsurătrori
L
113Pe secțiunea sub țire, la microscop se poate estima diametrul hidraulic al
canalului de pori definit ca raport între suprafa ța și perimetrul udat al fiec ărui por
secționat. Acesta este modelul cel mai apropiat de realitate dar de multe ori lipsa
unui contur clar al granulelor nu permite o planimetrare corect ă. În plus volumul mare
de măsurători devine prohibitiv pentru aplicarea la scar ă largă a procedeului.
Modelul
aplicat este cel al
măsurării de-a
lungul unor aliniamente
paralele a distanței dintre
două puncte ( L)
situate pe
suprafața a două
particule
vecine( Fig.3.5 ).
Deoarece dimensiunile
porilor au un
caracter variabil și aleator iar
numărul de
măsurători este foarte mare, descrierea structurii spa țiului poros se face cu ajutorul
metodelor statistice sub forma curbelor de frecven ță cumulat ă sau absolut ă (Fig.3.6 ).
Metoda suc țiunii
Metoda sucțiunii este utilizat ă pentru calculul reparti ției porilor pe dimensiuni.
Pentru calculul diametrului echivalent al porilor dintr-un anumit material
granular care nu prezint ă variații importante de volum la modificarea umidit ății se
utilizează fenomenul de suc țiune.
Sucțiunea este reducerea presiunii apei din pori, în raport cu presiunea
atmosferic ă, datorită forțelor de interac țiune între ap ă și scheletul mineral. Rezultatul
sucțiunii este formarea în jurul particulelor minerale a unei pelicule de ap ă a cărei
grosime este în func ție de tensiunea
interfacial ă și diametrul granulelor .
Suc țiunea este pus ă în eviden ță prin
introducerea unui vas cilindric poros, plin cu
apă și legat la un manometru cu mercur, într-
o masă de particule argiloase ( Fig.3.7 ). Apa
din cilindru este adsorbit ă și formeaz ă
pelicule în jurul particulelor pân ă când for țele
de adsorb ție sunt echilibrate de greutatea
coloanei de mercur ( h), coloan ă c a r e
exprimat ă în OH coloana cm2_ _ , reprezint ă
valoarea sucțiunii.
Deoarece gama valorilor suc țiunii
este foarte întins ă (de la zero pentru
formațiunile saturate pân ă la zeci de mii de
kgf/cm2), acestea se exprim ă pe o scar ă
logaritmic ă denumit ă pF (R. K. Schofield, 1936). Indicele pF reprezint ă logaritmul
zecimal al suc țiunii exprimat ă în centimetri coloan ă de ap ă
% 100
50
0 Macropori Pori capilari
mari mici
1 0,1 0,02 0,001 mmFrecvență
absolută Frecvență
cumulată
Fig.3.6 Curbele de reparti ție ale porometriei
(după A.Gheorghe, 1973)
h
Fig.3.7. Schemă pentru punerea în
evidență a sucțiunii apei din porii
terenurilor nesaturate (dup ă Silvan,
A., 1967)
114( psi sqinlb bar at cm kgf C O cmH 223,14 / 223,12 989665,0 1 / 1)4( 102 0
23= = = = = ).
Dacă sucțiunea unui teren este OHhcm 2, atunci:
h pF lg= (3.13)
Pentru calculul diametrului echivalent al porilor dintr-un anumit material granular
se utilizeaz ă curba sucțiune (H) – grad de satura ție (rS). Fiecărei valori a suc țiunii
(h) îi corespunde un anumit diametru al porilor ( d).
Curba sucțiune – grad de satura ție, este echivalent ă curbei cumulative a
repartiției porilor pe dimensiuni, iar valoarea gradului de satura ție corespunde
fracțiunii de porozitate ocupat ă de apă la o anumit ă sucțiune.
Egalând suc țiunea cu în ălțimea de ascensiune capilar ă (chh=în cm
col.H 2O) din formula lui Laplace (3.60) și utilizând valorile parametrilor pentru
temperatura fluidului t = 200C (tensiunea interfacial ă:σ= 72,53 dyn/cm, greutatea
specifică a apei: apaγ= 979 dyn/cm3 și unghiul de incident ă:α=0 la umezire
completă) rezultă formula pentru calculul diametrului tubului capilar pe curba
cumulativ ă, în funcție de suc țiunea măsurată la o anumit ă saturație rS:
][30,0
9790cos53,724 cos 4cmhd
apa=⋅ ⋅=⋅⋅=γα σ (3.14)
Estimarea distribu ției dimensiunii porilor prin metoda suc țiunii este afectat ă de
erori de pân ă la 30%, determinate de aproxima țiile și simplific ările introduse de
metodele indirecte bazate pe fenomenele capilare (cauza principal ă este varia ția
diametrului canalelor de pori).
Tipuri de pori
Clasificarea porilor dup ă mărimea diametrului determinat ia în considerare
interacțiunea dintre ap ă și particula mineral ă, fenomen care determin ă gradul de
mobilitate a apei și implicit formarea propriet ăților filtrante. Toate clasific ările
existente admit separarea a trei tipuri de pori și fisuri, definite astfel:
• pori supracapilari (macropori) cu diametre mm d 5,0> și
o fisuri supracapilare (macrofisuri) cu deschideri mm b 254,0> ;
• pori capilari în limitele [ ]mm d 0002,0;5,0∈ și
o fisuri capilare cu [ ]mm b 0001,0;254,0∈ , care determin ă
microporozitatea;
• micropori subcapilari cu mm d 0002,0< și
o microfisuri capilare cu mm b 0001,0< , care determin ă
ultramicroporozitatea.
Identificarea acestor tipuri de pori și fisuri este foarte important ă pentru
evaluarea condi țiilor de formare a acviferelor și a condi țiilor de curgere a apelor
subterane. În cazul porilor și fisurilor supracapilare are loc o curgere liber ă
(gravitațională), în cazul golurilor capilare curgerea este mai lent ă din cauza for țelor
capilare, iar în cazul dimensiunilor subcapilare, rocile respective sunt practic
impermeabile. Se remarc ă faptul c ă limitele de separa ție a fisurilor reprezint ă
jumătate din cele ale porilor, situa ție justificat ă de varia ția secțiunilor de-a lungul unui
115canal intersti țial, spre deosebire de sec țiunile unei fisuri care au o varia ție mult mai
mică.
În cadrul porozității capilare se pot separa:
• pori capilari mari cu d = 20-500 μ;
• pori capilari mici cu d = 0,2-20 μ.
Separarea porilor capilari mari este justificat ă de existen ța secțiunilor în care
nu se manifest ă tensiuni superficiale. Aceast ă categorie de pori poate elibera o parte
din apă, care poate fi denumit ă apă capilar ă mobilă. După unii cercet ători, la
distanțe mai mari de 0,1mm influen ța tensiunii superficiale practic poate fi neglijat ă.
Tortuozitatea
Configura ția spațiului poros rezultat ă din dimeniunea porilor și conexiunile
spațiale, condi ționează traseul pe care se pot deplasa fluidele între dou ă puncte
oarecare ( Fig.3.8 ).
Tortuozitatea
(ω) este definit ă ca
raport între distan ța
dintre dou ă puncte ( A,
B) dintr-un mediu
poros ( l) și lungimea
traseului real pe care se pot deplasa fluidele
între aceste puncte
(
L), traseu rezultat din
configura ția spa țiului
poros:
Ll=ω (3.15)
Determinarea
în laborator a valorii
tortuozității, totdeauna
subunitar ă, se
bazează pe rela ția
între rezistivitatea electric ă a rocii și porozitatea ei. Pentru un mediu granular ideal
constituit din granule sferice identice:
()F
nn
aparoca=
− −−⋅ +=
3 23
1 11 25,01
ρρ (3.16)
în care
rocaρ – rezistivitatea electric ă a rocii în stare saturat ă;
apaρ – rezistivitatea electric ă a apei din pori;
n – porozitatea totala a rocii;
F- factorul de rezistivitate sau de forma ție.
Pentru medii granulare reale , neomogene și neuniforme, factorul de
formație se estimeaz ă cu o rela ție empiric ă de forma:
Secțiunea
medie a
canalelor din
pori ( a)
Secțiunea
totală a
probei ( A)
Traseul accesibil
curgerii apei ( L)
între A și B Distanța (l) dintre
punctele A și B
ABGranule
minerale
Fig.3.8. Elementele utilizate pentru definirea și determinarea
tortuozității unui teren granular prin metode electrice
116mlit
naF= (3.17)
în care:
lita – coeficient litologic cu valori cuprinse între 0,5 și 1;
m- indice de cimentare cuprins între 1,3 și 3.
În funcție de tipul forma țiunii se recomand ă utilizarea a dou ă relații:
• Humble , pentru forma țiuni nisipoase – grezoase slab și mediu cimentate:
15,262,0
nF= (3.18)
• Archie , pentru forma țiuni carbonatice ( cu 2≥m după gradul de cimentare al
rocii:
21
nF= (3.19)
Rela ția între porozitatea mediului real și rezistivitatea rocii și a apei din pori se
bazează pe definirea rezisten ței electrice pentru:
• proba saturat ă cu apă:
AlRroca⋅ =ρ (3.20)
• traseul accesibil apei, saturat cu ap ă:
aLRapa⋅ =ρ (3.21)
Din rela țiile (3.16), (3.20) și (3.21) rezult ă:
aA
aA
lL
lA
aLF
aparoca⋅=⋅=⋅= =ω ρρ 1 (3.22)
Rela ția dintre factorului de forma ție și porozitate se stabile ște prin
intermediul sec țiunii probei ( A), normal ă la distan ța dintre cele dou ă puncte și a
secțiunii cumulate a canalelor prin care circul ă apa ( a):
Aa
AlaL
VVnp⋅=⋅⋅= =ω1 (3.23)
Din rela țiile (3.22) și (3.23) rezult ă relația între tortuozitate, factorul de
formație și porozitatea total ă:
nF⋅=1ω (3.24)
în care pentru forma țiunile reale mlit
naF=
117Pentru estimarea tortuozit ății se parcurg urm ătoarele etape:
• măsurarea rezistivit ăților rocii saturate (rocaρ) și a apei (apaρ);
• calculul factorului de forma ție pe baza rela ției (3.16);
• calculul porozității totale (n) din formulele Humble (3.18) sau Archie (3.19)
formule pentru care sunt elaborate nomograme, rezolvarea ecua țiilor (3.18)
și (3.19) implicând o rezolvare numeric ă;
• calculul tortuozit ății cu relația (3.24)
Valorile tortuozit ății, totdeauna subunitare, influen țează în mod direct
valoarea gradientului hidraulic al curgerii apelor subterane și a coeficientului de
difuzie efectiv ă al fluidelor miscibile cu apa.
3.1.2.2. Tipuri genetice de porozit ăți
Din punct de vedere genetic, porozitatea total ă, calculat ă pe baza volumului
tuturor porilor, poate fi primară și secundar ă.
Variația porozității totale a rocilor este foarte mare chiar în cadrul aceleia și
grupe genetice de roci (Tabelul 3.2 ).
Tabelul 3.2. Porozități totale
Terenuri cuaternare n(%) Roci sedimentare n(%)
Turbă 80 Nisipuri 25-35
Soluri 50-80 Gresii neozoice și mezozoice 20-28
Mâluri recente 80-90 Gresii paleozoice 3-12
Nisipuri 30-50 Calcare și dolomite poroase 5
Pietrișuri 20-40 Argile din regiuni de platform ă 40
Loessuri 40-60 Argile din regiuni cutate 20
Luturi 20-40 Gipsuri 3-5
Argile și prafuri 35 Anhidrit 1
Tufuri calcaroase 25 Cărbuni 4
Silt algilos, silt loessoid 35-50 Cretă 10-45
Roci metamorfice Roci magmatice
Cuarțite, gnaise, amfibolite 2 Trahite 2-9
Șisturi argiloase și silicioase 1-4 Bazalte 1-4
Șisturi argiloase siluriene 5,2 Lave 4-11
Șisturi argiloase oligocene 21,1 Granite 1-4
Marmore 1-2 Alte roci intruzive 1
Dacă în cadrul aceleia și grupe genetice de roci nu se pot identifica legit ăți
privind varia ția porozit ății totale, studiul statistic al reducerii porozit ății rocilor cu
adâncimea a condus la ob ținerea unor exprim ări cantitative ale acestei legit ăți.
Această legitate, valabil ă pentru rocile sedimentare, trebuie pus ă pe seama
efectului de consolidare dat de presiunea litostatic ă în timpul procesului de
subsiden ță. Porozitatea rocilor grezoase și nisipoase are un gradient general de
reducere mai mic în raport cu cele argiloase.
În urma prelucr ării statistice a unui volum important de date, în anumite
condiții, dependen ța porozit ății de adâncimea de z ăcământ poate avea un caracter
exponen țial de forma:
HCenn⋅−⋅=0 (3.25)
în care
118n- porozitatea total ă la adâncimea H [-];
0n- porozitatea total ă la suprafa ță ( 0=H ), [-];
C- coeficient empiric evaluat dup ă unii cercet ători la C=0,45
H- adâncimea, [km]
Legitatea general ă de reducere a porozit ății cu adâncimea poate fi modificat ă
de acțiunea unor factori naturali, și anume: varia ții singenetice, tensiuni
geomecanice, ac țiunea apelor subterane, vârsta rocilor, intensitatea fluxului termic
etc. Acțiunea acestor factori explic ă rezultatele unor sonde foarte adânci (8-10km)
din S.U.A. care au identificat acumul ări importante de ap ă, petrol și gaze,
colectoarele deschise caracterizându-se prin porozit ăți mari. Dup ă unii cercet ători,
rocile din scoar ța terestr ă au micropori și microfisuri pân ă la suprafa ță Moho, adic ă
pe continente pân ă la adâncimi de 40-50 km.
Porozitate primar ă
Porozitatea
primară se formeaz ă în
timpul depunerii
sedimentelor și este
determinat ă de golurile
dintre granule (care
constituie porozitatea
interstițială), spa țiile
dintre planele de stratificație și golurile din
rocile eruptive (care constituie porozitatea
vacuolar ă).
Caracterele și valoarea porozit ății intersti țiale depind de m ărimea și forma
granulelor (sferice, angulare etc.), gradul de neomogenitate sau de sortare
granulometric ă, precum și de sistemul de aranjare a particulelor ( Fig.3.9 A,B,C,D ).
Depozitele nisipoase alc ătuite din granule moderat rotunjite și cu un bun grad
de sortare au o porozitate primar ă de 30 pân ă la 40%. În sedimentele slab sortate,
granulele mici colmateaz ă spațiile dintre granulele mari și reduc considerabil
porozitatea. Porozitatea primar ă totală (intersti țială) este redus ă prin compactare,
cimentare, recristalizare și alte procese geologice naturale.
Porozitate secundar ă
Porozitatea secundar ă, formată după depunerea sedimentelor, poate fi
constituit ă din:
• goluri rezultate în urma ac țiunii de dizolvare a apei ( Fig.3.9 E );
• pori și fisuri formate prin contractarea rocilor;
• pori și fisuri rezultate prin procese de cristalizare și deshidratare;
• fisuri formate sub influen ța forțelor tectonice, care ajung la adâncimi
importante și au o orientare bine determinat ă (Fig.3.9 F );
• fisuri formate în urma alter ării și dezagreg ării rocilor, care se dezvolt ă la
adâncimi reduse și nu au o orientare bine determinat ă.
Fig.3.9 .Tipuri de porozit ăți interstițiale
119Dacă în cazul rocilor detritice mobile, porozitatea primar ă este cea care
predomin ă, în cazul rocilor consolidate și la cele carbonatice ponderea porozității
secundare este semnificativ ă.
Porozitatea secundar ă este condi ționată de structura și textura rocilor, tipurile
de ciment și structura spa țiului poros (Vinogradov,C., et.al.1983).
În funcție de particularit ățile structurale, porozitatea intersti țială (cunoscut ă
si sub denumirea de porozitate matricial ă, sau intergranular ă) poate prezenta mai
multe variante:
• porozitatea intersti țială simplă, în care granulele având dimensiuni apropiate
lasă între ele goluri importante, necolmatate cu granule fine ( Fig.3.9 A );
• porozitatea intersti țială redusă datorită prezenței granulelor mici în interspa țiile
fracțiunii grosiere ( Fig.3.9 B ), sau ciment ării parțiale a spa țiului poros primar
(Fig.3.9 D );
• porozitatea intersti țială dublă în cazul când chiar granulele sunt constituite din
roci poroase ( Fig.3.9 C ).
• porozitate fisural ă care este o porozitate secundar ă rezultant ă a proceselor de
fisurare și dizolvare
(Fig. 3.9 E,F )
Porozitate fisural ă
Fisurile din
masivele de roci se distribuie în general în trei
sistemele ortogonale și pot
fi generate de: contracția
datorată consolid ării
sedimentelor care genereaz ă roca, dilatarea
cauzată de gelifrac ție sau
încălzire și forțele
tectonice care ac ționează
asupra scoar ței și conduc la
deformarea și dislocarea ei.
Porozitatea fisural ă (
fn), este de fapt o porozitate secundar ă și depinde de:
• densitatea de fisura ție estimată pe baza distanțării dintre fisuri sau a
gradului de fisura ție ;
• deschiderea fisurilor.
Distanțarea (δ) sau pasul discontinuit ăților (numit ă și distanța medie între
fisuri) reprezint ă media distan țelor dintre suprafe țele de separa ție măsurată pe o
direcție normal ă la aceste suprafe țe (Fig.3.10 ):
D ndni
ii1sin
1=⋅
=∑=
=α
δ (3.26)
în care
iδ- distanță măsurată între dou ă plane de fisura ție consecutive;
n- numărul de măsurători.
Gradul de fisura ție (D) reprezint ă numărul de fisuri pe unitatea de lungime
și este inversul distan țării (ec. 3.14). α
1δiδ nδ Plan de
fis rație
Înclinarea
sistemului
de fisura ție
Distanța pe
orizontal ă între
planurile de
fisurațieFig.3.10. Elementele de
calcul pentru densitatea de
fisurație
120Deschiderea fisurilor
(d) reprezint ă distan ță
măsurată perpendicular pe
pereții discontinuit ății deschise,
spațiul creat de discontinuitate
fiind ocupat de ap ă, aer sau alte
fluide.
În cazul unei fisura ții
omogene și izotrope, rezultatul
a trei sisteme de fisura ție
ortogonale cu deschideri
constante, porozitatea fisural ă a
masivului de roc ă divizat în
blocuri elementare cubice se
obține printr-un calcul simplu
(Tabelul 3.3 ; Fig.3.11 ).
Valoarea porozit ății fisurale cre ște propor țional cu reducerea dimensiunii
blocului elementar și cu creșterea deschiderii fisurilor.
Tabelul 3.3. Porozitatea fisural ă într-un masiv cu blocuri elementare cubice
Deschiderea fisurii
mm d 25,0= mm d 50,0=
Latura blocului
elementar[m] Porozitate fisural ă (fn)[%]
100,0 0,0015 0,015
10,0 0,015 0,15
1,0 0,15 1,48
0,1 1,48 14,8
În majoritatea masivelor de roci compacte densitatea, orientarea și
deschiderea fisurilor au o mare variabilitate spa țială. Parametrii medii ( dD,,δ ) ai
sistemelor reale de fisuri utiliza ți pentru estimarea porozității fisurale se obțin prin
prelucrarea geostatistic ă a datelor cart ării aflorimentelor și carotelor extrase de
forajele de explorare.
3.1.2.3. Tipuri de porozit ăți după gradul de mobilitat e a apei subterane
În studiul dinamicii apelor subterane, porozitatea total ă (n) este separat ă în
două componente:
• porozitate deschis ă/activă (an);
• porozitate închis ă/de reten ție (rn).
cu relația:
r an nn + = (3.27)
Pentru terenurile granulare, o diagram ă sintetic ă a raporturilor dintre
componentele porozit ății intersti țiale ( Fig.3.12 ) eviden țiază ca valoarea maxim ă a
porozității active (aproximativ 30%) este plasat ă la nivelul frac țiunilor de nisip mijlociu
și nisip grosier.
01234
02 0 4 0mm d 25,0= mm d 50,0=
Latura
cubului [m] Porozitatea
fisurală [%]
Fig.3.11. Variația porozit ății fisurale în func ție de
latura blocului elementar și deschiderea fisurii.
121 Terenurile argiloase și prăfoase au porozități de reten ție de peste 20%, în
timp ce pentru nisipuri și pietrișuri porozitatea de reten ție nu dep ășește aceast ă
valoare.
Porozitate activ ă
Porozitatea activ ă (an) sau eficace (en) este cuantificat ă prin raportul
dintre volumul de ap ă liberă pe care un mediu poros saturat îl elibereaz ă sub efectul
unui drenaj complet (drenare liber ă, gravitațională, a apei din prob ă) și volumul s ău
total.
În laborator, prin metodele directe utilizate în mod curent, se determin ă
porozitatea deschis ă/activă/eficace. Metodologia de determinare const ă în:
• măsurarea volumului total al probei ( V);
• uscarea probei la temperatura de 1050C până când, la trei m ăsurători succesive,
realizate în trei momente diferite, greutatea probei se men ține constant ă.
• saturarea probei prin scufundare într-un volum cunoscut de ap ă (prin saturare
se umplu cu ap ă toți porii afla ți în comunicare);
• calculul volumului porilor satura ți (i comunicantpV_ ) prin diferen ța dintre volumul ini țial
de apă și cel rămas dup ă extragerea probei saturate din cuva de saturare;
• calculul porozit ății active/eficace (an):
VVni comunicantp
a_= (3.28)
Porozitatea activ ă (an) este o caracteristic ă finală a drenajului gravita țional,
ea reprezentând diferen ța dintre hidrocapacitatea de satura ție (egală cu
porozitatea total ă: n) și hidrocapacitatea molecular ă maximă (Maxw ):
0102030405060
0.001 0.01 0.1 1 10 100 Argilă Prafuri Nisipuri Pietri ș Bolovani ș Porozitate
activă Porozitate
totală
Porozitate
de retenție
d[mm] Porozitatea [%]
Fig.3.12. Relația între componentele porozit ății intersti țiale: porozitatea
totală, activă și de rețenție pentru terenuri granulare
122Max a wn n −= (3.29)
Deoarece drenajul acviferelor și al terenurilor în general, nu ajunge pân ă la
etapa final ă, așa după cum se realizeaz ă în laborator, valoarea de calcul a porozit ății
active este mai mic ă decât valoarea sa maxim ă.
Pentru un nisip fin argilos cu porozitatea total ă de 30% și un diametru eficace
de 0,47 mm, porozitatea eficace determinat ă în laborator este:
• 15% dup ă o încercare de o or ă;
• 24% dup ă o încercare de nou ă zile;
• 25% dup ă o încercare de 30 luni.
Efectul duratei experimentului asupra porozit ății eficace cre ște progresiv cu
reducerea diametrului efectiv. La nisipuri mai fine, cu porozitatea total ă de 39% și
diametrul efectiv de 0,08 mm porozitatea determinat ă în laborator este:
• 2% dup ă o încercare de o or ă;
• 11% dup ă o încercare de nou ă zile;
• 15% dup ă o încercare de 30 de luni (G.Castany, 1972).
Pe aceste considerente se poate defini o porozitate dinamic ă (nd), care se
referă la acea parte din sec țiunea porilor și fisurilor ocupat ă de apa în mi șcare, adic ă:
d d wn n −= (3.30)
unde
dw – umiditatea volumic ă în stare dinamic ă.
Porozitatea dinamic ă, ca parametru determinat pe teren , reprezint ă
volumul de ap ă (aV) obținut de pe unitatea de suprafa ță a acviferului la o reducere
unitară a sarcinii piezometrice:
ωma
dhVnΔ= (3.31)
în care
ω- suprafa ța pe care se reduce sarcina piezometric ă;
mhΔ – reducerea medie a sarcinii piezometrice pe suprafa ța ω;
Raportul dintre cele trei tipuri de porozit ăți (totală, activă și dinamic ă) sunt
diferite, în func ție de mărimea porilor și a fisurilor:
• în cazul terenurilor cu pori și fisuri supracapilare , valorile acestor porozit ăți sunt
practic egale:
•
d an nn ≅ ≅ (3.32)
• în cazul terenurilor cu pori și fisuri capilare , valorile acestor porozit ăți descresc în
ordinea:
d an nn > > (3.33)
• în terenurile cu pori subcapilari , de regul ă porozitatea total ă este mare, iar
celelalte porozit ăți au valori practic neglijabile.
O dat ă cu creșterea vitezei de curgere ( și implicit a gradientului hidraulic),
forțele dinamice exercitate de moleculele de ap ă în mișcare devin din ce în ce mai
mari față de forțele de atrac ție ale fazei solide, determinând o reducere treptat ă a
peliculei de ap ă adsorbit ă. În felul acesta, porozitatea dinamic ă crește propor țional
cu gradientul hidraulic , tinzând c ătre valoarea porozității active la valori foarte
123mari ale acestuia. Drenajul terenurilor nisipoase uniforme și neuniforme, pentru un
domeniu de varia ție a gradientului hidraulic de la I=0,001 până la I=0,1 , reflectă
elocvent aceast ă proporționalitate (Nosova 0.,1962):
• ()a d n n 9,0…7,0= pentru nisipuri cu 5≤U ;
• ()a d n n 8,0…6,0= pentru nisipuri cu U>5.
Interesul pentru porozitatea dinamic ă este mai redus în practic ă din cauza
dificultăților de determinare, dup ă cum s-a precizat mai sus. În aceste condi ții se
poate aproxima c ă Max dw w≈ , fapt care duce în final la egalitatea numeric ă a celor
două porozități și la folosirea porozității active în calculele hidrogeologice.
Porozitatea activ ă și cea totală, reprezentând parametri ai propriet ăților
colectoare, pot fi exprima ți și prin con ținutul de ap ă (totală și liberă) înmagazinat în
unitatea de volum a rocii saturate ( Tabelul 3.4 )
Tabelul 3.4. Volumul de ap ă înmagazinat într-un metru cub de roc ă saturată (după
Bodelle J. și Margat J., 1980)
Tipuri Total apă Apă liberă
formațiuni litri/m3 n [%] litri/m3 na [%]
Nisipuri și pietrișuri 200…400 20…40 150…250 15…25
Nisipuri fine 300…350 30…35 100…150 10…15
Gresii 50…250 5…25 20…150 2…15
Cretă 100…400 10…40 10…50 1…5
Calcare fisurate 10…100 1…10 10…50 1…5
Argile 400…500 40…50 10…20 1…2
Șisturi 10…100 1…10 1…20 0,1…2
Granite fisurate 1…50 0,1…5 1…20 0,1…2
Pentru toate tipurile de roci, domeniul de varia ție al porozității active este
mult mai redus în raport cu cel al porozității totale .
Tabel.3.5 Coeficien ți de productivitate specific ă (după
C.W.Fetter, 1988 )
Coeficientul de productivitate
specifică[%] Sediment granular
Minim Mediu Maxim
Argilă 0 2 5
Argilă nisipoas ă 3 7 12
Silt 3 18 19
Nisip fin 10 21 28
Nisip mediu 15 26 32
Nisip grosier 20 27 35
Nisip și pietriș 20 25 35
Pietriș fin 21 25 35
Pietriș mediu 13 23 26
Pietriș grosier 12 22 26
În literatura anglo-saxon ă pentru porozitatea deschis ă/activă/dinamic ă
echivalentul este coeficientul de productivitate specific ă (yS):
VVSdrenat apa
y_= (3.34)
124dreant apaV_ – volumul de ap ă drenată gravitațional dintr-un e șantion saturat;
V – volumul e șantionului saturat.
Coeficientul de productivitate specific ă este determinat de granulozitatea
rocii și coeficientul de neuniformitate ( Tabelul 3.5 ). Nisipurile medii și grosiere sunt
cel mai bine drenate gravita țional.
Porozitate de reten ție
Porozitatea închis ă/retenție (in) este condi ționată de intersti țiile și golurile
vacuolare care nu comunic ă între ele și nu particip ă la formarea permeabilit ății.
Porozitatea de reten ție crește propor țional cu reducerea granula ției. Pentru o
argilă cu porozitatea total ă de 50%, porozitatea de reten ție poate ajunge pân ă la
48%.
Porozitatea de reten ție este semnificativ ă și în rocile vulcanice (piatra ponce)
și în anumite roci carbonatice.
3.1.2.4. Porozitatea rocilor carbonatice
Porozitatea total ă a rocilor carbonatice este în general redusă. Aparenta
contradic ție între valoarea redus ă a porozita ții și manifestarea unor fenomene cum
ar fi efectul de maree terestr ă din acviferele carstice (Mangin, 1975), debitele
extraordinare ale izvoarelor carstice, vite zele reale de curgere ale apelor subterane
determinate cu ajutorul trasorilor ( Tabelul 3.6 ), este explicat ă de existen ța căilor
preferențiale de curgere localizate pe sisteme de fisuri cu deschideri mari, din
masivele carstice.
Tabelul 3.6. Porozități totale ale rocilor carbonatice (dup ă Albu,
M.,1981 și Fetter, W., 1994)
Denumirea rocii Porozitatea total ăSursa de informare
Calcar 8,4 Murray, 1960
Calcare și dolomite
poroase 5 Fetter, 1994
Dolomit 6,3 Murray, 1960
Cretă 14,0-44,0 Castany, 1963
Cretă 32,67 Amyx și Bass, 1962
Creta cretacic ă 29,2 Schoeller, 1962
Cretă 10-45 Fetter, 1994
Calcar 0,5-17,0 Castany, 1963
Calcar 17,47 Amyx și Bass, 1962
Calcar oolitic 3,0-20,0 Castany, 1963
Calcar oolitic 21,6 Archie, 1952
Calcar permian 10,1 Arcie, 1952
Calcar cretacic 4,6 Schoeller, 1962
Dolomit 2,9 Castany, 1963
Dolomit 27,8 Murray, 1960
Dolomit ordovician 11,9 Murray, 1960
Dolomit ordovician 0,4 Murray, 1963
125Circulația apei subterane în acviferele carbonatice se face prin spa țiile
datorate porozității primare și mai ales a celei secundare mărită prin lărgirea
fisurilor datorit ă solubiliz ării calcarului și dolomitului în apa cu aciditate medie
Porozitatea primar ă a rocilor carbonatice este mic ă la rocile carbonatice de
precipita ție chimic ă (calcare fin granulare, calcare alochemice-oolitice, peletale) și
semnificativ ă la cele clastice (rudite calcaroase, arenite calcaroase).
O categorie aparte de roci carbonatice o constituie creta , care este un calcar
bioacumulat (Carrozzi, 1975) de culoare alb ă, uneori fin dungat ă, poroasă și friabilă,
constituit ă din cca 97% calcit și 1-3% substan ță organică. Porozitatea total ă a cretei
ajunge pâna la 45% ( Tabelul 3.6 ) fiind gazda unor acvifere cu resurse remarcabile.
Arenitele calcaroase conțin material detritic reprezentat prin toate formele
de calcare autohtone, fragmente de roci, schelete, oolite etc. Acestui material i se
adaugă glauconitul și cuarțul care determin ă aspectul grezos și porozitatea mai
mare.
Gradul de carstifiere
Porozitatea secundar ă a rocilor carbonatice este datorat ă fisurilor și
golurilor carstice care constituie c ăi preferen țiale de curgere a apelor subterane.
Pentru rocile carbonatice, datorit ă particularit ăților distribu ției golurilor și
fisurilor precum și a conexiunilor hidrodinamice se define ște gradul de carstifiere
(G), care înglobeaz ă atât porozitatea primar ă cât și pe cea secundar ă:
[%] 100__ __ __ _⋅ =masivuluial total Volumulcarstice golurilorsi fisurilor VolumulG (3.35)
O parte important ă a fisurilor și golurilor carstice sunt colmatate cu material
granular sau argilos motiv pentru care se diferen țiază un:
• grad de carstifiere total ă (
TG) care vizeaz ă toate fisurile și golurile carstice
din masivul de roci carbonatice sau carstificabile;
• grad de carstifiere activ ă (aG) care se refer ă numai la fisurile prin care
curg apele subterane.
Valorile medii ale gradului de carstifiere pentru masivele carstice sunt reduse, de ordinul procentelor (1-3%). Curgerea în aceste masive se face pe c ăi preferen țiale
care se g ăsesc la intersec ția sistemelor de fisuri, în re st masivul fiind impermeabil.
Gradul de carstifiere se reduce cu
adâncimea datorit ă reducerii gradului de fisura ție
și a dinamicii apelor subterane.
La scar ă regional ă, din analizele
statistice realizate pe baza carotelor executate
în principalele regiunii miniere din zonele
carstice ale Rusiei, rezult ă valori reduse ale
gradului de carstifiere pân ă la maximum 1,5%.
Reducere gradului de carstifiere cu adâncimea este accentuat ă până la adâncimi de
150m dup ă care, pân ă la adâncimi de 400m
reducerea este mai lent ă (Tabelul 3.7 ;
Fig.3.13 ).
Abateri de la aceast ă „regulă” de varia ție
a gradului de carstifiere cu adâncimea sunt oricând posibile, motiv pentru care este
periculos de generalizat. Heterogenitatea gradului de fisura ție și respectiv a gradului
de carstifiere este determinat ă de caracteristicile litologice ale forma țiunilor Tabelul 3.7 . Valori ale gradului
de carstifiere în câmpurile
miniere din URSS (Academia de științe a URSS, 1963)
Grad de carstifiere
Adâncime
[m] [%]TG [%]aG
0-50 1,42 1,12
50-100 0,96 0,66
100-150 0,51 0,36
150-200 0,30 0,21
200-300 0,29 0,20
300-400 0,22 0,15
126calcaroase, sistemele de fisuri
prezente, chimismului apei subterane
și dinamicii acesteia. Evaluarea
experimental ă a gradului de
carstifiere este solu ția recomandat ă.
3.1.3. Permeabilitate intrinsec ă a
terenurilor
Permeabilitatea este o
caracteristic ă intrinsec ă a
formațiunilor geologice dependent ă
de dimensiunea și forma golurilor
prin care se pot deplasa fluidele. Cu cât este mai mare diametrul porilor
(
d) cu atât rezisten ța mediului la
curgerea fluidelor este mai mic ă iar
permeabilitatea forma țiunilor
geologice este mai mare.
Permeabilitatea se cuantific ă
prin intermediul coeficientului de
permeabilitate ( Kp) definit de
expresia:
2dC Kp ⋅= (3.36)
în care
C – coeficient determinat de forma granulelor, adimensional;
d – diametrul mediu al particulelor.
Coeficientul de permeabilitate (Kp) are dimensiuni de suprafa ță și se
exprimă în cm2, m2 sau în darcy (1 darcy = 9,87 x10-9 cm2).
3.1.3.1. Permeabilitatea sedimentelor neconsolidate
Sedimentele granulare neconsolidate prezint ă o largă gamă de valori ale
coeficientului de permeabilitate, de la 10-6 darcy pentru argile pân ă la 103 darcy
pentru pietri șuri bine sortate
(Tabelul 3.8. )
Valoarea coeficientului
de permeabilitate este în funcție de deschiderea porilor.
Cu cât granulozitatea
sedimentelor este mai fin ă și
drept consecin ță dimensiunea
porilor mai redus ă, crește
suprafața de contact a fluidelor cu particulele solide și rezisten ța la curgere,
permeabilitatea reducându-se.
Sedimentele bine sortate au coeficientul de permeabilitate propor țional cu
dimensiunea granulelor. Pentru depozitele nisipoase aluvionare neconsolidate ,
care intr ă în categoria sedimentelor cu o sortare bun ă, au fost observate câteva
caracteristici generale (Masch & Denny, 1996): Tabelul 3.8 .Coeficien ți de permeabilitate (dup ă
C.W. Fetter, 1994)
Sediment K[darcy]
Argilă
Silt, silt nisipos, argil ă nisipoas ă, til 10-3 – 10-1
Nisip siltic, nisip fin 10-1 – 1
Nisip bine sortat 1 – 102
Pietriș bine sortat 10– 103 0
50
100
150
200
250
300
35040000 . 511 . 5 Grad de carstifiere [%] Adâncime [m]
Fig.3.13. Distribuția gradului de
carstifiere în adâncime în câmpurile
miniere din URSS (Akademik Nauk,
1963) Grad de
carstifiere
totală
Grad de
carstifiere
activă
127• coeficientul de permeabilitate este propor țional cu mediana dimensiunii
granulelor ( mediana = valoarea central ă a dimensiunii granulelor);
• pentru un diametru median dat, permeabilitatea scade o dat ă cu creșterea
abaterii standard a dimensiunii particulelor (acest lucru se explic ă prin
creșterea neomogenit ății și umplerea porilor mari cu granule fine);
• sedimentele grosiere au o mai pronun țată reducere a permeabilit ății la
creșterea abaterii standard .
E șantioanele cu o distribuție bimodal ă a diametrelor granulelor au o
permeabilitate mai mic ă decât cele cu o distribuție unimodal ă (datorită caracterului
neomogen). Parametrii statistici cu care este corelat ă permeabilitatea fiind calcula ți
numai pe baza dimensiunii granulelor ( forma granulelor nu este luat ă în
considerare), este pu țin probabil ca aceste caracteristici s ă fie valabile pentru orice
nisipuri aluvionare.
3.1.3.2. Permeabilitatea rocilor
Permeabilitatea rocilor este determinat ă de:
• dimensiunea și forma porilor forma ți o dată cu consolidarea
sedimentelor (porozitatea primar ă);
• dimensiunea și forma porilor forma ți după consolidarea
sedimentelor (porozitatea secundar ă) prin fisurarea rocilor și
procesele de dizolvare.
Rocile sedimentare clastice au o permeabilitate primar ă similară cu cea a
sedimentelor neconsolidate, dar pu țin redus ă datorită proceselor de cimentare și
compactare care au loc în procesul de diagenez ă. Permeabilitatea primar ă este
condiționată de structurile de sedimentare cum ar fi stratifica ția care amplific ă
anizotropia depozitelor.
Rocile cristaline , de origin ă magmatic ă, metamorfic ă sau chimic ă au o
permeabilitate primar ă redusă. Porozitatea primar ă a acestor roci este foarte redus ă,
astfel că fluidele au foarte pu țini pori prin care s ă circule. Excep ție de la aceast ă
regulă fac rocile efuzive cu o porozitate primara ridicat ă.
Permeabilitatea secundar ă a rocilor cristaline este datorat ă proceselor de fisurare.
Creșterea permeabilit ății secundare este datorat ă numărului și dimensiunilor
fracturilor dar și proceselor de dizolvare care se declan șează o dată cu circula ția
fluidelor prin fisuri.
Rocile de precipita ție chimic ă (calcarul, dolomitul, gipsul, sarea gem ă) au
permeabilitate datorat ă în principal proceselor de dizolvare ce se produc la circula ția
fluidelor pe fisuri.
Procesele de alterare exogenă contribuie la cre șterea permeabilit ății tuturor
tipurilor de roci. Num ărul, dimensiunea porilor, deschiderea fisurilor cresc în
procesele de alterare a rocilor conducând la o cre ștere a permeabilit ății acestora.
3.2. Caracteristici fizi ce ale apelor subterane
Caracteristicile fizice ale apei care influen țează în mod semnificativ filtrarea
apelor subterane prin spa țiul poros al terenurilor permeabile sunt:
• greutatea specific ă;
• compresibilitatea;
• vâscozitatea.
1283.2.1. Greutate specific ă
Greutatea specific ă a unui fluid omogen din punct de vedere al distribu ției
masei, având greutatea Gr
și volumul V este:
gVgV
Vgm
VG rr rr
r⋅=⋅⋅=⋅= = ρργ (3.37)
în care
m- masa;
gr- accelera ția gravita țională;
ρ- densitatea fluidului.
Ea variaz ă cu temperatura și presiunea la fel ca și densitatea. Greutatea
specifică a apei distilate la 4oC și 1 atm este:
3 31000 9810mkgf
mN= =γ
Greutatea specific ă a apei este cu atât mai mare cu cât gradul de
mineralizare este mai mare. Viteza de deplasare a apelor subterane este direct
proporțională cu greutatea volumic ă a apei deoarece deplasarea acesteia se face
sub acțiunea gravita ției.
În zona schimbului de ap ă activ, apele subterane sunt “dulci” și au o greutate
specifică de 3/ 1000 m kgfa=γ .
3.2.2. Compresibilitate
Apa î și modific ă volumul sub influen ța presiunilor exercitate uniform, dup ă o
lege de tipul legii lui Hooke:
pVVΔ−=⋅Δε
0 (3.38)
în care
VΔ- variația volumului ini țial 0V;
pΔ- presiunea suplimentar ă care producere o reducere a volumului;
ε- modulul de elasticitate al apei;
Inversul modului de elasticitate ( ε) este coeficientul de compresibilitate ( β):
εβ1= (3.39)
Pentru apele slab mineralizate coeficientul de compresibilitate variaz ă de la
N m/ 106,42 10−⋅ la N m/ 100,52 10−⋅ în timp ce pentru terenurile permeabile variază
de la N m/ 103,02 10−⋅ pentru calcare la N m/ 100,22 10−⋅ pentru nisipuri.
Compresibilitatea apei condi ționează capacitatea colectoare a acviferelor.
În cazul acviferelor sub presiune și geotermale, rezervele elastice sunt datorate
compresibilit ății apelor subterane crescut ă datorită gazelor dizolvate.
129
3.2.3. Vâscozitate
Vâscozitatea este proprietatea fluidelor de a se opune deform ărilor ce nu
constituie reduceri ale volumului lor, prin dezvoltarea unor eforturi unitare; cele mai
specifice sunt eforturile tangențiale și se dezvolt ă între stratele de fluid aflate în
mișcare relativ ă conform ipotezei lui Newton:
dndvμτ= (3.40)
τ – efort unitar tangen țial;
μ – vâscozitatea dinamic ă;
dndv- variația vitezei perpendicular pe direc ția de curgere.
3.2.3.1. Vâscozitatea dinamic ă
Vâscozitatea dinamic ă (μ) variază foarte pu țin cu presiunea dar foarte
mult cu temperatura . Experien ța arată că la creșterea temperaturii vâscozitatea
lichidelor scade pe când cea a gazelor crește. Pentru fluide newtoniene (categorie
de fluide în care se încadreaz ă apa, aerul și majoritatea fluidelor) se poate utiliza,
practic pentru orice presiune, formula lui Gutmann și Simons:
0
0TCB
TCB
e+−
+=μμ (3.41)
unde pentru ap ă B=511,6 K și C = -149,4 K , iar indicele zero corespunde valorilor
mărimilor respective la temperatura de 0oC. T este temperatura m ăsurată în kelvin
și relația cu temperatura m ăsurată în grad Celsius (θ) este:
15,273+=θT (3.42)
În sistemul SI unitatea de m ăsură pentru vâscozitatea dinamic ă este N.s/m2.
Se utilizeaz ă frecvent și unitatea CGS:
21,0) (1msNpoiseP⋅= (3.43)
La 0oC și 1 atm , vâscozitatea dinamic ă a apei este:
24 2
2310826,1 10791,1 10791,1ms kgfPmsN ⋅⋅ = ⋅ =⋅⋅ =− − −μ (3.44)
Vâscozitatea lichidelor difer ă mult de la un lichid la altul, pe când cea a
gazelor este de acela și ordin de m ărime.
1303.2.3.2. Vâscozitatea cinematic ă
Vâscozitatea cinematic ă este definit ă prin rela ția:
ρμν= (3.45)
În sistemele SI și MKfS, unitatea de m ăsură pentru vâscozitatea cinematic ă este
m2/s. Se mai întrebuin țează unitatea CGS:
smstokesSt2
410) (1−= (3.46)
La 0oC și 1 atm , vâscozitatea cinematic ă a apei este:
Stsm22
6
0 10791,1 10791,1− −⋅ = ⋅ =ν (3.47)
și variază cu temperatrura dup ă relația:
() ( )12
0 000222,0 0337,01−⋅ +⋅ +⋅ = t t tν ν (3.48)
Viteza de
deplasare a apelor
subterane este invers
proporțională cu
valoarea vâscozit ății
apei.
În
hidrostructurile adânci,
datorită gradientului
geotermic sau
anomaliilor geotermice temperatura apelor subterane cre ște și
vâscozitatea cinematic ă scade,
ajungând la adâncimi de 3000m în jur de
sec/ 1032 7m−×
(Fig.3.14 ).
3.3. Caracteristici
ale interac țiunii
terenurilor cu apa subteran ă
Mobilitatea apelor subterane în spa țiul poros cu configura ția structural ă
specifică fiecărui tip de teren permeabil este condi ționată de dou ă caracteristici
elementare:
• umiditatea terenurilor permeabile;
• tensiunea interfacial ă la suprafa ța de separa ție fluid/aer sau
fluid/rocă.
Fig.3.14. Variația cu adâcimea a vâscozit ății cinematice a
apelor subterane într-o zon ă cu gradientul geotermic de
360C/km (dup ă Gray, 1957) Temperatura [0C]
Adâncimea aproximativ ă [m] Vâscozitatea cinematic ă [m2/sec]
132 Gradul de mobilitate al apei este direct propor țional cu umiditatea terenurilor,
mobilitatea maxim ă a apei subterane într-un anumit teren permeabil fiind atins ă când
spațiul poros este saturat.
Tensiunea interfacial ă este responsabil ă de toată gama de fenomene de
capilaritate din vecin ătatea suprafe ței libere a acviferelor și din zona de aerare, și
condiționează mobilitatea apelor subterane și a fluidelor miscibile și imiscibile
prezente în acvifere.
3.3.1. Umiditatea terenurilor
Terenurile în stare natural ă sau de drenaj prezint ă stări de umiditate foarte
diferite. În zona de aerare starea de umiditate depinde în principal de condi țiile
meteorologice și de infiltrare. Umiditatea maxim ă se înregistreaz ă în acvifere, acolo
unde forma țiunile permeabile sunt saturate cu ap ă.
Descrierea st ării de umiditate se face cu ajutorul unor indici specifici precum:
• umiditatea masic ă (
w);
• umiditatea volumic ă (vw);
• gradul de satura ție (rS).
Umiditatea masic ă (w) reprezint ă raportul dintre greutatea apei (aG) și
greutatea rocii în stare uscat ă (sG).
Umiditatea volumic ă (vw) este dat ă de raportul dintre volumul apei (aV) și
volumul total al rocii ( V) și este frecvent utilizat ă în studiile hidrogeologice.
Rela ția analitic ă între aceste dou ă tipuri de umidit ăți se face prin intermediul
greutății volumice în stare uscat ă (dγ):
VV
VG
VG
GGw wa a s
sa
d v = =⋅ =⋅=γ (3.49)
3.3.1.1. Grad de satura ție
Gradul de satura ție (rS) este definit ca raport între volumul apei din pori
(aV) și volumul porilor (pV):
pa
rVVS= (3.50)
Domeniul de varia ție al gradului de satura ție este cuprins între zero,
corespunz ător unei roci uscate ( 0=aV ; 0=rS ) și cel corespunz ător unei roci
saturate (V a=Vp; S r=1). În func ție de valorile gradului de satura ție, rocile se pot
clasifica în patru grupe :
• roci uscate cu 4,0≤rS ;
• roci umede cu 8,0 4,0 ≤ <rS ;
• roci foarte umede cu 9,0 8,0 ≤ <rS ;
• roci saturate cu 1 9,0 ≤ <rS .
Gradul de satura ție este cel mai frecvent utilizat pentru evaluarea eficien ței
lucrărilor de drenaj a apelor subterane.
133
3.3.1.2. Deficit de satura ție
Deficitul de satura ție (wD) exprim ă cantitatea de ap ă care poate fi
înmagazinat ă suplimentar de c ătre rocă, în condi ții naturale de umiditate, pân ă la
saturare complet ă.
Valoarea deficitului de satura ție se obține prin raportarea volumului de ap ă ce
poate fi înmagazinat pân ă la saturare ('
aV) la volumul total al rocii ( V):
VVDa
w'
= (3.51)
Ținând seama de parametrii defini ți pentru descrierea umidit ății rocilor se
poate defini și umiditatea volumic ă la satura ție (vsw):
w v vs D w w + = (3.52)
Umiditatea volumic ă la satura ție este numeric egal ă cu porozitatea total ă (n),
deoarece volumul porilor este egal cu volumul apei care satureaz ă porii
(p a a V VV = +').
3.3.2. Tensiunea interfacial ă
Orice molecul ă din interiorul fluidelor se g ăsește sub ac țiunea for țelor de
atracție exercitate de toate moleculele ce o înconjoar ă, forțe cunoscute sub
denumirea de for țe van-der-Waals. Interac țiunile dintre moleculele aceluiași fluid se
concretizeaz ă în vâscozitatea acestuia.
La interfața fluidelor for țele van-der-Waals nu se mai compenseaz ă ci au o
rezultant ă orientat ă spre interior. Energia poten țială a moleculelor din interiorul
fluidului este mai mic ă decât la suprafa ță și în consecin ță pe suprafața liberă este
distribuită o energie suplimentar ă. Pentru a crea 1 cm2 de suprafa ță liberă este
necesar s ă se consume o energie egal ă cu tensiunea interfacial ă.
Tensiunea interfacial ă la suprafa ța unui fluid este determinat ă prin
evaluarea for ței perpendiculare pe orice segment plasat pe suprafa ța fluidului și
raportată la lungimea acestuia. Tensiunea interfacial ă este cuantificat ă ca o for ță pe
unitatea de lungime, echivalent ă cu energia pe unitatea de suprafa ță a fluidului. Ea
se exprim ă în [N/m] sau [dyne/cm] .
Pentru apă tensiunea interfacial ă aer/apă la temperatura de 10oC este:
cm dyne mNapa / 18,74 / 07418,0 = = σ (3.53)
și scade linear cu temperatura dup ă ecuația (Rode, A.A., 1952; Andrei Silvan, 1967):
( )T Tapa ⋅ − = 002,017,75)(σ (3.54)
în care
C T0374< – temperatura apei exprimat ă în grade Celsius.
Pentru alte fluide corela ția tensiune superficial ă – temperatur ă este de forma:
134() () ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡−−− =0
00_11 TTT TT
crfluid fluid σ σ (3.55)
în care
()Tfluidσ – tensiunea interfacial ă a fluidului la temperatura T; [dyne/cm]
0_ fluidσ – tensiunea interfacial ă a fluidului la temperatura de topire 0T ; [dyne/cm]
T – temperatura fluidului; [oC]
Determinarea tensiunii interfaciale pentru contactul dintre faza solid ă și fluid
necesită metode speciale. Pentru ap ă pe sticlă s-a stabilit cm dynesticla apa / 300_ = σ .
Pentru interfa ța solid-fluid tensiunea interfacial ă condiționează în mod direct
higroscopicitatea fluidelor, definit ă prin unghiul dintre suprafa ța unei pic ături de
fluid în echilibru termic și o suprafa ță orizontal ă solidă (α −unghi de udare ; Fig.3.15 ).
Unghiul de udare (α) este o variabil ă termodinamic ă dependent ă de
tensiunile interfaciale ale
suprafețelor de separa ție
dintre faze. Dac ă unghiul α
este mai mare de 90o se
consider ă că fluidul “ udă”
suprafața solidului. Acest
fenomen apare atunci când
adeziunea dintre fluid și solid
este mai mare decât atrac ția
dintre moleculele fluidului.
Într-un sistem trifazic (aer-
fluid-solid) în echilibru
termodinamic, unghiul de udare este dat de legea lui Young ( Fig.3.16 ):
α σ σ σ cos_ _ _ ⋅ + =gaz fluid fluid solid aer solid (3.56)
D a c ă există două fluide care concur ă la acoperirea suprafe ței unui
solid, totdeauna unul dintre fluide va domina, va “uda”, acea suprafa ță. Fluid
Solid Aer
α σsolid aerσaer_fluid
σsolid fluid
Fig.3.16 Tensiunile interfaciale într-un sistem
trifazic , cu un fluid care “ud ă” faza solid ă. αα
Fig.3.15. O picătură de fluid în echilibru pe o suprafa ță orizontal ă solidă. Unghiul
de udare define ște hidroscopicitatea: ⇒ ≤≤ 90 0α lichidul nu ud ă suprafa ța
solidă; ⇒ ≤≤ 180 90 α lichidul ud ă suprafața solidă
135 În cazul unui sistem trifazic apă-petrol-aer , apa este fluidul care “ udă”
preferențial suprafa ța
granulelor minerale
sau a fisurilor
(Fig.3.17, a ). Dacă
petrolul este primul
fluid cu care vine în contact suprafa ța
solidă uscată există
șansa ca el s ă fie
fluidul care “ud ă”
(Fig.3.17, b ).
Acviferele , în cea mai
complexă variant ă
sunt sisteme trifazice (aer+apă+matrice
minerală) în care apa
este fluidul care “ud ă”
matricea mineral ă
deoarece aceasta conține ap ă, chiar
dacă numai la o
saturație remanent ă,
înainte de a veni în contact cu fluide
imiscibile de tipul
petrolului. La satura ția
remanent ă, apa se
concentreaz ă la
contactul dintre
granulele minerale
formând fine pelicule care le acoper ă și care nu particip
ă la curgere.
3.3.3. Fenomene de capilaritate
Fenomenele de capilaritate din terenuri sunt determinate de existen ța porilor
cu diametre sub 0,5 mm, a fisurilor cu deschideri mai mici de 0,25 mm și a unui
grad de satura ție subunitar (S
r<1). Gradul de satura ție subunitar este întâlnit de
regulă în cadrul zonei vadoase dar el poate fi creat în mod artificial prin procesul de
drenaj sau de exploatare al acviferelor. În re țeaua capilar ă, formată din intersti ții cu forme, sec țiuni și orientări diferite
în spațiu se produce migra ția apei (capilare) sub efectul gradientului de poten țial
capilar ap ărut datorit ă presiunii capilare .
Aceasta migra ție poate avea diferite direc ții, dar cea mai bine studiat ă este
ascensiunea capilar ă, determinat ă de componenta vertical ă a tensiunii superficiale
(
σ), care se dezvolt ă pe interfa ța apă-aer.
3.3.3.1. Presiunea capilar ă
Datorit ă tensiunii interfaciale, presiunea în interiorul unei pic ături de fluid
sferice (pe suprafa ța concav ă de rază
R) depășește presiunea aerului pe suprafa ța Petrol
a) Apa udă nisipul b)Petrolul ud ă nisipul
Fig.3.17. Contactul dintre ap ă, petrol și nisip pentru diferite
grade de satura ție (după C.W.Fetter, 1993) PetrolPetrolPetrol
136exterioar ă (suprafa ța convex ă). Energia liber ă (SE) la suprafa ța picăturii sferice (cu
suprafața 24 R⋅⋅π ) este dat ă de:
σ π ⋅⋅⋅=24 R ES (3.57)
La creșterea pic ăturii cu dRenergia liber ă crește cu:
dR R dES ⋅⋅⋅⋅= σ π8 (3.58)
Creșterea energiei libere este compensat ă de
presiunea ( 0>Δp ) dintre pic ătura de fluid și aer:
dR R dRR p ⋅⋅⋅⋅=⋅⋅⋅⋅Δ σ π π 8 42 (3.59)
din care rezult ă ecuația:
Rpσ⋅=Δ2 (3.60)
cunoscut ă sub denumirea de ecuația Young-Laplace ,
care în forma general ă este:
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛+ =Δ
2 11 1
R Rpσ (3.61)
unde 1Rși 2R sunt razele de curbur ă
ale interfe ței (Fig.3.18 ), care în cazul
picăturii sferice sunt egale
( R R R = =2 1 )
În prezen ța a două fluide
imiscibile, tensiunea interfacial ă
conduce la o cre ștere a presiunii
capilare dintre cele dou ă fluide.
Presiunea capilar ă (cP) este
rezultatul diferen ței presiunilor din pori,
a celor dou ă fluide în vecin ătatea
suprafeței de separa ție (Fig.3.19 ) :
2_ 1_ fluid fluid c P P P − = (3.62)
în care:
1_ fluidPși 2_ fluidP – presiunile din pori
pentru cele dou ă fluide.
La nivelul porilor curbura interfe ței este asimilat ă cu raza porilor (pR) iar
valoarea presiunii capilare este estimat ă în funcție de tensiunea interfacial ă (σ):
R1R2
Fig.3.18. Picătură
“gâtuită”
Fig.3.19. Presiunea capilar ă pentru un por
cu raza R p.
Solid Fluid_1 Pfluid 1
α pR
Fluid_2
2_ fluidP
137pcRPσ⋅−=2 (3.63)
Raza de curbur ă a suprafe ței de
separație este dependent ă de dimensiunile
porilor și gradul de satura ție al acestora cu
diferitele fluide prezente și din acest motiv
(deoarece determinarea dimensiunii porilor
este dificil ă) pentru estimarea presiunii
capilare se recurge la corela ția determinat ă
experimental între presiunea capilar ă()cP și
umiditatea volumic ă()vw.
Curbele experimentale ()v c wf P=sunt
determinate pentru diferite tipuri
granulometrice de forma țiuni permeabile.
Dispozitivul utilizat pentru construirea curbei
presiune- umiditate (()v c wf P=) este realizat
dintr-o placă poroasă saturat ă, conectat ă
printr-un tub elastic la o coloana de ap ă și o
biuretă (Fig.3.20 ).
Proba studiat ă, aflată la o satura ție cunoscut ă, este plasat ă pe placa poroas ă.
Apa din prob ă este drenat ă la diverse presiuni/suc țiuni (cPh=) stabilite prin
modificarea pozi ției biuretei. Cu cât h este mai mare presiunea de drenaj cre ște.
Pentru fiecare presiune de drenaj ( ()ih) se determin ă umiditatea
corespunz ătoare stării de echilibru ( ()iwv; i = 1,2, . . . , n). Determinarea umidit ăților
se face pentru acelea și presiuni pe dou ă căi:
• la “uscarea” probei, pornindu-se de la o prob ă saturată prin cre șterea
presiunii de drenaj;
• la “îmbibarea“ probei, pornindu-se de la o prob ă uscată, prin reducerea
presiunii.
Curba medie care se
obține ()vwfh= are
următoarele caracteristici
definitorii ( Fig.3.21 ):
• umiditatea de
saturație (svw_)
corespunz ătoare presiunii
atmosferice;
• presiunea minim ă
de drenaj, suficient de
negativă pentru a asigura
declanșarea dren ării apei
din probă (dh);
• umiditate minim ă
ireductibil ă (rvw_) sub
care practic nu se mai poate
reduce umiditatea probei
indiferent de presiunea de Wv_s Wv_r hd h
[cm]
-100 0,0 -102 – -104 –
0,5 0,1
Wv [cm3/cm3]
Fig.3.21. Caracteristici ale curbei experimentale
presiune – umiditate hProba
Tub
elastic Biuretă Placă
poroasă
Fig.3.20. Dispozitiv pentru
construc ția curbei experimentale
)(vwfh=
138drenaj aplicat ă.
Forma curbei presiune-umiditate este influen țată semnificativ de compozi ția
granulometric ă a probei ( Fig.3.22 ). Pentru depozitele bine sortate domeniul de
variație al presiunii capilare pe care are loc reducerea umidit ății (1hΔ) este mai mic
decât pentru cel al depozitelor slab
sortate(2hΔ).
Acest lucru este datorat faptului
că în depozitele bine sortate dimensiunile
porilor sunt similare și o dată declanșat
procesul de drenaj (la reducerea
presiunii sub hd) acesta se desf ășoară
rapid, porii având dimensiuni mari. În
depozitele slab sortate dimensiunile porilor sunt variate și acest lucru m ărește
durata procesului de drenaj precum și
amplitudinea domeniului de varia ție al
presiunii de drenaj.
Gradul de sortare al depozitelor
are efect direct și asupra presiunii
minime de drenaj . Pentru depozitele
bine sortate în care dimensiunile porilor sunt uniforme și mai mari, presiunea
minimă de drenaj este mai mare decât
în cazul depozitelor slab sortate în care drenajul este declan șat de dimensiunea
porilor mai mici (
2 1 d dh h> ).
Fenomenul de histerezis complică și mai mult morfologia curbelor presiune-
umiditate ( Fig.3.23 ). Diferen ța dintre cele dou ă curbe, cea de uscare și cea de
îmbibare este explicat ă prin:
• variația diametrului porilor;
• unghiul meniscului la contactul
fluid-solid ( α);
• conținutul de aer din pori.
Când un por cu diametrul
variabil este umplut pân ă în zona cu
rază mică (r) presiunea capilar ă este
(Fig.3.24 ):
rhrσ⋅−=2 (3.64)
și el va fi drenat rapid, imediat ce
presiunea capilar ă devine mai mic ă (mai
negativă) decât aceasta. Porul nu poate
fi reumplut cu ap ă până când
presiunea capilar ă nu coboar ă sub
această presiune. Deoarece Rr< și
R rhh> rezultă că pentru realizarea
aceleiași umidități (vw) este necesar un
potențial capilar mai mic (mai negativ)
pentru uscarea probei (rh) decât cel h
[cm]
vw rh
Rh uscare
îmbibare
xh
uvw_ ivw_
Fig.3.23. Fenomenul de histerezis la
curbele presiune-umiditate
h[cm]
-100
0,0 -102 – -104 –
0,5 0,1
Wv [cm3/cm3]
Fig. 3.22. Curbe caracteristice
presiune- umiditate Nisipuri bine
sortate(1) Nisipuri slab
sortate(2)
hd1
hd2 1hΔ
2hΔ
139necesar pentru udarea acesteia (Rh) (Fig.3.24 ).
Într-un por tubular cu raz ă
constant ă (r) unghiul meniscului la
contactul fluid-solid este mai mare pentru
perioada în care fluidul avanseaz ă (aα)
decât pentru aceea în care el se
retrage(bα; Fig.3.25 ). Pentru aceea și
umiditate (vw) este necesar un poten țial
capilar mai mic (mai negativ) la retragerea
apei decât la avansarea ei:
a br rασασcos2cos2⋅⋅−< ⋅⋅− (3.65)
Con ținutul de aer din pori este
totdeauna mai mare în perioada de
îmbibare a probei decât în cea de uscare. Din cauza con ținutului în aer, la acela și
potențial (
xh), umiditatea va fi mai mic ă
pentru etapa de îmbibare (ivw_) decât pentru perioada de uscare (uvw_ ; Fig.3.16 ).
Fenomenul de histerezis poate fi accentuat și de contrac ția sau umflarea
argilelor, varia ția ratei de drenaj sau îmbibare. Dac ă proba nu este uscat ă până la
umiditate minim ă ireductibil ă (
rvw_; Fig.3.23 ), când începe îmbibarea ei evolu ția
umidității va urma o curb ă intermediar ă cu un fenomen de histerezis mai pu țin
pronunțat. În func ție de presiunea de la care se începe îmbibarea probei se pot
obține mai multe curbe intermediare de îmbibare.
Presiunea capilar ă este componenta esen țială a potențialului responsabil de
deplasarea fluidelor în zona nesaturat ă. În modelele matematice ale curgerii apei în
zona nesaturat ă corelația presiunii capilare cu umiditatea formațiunilor
permeabile este schematizat ă prin dou ă modele empirice cu parametri specifici:
• modelul Brooks & Corey (1966);
• modelul van Ghenuchten, 1980)
Modelul Brooks & Corey
Pentru modelarea curbei experimentale presiune-umiditate , modelul
Brooks &Corey (1966) propune rela ția:
()λ−
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛− + =
drv sv rv vhhw w w w_ _ _ (3.66)
în care r
R
Fig.3.24. Influența variației
diametrului porilor asupra echilibrului
presiunii capilare la uscarea (a) și la
îmbibarea cu apă(b) a acestora. Rh rh
a) b)
Fig.3.25. Contactul fluid-solid la avansarea (a) și retragerea (b)
fluidului.aαbα
b) a)
140vw- umiditatea volumic ă [L3/L3];
rvw_- umiditatea volumic ă rezidual ă/ireductibil ă [L3/L3];
svw_- umiditatea volumic ă de satura ție [L3/L3];
h- presiunea capilar ă de drenaj [L col.H 2O];
dh- presiunea minim ă de drenaj [L col.H 2O];
λ- indicele de distribu ție al porilor [-].
Parametrii introdu și în modelul Brooks&Corey sunt:
• presiunea minim ă de drenaj (dh) care
sintetizeaz ă interac țiunea fluid-matrice
minerală;
• indicele de distribu ție al porilor (λ)
care înglobeaz ă efectul geometriei porilor
asupra rela ției presiune-umiditate.
Pentru calculul celor doi parametri se
liniarizeaz ă ecuația (3.66) într-un sistem
dublu logaritmic ( Fig.3.26 ):
λ−
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛= =−−
de
rv svrv v
hhSw ww w
_ __ (3.67)
( )d e h h S lg lg lg − −=λ (3.68)
e d S h h lg1lg lgλ− = (3.69)
în care Se –saturația efectiv ă.
Indicele de distribu ție al porilor se calculeaz ă din panta dreptei:
hSe
lglg 1
ΔΔ=−λ (3.70)
iar presiunea minim ă de drenaj (dh) este abscisa intersec ției dreptei cu 1 lg =eS
Modelul van Ghenuchten
Modelul van Ghenuchten (1980) propune pentru corela ția presiune-umiditate
relația:
()[]mn
Grv sv
rv v
hw ww w
⋅ +−+ =
α1_ _
_ (3.71)
cu parametrii Gnα, definiți cu relațiile ΔlgS e
Fig.3.26. Estimarea parametrilor
modelului Brooks&Corey lgS e 1,0 –
10-1-
lgh 10-2-
lgh d |
-101 | -10
2 | -10
0 Δlgh
141mn−=11 (3.72)
m
m
dGh−
⎟⎠⎞⎜⎝⎛− =111 21α (3.73)
în care m este parametrul elementar
estimat din curba presiune-umiditate.
Pentru estimarea parametrului van
Ghenuchten (m) este necesar ă o curbă
experimental ă presiune-umiditate pentru
presiuni cuprinse între 0 și –15000 cm
col.H 2O (Fig.3.27 ).
Cu ajutorul curbei experimentale se determin ă succesiv:
•
svw_- umiditatea volumic ă de satura ție
(pentru 0=h cm);
• rvw_- umiditatea volumic ă rezidual ă;
• poziția punctului P pe curba
experimental ă la umiditatea:
2_ _ rv sv
Pw ww+= (3.74)
• panta curbei experimentale în punctul P:
vwhSΔΔ= (3.75)
• panta adimensional ă în punctul P:
rv svPw wSS
_ _−= (3.76)
• parametrul m, cu ajutorul pantei adimensionale ( SP) și relațiile:
() ( )
()⎪⎩⎪⎨⎧
> + + −≤ < ⋅ − −
=1 ;025,01,0 5755,01)1 0 ; 8,0 exp1
3 2 P
P P PP P
SS S SS S
m (3.77)
Valoarea parametrului m este utilizat ă pentru calculul parametrilor n și Gα.
Pentru calculul parametrului Gαeste necesar ă și valoarea presiunii minime de
drenaj (hd) care se determin ă din curba presiune umiditate ( Fig.3.27 ).
Wv_s Wv_r hd h
[cm]
-100
0,0 -102 – -104 –
0,5 0,1
Wv [cm3/cm3]
Fig.3.27. Calculul parametrului van
Ghenuchten (m) Δh
Δwv
wP P
1423.3.3.2. În ălțimea de ascensiune capilar ă
Înlocuind în ecua ția lui Young – Laplace raza de curbur ă a meniscului
suprafeței libere ( R) cu raza tubului capilar ( r) (Fig.3.28 ) dată de ecua ția:
αcosrR= (3.78)
se obține înălțimea de ascensiune capilar ă (ch)
acrhγα σ
⋅⋅⋅=cos 2 (3.79)
în care
α este unghiul de umezire (la umezire complet ă
0=α și rR=).
aγ- greutatea specifica a apei;
Presiunea la suprafa ța meniscului, valabil ă
pentru un acvifer în stare static ă (Fig.3.29 ), este
negativă (c a c h P ⋅−=γ ), ea crescând o dat ă cu
adâncimea, pân ă la valoarea presiunii atmosferice
( 0=atP ), care corespunde suprafe ței
hidrostatice. Dependen ța lui ch de
granulozitate (prin intermediul diametrului
efectiv : efd) și de porozitate (n) poate fi
evaluată pentru roci nisipoase argiloase cu
relația lui Kozeny:
] ..[1 1446,02OHcolcmdnnh
efc ⋅−= (3.80)
Propriet ățile fizice ale apei
influențează mărimea tensiunii superficiale
și implicit a în ălțimii de ascensiune
capilară:
• creșterea temperaturii determin ă
scăderea lui h
c;
• creșterea mineraliza ție apei
determin ă creșterea lui hc.
În cazul mediilor permeabile poroase unde porii au forme neregulate, înălțimea de ascensiune capilar ă are valori foarte variate și de aceea zona saturat ă
situată întotdeauna deasupra liniei care marcheaz ă presiunea atmosferic ă are
grosime variabil ă. Variația înălțimii de ascensiune capilar ă este determinat ă de
succesiunea diametrelor și continuitatea acestora ( Fig.3.30 ):
• d
1<d2 atunci h1>h2 (Fig.3.30a și b);
• hc=h1 dacă h>h 1 (Fig.3.30c );
• hc=h dacă h2<h<h 1(Fig.3.30d );
• hc=h2 dacă h<h 2(Fig.3.30e );
• hc=h1 dacă h2>h(Fig.3.30f );
• hc=h2 dacă h>h 2 (Fig.3.30g ); Fig. 3.28 Echilibrul într-un tub
capilar α
hc hc r R
Fig.3.29. Detaliu privind ascensiunea
capilarã . Nivel
hidrostatic
()0= =atPP ch
P+ – P
143
Datorit ă neregularit ății formei porilor, corelat ă cu oscila ția nivelului
piezometric, zona de satura ție are dou ă grosimi extreme:
• maximă dacă se stabilizeaz ă după coborârea nivelului apelor
subterane ;
• minimă dacă se stabilizeaz ă după ridicarea acestuia.
În astfel de situa ții, la scara dimensiunii granulelor, suprafa ța liberă reală a
zonei capilare va fi foarte neregulat ă (Fig.3.30 ). La scara masivului permeabil,
această suprafață este apreciat ă ca orizontal ă, deci se ia în considerare o valoare
medie a în ălțimii de ascensiune capilar ă.
Fenomenul de ascensiune capilar ă poate fi studiat pentru nisipuri, în
laborator, cu ajutorul capilarimetrului (un tub vertical umplut cu nisip și imersat într-un
vas cu ap ă). În afar ă de valoare final ă ch, se mai calculeaz ă și viteza de
ascensiune capilară (cv), utilizându-se legea lui Darcy:
zzhKIKvc
c−⋅=⋅= (3.81)
unde
K- conductivitatea hidraulic ă a nisipului;
z- înălțimea de ascensiune capilar ă la diferite momente ale experimentului;
I- gradientul hidraulic.
Procedeul de calcul conduce la concluzia c ă viteza de ascensiune capilar ă
este maxim ă la începutul experimentului, dup ă care se reduce treptat. Timpul
necesar pentru a se ajunge la în ălțimea maxim ă de ascensiune capilar ă crește o
dată cu reducerea granulozit ății.
O caracteristic ă important ă a zonei de ascensiune capilar ă este varia ția
gradului de satura ție care permite separarea ei în dou ă zone:
• zona capilar ă saturat ă, unde gradul de saturare este unitar, și care poate
atinge chiar un sfert din în ălțimea total ă a zonei de ascensiune capilar ă
(Florea M.,1983);
• zona capilar ă nesaturat ă (la partea superioar ă a zonei de ascensiune
capilară) unde Sr<1.
Fig.3.30 . Înălțimea capilar ă în tuburi cu diametre variabile (dup ă
Pietraru V.,1977).
144
Valorile experimentale ale m ărimii
înălțimii de ascensiune capilar ă, date în
literatură pentru terenurile detritice au
variații importante determinate de
garanulozitate, gradul de neuniformitate
și porozitate; dac ă pentru pietri șuri h c
este de ordinul centimetrilor, pentru
nisipuri fine se ajunge la valori ce
depășesc un metru, iar în domeniul
argilelor se pot înregistra valori de câ țiva
metri ( Tabelul 3.9 ).
Apa capilar ă suspendat ă
Migra ția vertical-ascendent ă a apei infiltrate poate forma, în zona vadoas ă, în
anumite condi ții, mici acumul ări de apă capilară suspendat ă. Asupra coloanei de
apă capilară verticală acționează trei presiuni ( Fig.3.31 ):
• presiunea la suprafa ța
meniscului superior (cu
raza 1R):
112
Rp patσ⋅− = (3.82)
• presiunea la suprafa ța
meniscului inferior (cu raza
2R):
222
Rp patσ⋅− = (3.83)
• presiunea hidrostatic ă a
coloanei de ap ă din
capilar (cu în ălțimea h):
h pa h ⋅=γ (3.84)
Pentru a se realiza echilibru în coloana capilar ă trebuie ca :
hp p p = −2 1 ; hRpRpa at at ⋅=⋅+ −⋅− γσ σ
2 12 2 (3.85)
de unde rezult ă că:
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛− ⋅=
2 11 12R Rh
aγσ (3.86)
Tabelul 3.9. Valori ale în ălțimii de
ascensiune capilar ă
Roca hc [cm]
Nisipuri grosiere 2-12
Nisipuri mijlocii 12-35
Nisipuri fine-
făinoase 35-120
Prafuri 120-300
Argile prăfoase 300-400
Argile >400
1R
2R2p 1p
h
Fig.3.31. Apă capilară suspendat ă într-un por
capilar
145Deoarece h este pozitiv, trebuie ca și termenul drept al ecua ție să fie pozitiv, adic ă:
2 1
2 101 1R RR R< ⇔>⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛− (3.87)
Aceast ă condiție, ca raza meniscului superior (1R) să fie mai mic ă decât cea
a meniscului inferior (2R), poate fi realizat ă și în cazul unui capilar cu diametrul
constant în cazul unei sarcini piezometrice mari, dar mai frecvent se întâlne ște la
capilarele cu deschidere mai mare spre baz ă. Dacă alimentarea capilarului cre ște,
coloana de ap ă capilară se va m ări la hcu reducerea corespunz ătoare a razei 1R. În
continuarea fenomenului, meniscul inferior se poate aplatiza sau deveni convex
formându-se pic ături de ap ă. În cazul unei aliment ări suficiente, apa capilar ă
suspendat ă poate lua contact cu zona de ascensiune capilar ă.
Acest fenomen, descris la nivelul unui tub capilar se poate dezvolta în condi ții
favorabile pe suprafețe extinse , formându-se acumul ări semnificative de apă
capilară suspendat ă. Fenomenul apei capilare suspendate poate fi explicat și prin
variația pe orizontal ă a diametrului unui capilar, respectiv a razei meniscului în cadrul
aceluiași capilar.
Deplasarea orizontal ă a apei capilare
Se poate defini o
deplasare pe orizontal ă
a apei capilare
(Fig.3.32 ). Deoarece
RA>RB, rezult ă că
presiunile de la suprafa ța
meniscului în cele dou ă
zone vor respecta
inegalitatea (Silvan
A.,1967) care determin ă și
sensul de migrare a apei:
B
Bat
Aat A pRpRp p =⋅− >⋅− =σ σ 2 2 (3.88)
Saturația capilar ă, în
sens orizontal, a unui teren
poros-capilar trebuie pus ă pe
seama a șa-numitului sifon
capilar, care determin ă o viteză
de absorb ție capilar ă ce se
confundă cu viteza frontului de
umezire. Din fig.3.33 . rezultă că
proba de nisip uscat este în
contact cu apa în sec țiunea
inițială A iar sec țiunea final ă B
este în contact cu atmosfera
prin intermediul unui tub. În condițiile unei satura ții complete
se poate aplica legea lui Darcy: Fig.3. 32. Schemã pentru explicarea circula ției
capilare a apei pe orizontalã.
Fig.3.33 .Schema aparatului pentru studiul
saturației capilare pe orizontal ă
1-.nivelul apei; 2-tubul de leg ăturăcu atmosfera;
3-filtru de pietri ș; 4-sită; 5-tubul capilar; X- partea
din probă saturată cu a pă capilară.
146IK vna ⋅=⋅ (3.89)
XhhKdtdXnc 0+⋅= ⋅ (3.90)
∫ ∫⋅+⋅=2
12
10t
tcx
xdtnhhK XdX (3.91)
( )()01 2 2
12
22hhnttKX Xc−−⋅⋅= − (3.92)
unde
av- viteza de absorb ție capilar ă;
n- porozitatea total ă;
0h- presiunea capilar ă în centrul sec țiunii A.
Din rela ția finală se remarc ă dependen ța de gradul doi care exist ă între
lungimea satura ție capilare ( X) și timp ( t). Cu valorile înregistrate în timpul
experimentului se construie ște graficul X2=f(t) cu ajutorul c ăruia se poate determina
conductivitatea hidraulic ă (K) pe baza valorilor lui chmăsurate cu ajutorul tubului
capilar.
Pentru determinarea celor dou ă necunoscute ( K și ch), experien ța se poate
repeta în condi ții diferite: cu dou ă serii de valori pentru Xși t, obținându-se cele
două ecuații necesare. Ecua ția poate fi particularizat ă și pentru calculul timpului
necesar satur ării capilare a probei:
()chhKXnt+⋅⋅⋅=
02
2 (3.93)
Filtrarea capilar ă care succede fazei de satura ție capilar ă (Florea M.,1983),
determin ă tranzitul permanent al unui debit prin masivul poros-capilar, datorit ă
aceluiași fenomen de sifon capilar .
Saturația și filtrarea capilar ă pot avea o influen ță favorabil ă asupra
dezvoltării zonei de ascensiune capilar ă a acviferelor cu nivel liber. Dinamica zonei
capilare conduce la sporirea debitului total al acviferului, prin sporirea grosimii
acviferului cu grosimea zonei capilare saturate (ch⋅α unde α=0,25-0,30). h
Fig.3.34. Filtrarea capilar ă orizontal ă printr-un versant al unui lac de acumulare
(după Florea,M.N., 1983)
147 În alte situa ții influen ța este nefavorabil ă, cum este cazul pierderilor prin
exfiltrare din lacurile de acumulare unde fenomenul de filtrare capilar ă determin ă o
pierdere permanent ă de apă din lac, chiar în condi ții structurale nefavorabile.
Satura ția și filtrarea capilar ă se pot produce în cazul când ridicarea
structural ă maximă a anticlinalului fa ță de nivelul apei din lac ( h; Fig.3.34 ) are o
valoare mai mic ă în raport cu înălțimea de ascensiune capilar ă. Permanen ța
izvoarelor pe flancul din aval al anticlinalului justific ă fenomenul de filtrare capilar ă,
având ca unic ă sursă de alimentare lacul de acumulare.
3.3.4. Capacitatea de înmagazinare/cedare a acviferelor
Capacitatea de înmagazinare/cedare a acviferelor cu nivel liber și a
acviferelor sub presiune este rezultatul interac țiunii terenului permeabil și al apei și
este determinat ă de caracteristicile elastice ale apei și scheletului mineral precum și
de modific ările de presiune.
În terenurile saturate, sarcina piezometric ă creeaz ă presiune afectând
aranjamentul granulelor minerale și densitatea apei din pori.
Dac ă presiunea cre ște, scheletul mineral se destinde elastic iar dac ă aceasta
scade scheletul mineral se contract ă. În consecin ță la scăderea sarcinii piezometrice
datorită compresiunii exercitate de scheletul mineral se reduce porozitatea și apa
este cedată iar la creșterea sarcinii piezometrice apa
este înmagazinat ă.
Evaluarea capacit ății de înmagazinare/cedare
a acviferelor se face prin intermediul coeficien ților de
înmagazinare/cedare absolut ă (S) și eficace (eS)
definiți prin rela țiile (M.Albu, 1981; Fig.3.35 ):
() hnpS ⋅⋅∂∂= γ (3.94)
() hnpSe e ⋅⋅∂∂= γ (3.95)
în care
p- presiunea;
γ- greutatea specific ă;
n- porozitatea total ă;
en- porozitate eficace/activ ă (an);
h- grosimea saturat ă cu apă;
Gr
– forța de greutate;
Nr
– forță de reacțiune;
M- grosimea stratului permeabil.
Nr
M Gr
h
Fig.3.35. Solicitarea rocilor
saturate cu ap ă (după
M.Albu, 1981)
1483.3.4.1. Înmagazinare în acvifere cu nivel liber
În cazul înmagazin ării cu nivel liber ( Mh< ) porozitățile n și en se mențin
practic invariabile în raport cu presiunea pastfel încât coeficien ții de înmagazinare
devin:
n S=0 (3.96)
și
e en S=0 (3.97)
Porozitatea eficace numită și cedare specific ă (Theis, 1935, 1938) este
totdeauna mai mic ă decât porozitatea total ă corespunz ătoare fiec ărui tip de roc ă.
Valorile porozit ății eficace sunt cuprinse între 0,5% pentru n ămoluri și argile și 40%
pentru pietri șuri și bolovănișuri (Tabelul 3. 10 ).
Tabelul 3.10. Porozități eficace pentru diferite tipuri de roci (dup ă M.Albu, 1981)
Denumirea rocii Porozitatea
eficace (%) Sursa de informa ție
Nămoluri și argile 0,5-5,0 Castany, 1963
Crete 2,0-5,0 Castrany, 1963
Aluviuni
cu frac țiuni argiloase
de Buz ău 1,2-1,8 Constantinescu et al., 1971
de Rin 2,0-3,0 Castany, 1963
lipsite de frac țiuni argiloase 10,0-20,0 Castany, 1963
Nisipuri
cu frac țiuni argiloase 2,0-15,0 Castany, 1963
lipsite de frac țiuni argiloase 10,0-25,0 Castany, 1963
19,3 Avramescu et. al., 1971
Pietrișuri și bolovănișuri
cu frac țiuni argiloase 9,8 Constantinescu et. al., 1971
lipsite de frac țiuni argiloase 30,0-40,0 Castany, 1963
În acviferele cu nivel liber volumul de ap ă cedat se datoreaz ă în special
drenajului gravita țional și într-o mic ă măsură compresibilit ății orizontului acvifer.
Valoarea coeficientului de cedare al acviferelor nisipoase cu nivel liber are o
mare varia ție în timp motiv pentru care s-a propus (Nosova, O.N., 1962) utilizarea
mai multor parametri:
• coeficientul de cedare final ă (0n) a cărui valoare de calcul datorit ă
caracterului nepermanent al drenajului este totdeauna mai mic ă decât
valoarea sa real ă:
Maxwn n −=0 (3.98)
în care
n- hidrocapacitatea de satura ție egală cu porozitatea total ă;
Maxw – hidrocapacitatea molecular ă maximă.
• coeficientul de cedare a zonei capilare (cn) caracterizeaz ă starea medie
de drenaj a terenului în zona de ascensiune capilar ă, provocat ă de existen ța
suprafeței de depresiune și este definit ca diferen ță între hidrocapacitatea de
149saturație (n) și hidrocapacitatea capilar ă (w), considerat ă ca o valoare
medie pe toat ă înălțimea probei:
wn nc −= (3.99)
• coeficientul de cedare curent ('n) este dat de raportul dintre volumul de
apă cedat de la începutul procesului de drenaj pân ă la un moment dat și
volumul terenului drenat și este în func ție de timp;
• coeficientul de cedare superficial ă (0e sS n≅ ), utilizat în ecua țiile curgerii
nepermanente, este definit ca un raport între volumul de ap ă cedat într-un
interval de timp elementar și volumul terenului eliberat la coborârea suprafe ței
piezometrice și considerat conven țional drenat
Raporturile dintre capacitatea de cedare a acviferelor cu nivel liber și
porozitate sunt discutabile cel pu țin sub aspectul dependen ței umidit ății în stare
statică (sw) de gradientul hidraulic ( I):
• dacă prin porozitatea efectiv ă sau activ ă se înțelege acea parte din pori
ocupată de apa în mi șcare (ec.3.29) în cazul terenurilor nisipoase
dependen ța dintre sw și gradientul hidraulic ( I) este slab ă astfel încât se
poate considera c ă Max sw w= astfel încât se poate accepta c ă ann=0 ;
• în condi țiile unui regim uniform se poate estima o dependen ță a coeficientului
de cedare superficial ă de valoarea vitezei de coborâre a suprafe ței
piezometrice concretizat ă prin gradientul hidraulic și care la valori ale
acestuia cuprinse în intervalul )2,0 001,0( ÷ poate fi aproximat ă cu rela ția
semi-empiric ă (Nosova, O.N., 1962):
()I n ns −⋅ = 10 (3.100)
Pentru gradien ți hidraulici 001,0<I coeficientul de cedare superficial ă se
poate considera invariabil la gradientul hidraulic și egal cu coeficientul de cedare
finală (0n).
3.3.4.2. Înmagazinare în acvifere sub presiune
În cazul înmagazin ării sub presiune ( Mh= ) variația greutății specifice, a
porozității totale și efective și a grosimii acviferului datorate varia ției presiunii nu pot fi
neglijate, expresia coeficientului de înmagazinare fiind (Jacob 1940, 1950; Cooper
1966):
() M n g Sapa ⋅⋅+ ⋅ = β α ρ ; ][− (3.101)
în care
apaρ- densitatea apei [3 3/:/ mkgLM ];
g- accelera ția gravita țională [2 2/:/ smTL ];
α- compresibilitatea scheletului mineral [ )//(1: //12 2mN LTM ];
n- porozitatea total ă [3 3/LL ];
β- compresibilitatea apei [ )//(1: //12 2mN LTM ]
M- grosimea acviferului [ mL:].
150 Raportat la unitatea de grosime a acviferului coeficientul de înmagazinare
poartă denumirea de coeficient specific de înmagazinare (sS) și reprezint ă
cantitatea de ap ă pe unitatea de volum acviferului care este înmagazinat ă/cedată
datorită creșterii/reducerii unitare a presiunii:
( )β α ρ ⋅+ ⋅ = n g Sapa s (3.102)
Valorile coeficientului specific de înmagazinare sunt exprimate în [ L/1] de
regulă metru/1 și sunt cuprinse în intervalul 3 510 10− −÷1−m.
Coeficientul de înmagazinare/cedare ( S) este util pentru evaluarea resursei
elastice a acviferelor, important ă pentru acvifere sub presiune cu extindere
regional ă și presiuni mari . Resursa elastic ă (eW) a acestor acvifere se estimeaz ă
cu relația:
VHS We ⋅Δ⋅= (3.103)
în care
HΔ- reducerea medie de sarcin ă piezometric ă [mL:];
V- volumul în care se produce reducerea de sarcina piezometric ă HΔ [2 2:mL ];
Rela ția (3.100) poate fi aplicat ă pentru un acvifer sub presiune, omogen din
punct de vedere al caracteristicilor hidrofizice, cu grosime constant ă (M) și fără
dinamică inițială (nivelul piezometric orizontal în fig. 3.36 ).
Reducerea de nivel (0s) poate fi produs ă în acvifer de un foraj din care se
pompeaz ă un
debit
constant iar
reducerea medie pe zona de influență a
pompării cu
raza (
R)
este HΔ.
Supra
fața pe care
se resimte
reducere
sarcinii
piezometrice
(Ω) este în
această
situație aria
cercului cu rază
R, iar
volumul ( V)
supus
destinderii elastice este cel al cilindrului cu baza Ω și înălțimea ( M) calculat cu
relația:
MR M V ⋅⋅=⋅Ω=2π (3.104)
HΔ
M Ω0sR
Fig.3.36 . Elementele geometrice necesare estim ării
resursei elastice pentru zona de influen ță a unui foraj
de pompare
1503.3.5. Conductivitatea hidraulic ă
Conductivitatea hidraulic ă (K) este un parametru global al capacit ății de
circulație a apei subterane prin terenurile permeabile. Conductivitatea hidraulic ă a
acviferelor depinde în principal de porozitate și de caracteristicile apei
(vâscozitate, greutate volumic ă etc.).
Acest parametru global care în general caracterizeaz ă capacitatea unui
anumit mediu de a permite circula ția unui anumit fluid în condiții hidrodinamice
standard a fost introdus ca factor de propor ționalitate în legea lui Darcy care este
utilizată pentru evaluarea curgerii apelor subterane.
Pentru conductivitatea hidraulic ă, în literatura de specialitate sunt
echivalen ți termenii (A.Silvan, 1967):
• coeficient de filtrare;
• coeficientul lui Darcy,
• coeficientul de permeabilitate al lui Darcy;
• coeficient de hidroconductivitate .
Legea lui Darcy , stabilită experimental (în jur de 1856, pe baza studiilor
experimentale asupra aliment ării cu apă din Dijon, Fran ța), arată că debitul de fluid
(Q) filtrat laminar printr-un mediu granular saturat este propor țional cu reducerea
sarcinii piezometrice ( hA-hB) prin mediul respectiv și invers propor țional cu lungimea
drumului parcurs ( L; Fig.3.37 ). Debitul filtrat este de asemenea propor țional cu
secțiunea de curgere ( Ω- secțiunea
transversal ă a tubului umplut cu material
granular saturat cu ap ă de lungime L),
iar conductivitatea hidraulic ă (K) este
utilizată ca factor de propor ționalitate în:
⎟
⎠⎞⎜
⎝⎛−⋅Ω⋅−=Lh hK QB A (3.105)
Introducând nota țiile: Ω=Qv (v – viteză
de filtrare) și Lh hIB A−= (I – gradient hidraulic) se ajunge la forma cunoscut ă a
legii lui Darcy:
IKv ⋅= (3.106)
din care rezult ă semnifica ția fizică atribuită în mod curent conductivit ății hidraulice și
anume : viteză de filtrare la un gradient hidraulic unitar .
Conductivitatea hidraulic ă (K) este un parametru complex determinat de:
• permeabilitatea intrinsec ă a formațiunilor geologice (
pK);
• propriet ățile fizice ale apei ( γ,μ);
• gradul de saturare a forma țiunilor (vw).
Pentru o forma țiune geologic ă granular ă cu permeabilitatea intrinsec ă Kp,
saturată cu un fluid cu greutatea specific ă γ și vâscozitatea dinamic ă μ,
conductivitatea hidraulic ă K este definit ă de relația:
μρ
μγ gdC KKp⋅⋅⋅=⋅ =2 (3.107) hA
LhB A B
Q
Q
Fig.3.37. Experimentul lui Darcy
151în care deste diametrul particulei caracteristice (de cele mai multe ori fiind echivalat
cu diametrul 10d).
Conductivit ățile hidraulice ale forma țiunilor geologice saturate sunt în func ție
de granulozitatea depozitelor și au un domeniu de varia ție larg, de la 1 pân ă la 10-6
cm/sec ( Tabelul 3.11 ).
Conductivit ățile hidraulice ale sedimentelor neconsolidate saturate sunt
cuprinse între 10-9 cm/sec pentru argile și 1 cm/sec pentru pietri șuri sortate ( tabelul
3.12).
Tabelul 3.11. Valori medii ale conductivit ății hidraulice și ale coeficientului de
permeabilitate
Conductivitatea
hidraulică (K) pentru
ape cu mineraliza ție
redusă la C t020=
Coeficientul de
permeabilitate (pK) Grupa
Caracterizarea rocii
[m/zi] [cm/sec] cm2 darcy
I Roci cu permeabilitate
foarte mare
(bolovănișuri și pietrișuri
cu nisipuri grosiere,
calcare puternic
carstifiate și roci intens
fisurate)
1000 100÷
și mai
mare
16,112,0÷
56
102,1102,1
−−
⋅÷ ×
1160 116÷
II Roci cu permeabilitate
mare (bolov ănișuri și
pietrișuri colmatate cu
nisip fin, nisipuri
grosiere, roci carstifiate
și fisurate)
100 10÷
12,0012,0 ÷
67
102,1102,1
−−
⋅÷ ×
1166,11÷
III Roci permeabile
(bolovănișuri și pietrișuri
colmatate cu nisip fin și
parțial cu argil ă, nisipuri
mijlocii și fine, roci slab
carstifiate și puțin
fisurate)
101÷
23
102,1102,1
−−
×÷ ×
78
102,1102,1
−−
⋅÷ ×
6,116,1÷
IV Roci slab permeabile
(nisipuri f ăinoase,
nisipuri argiloase, roci cu
fisurație fină, loessuri
etc.)
0,11,0÷
34
102,1102,1
−−×÷ ×
89
102,1102,1
−−
⋅÷ ×
16,112,0÷
V Roci foarte slab
permeabile (argile
nisipoase, prafuri, roci
foarte slab fisurate)
1,0 001,0 ÷
46
102,1102,1
−−
×÷ ×
89
102,1102,1
−−
⋅÷ ×
13
102,1102,1
−−
×÷ ×
VI Roci practic
impermeabile (argile,
marne, roci masive)
001,0<
6102,1−× <
11102,1−× <
3102,1−× <
152
Pentru forma țiunile geologice nesaturate , valoarea conductivit ății hidraulice
nu mai este o constant ă a forma țiunii. Conductivitatea hidraulic ă a forma țiunilor
nesaturate se modific ă în funcție de umiditate .
În general într-o forma țiune geologic ă nesaturat ă un fluid se deplaseaz ă cu
atât mai u șor cu cât umiditatea formațiunii este mai mare:
K~vw (3.108)
Valoarea maxim ă a conductivit ății hidraulice se atinge la saturarea cu ap ă a
formațiunii. Rela ția dintre conductivitatea hidraulic ă a unei forma țiuni geologice
nesaturate și umiditate se determin ă experimental și este influen țată de sensul în
care se modific ă umiditatea
(este prezent fenomenul de
“histerezis”).
Fenomenul de histerezis face ca o anumit ă
formațiune geologic ă să aibă
aceeași conductivitate
hidraulică (K(w
v)) la dou ă
umidități diferite ( wv1, wv2),
după cum una dintre ele a fost
atinsă prin cre șterea umidit ății
(Umezire ) iar cealalt ă prin
scăderea ( Uscare ) acesteia
(Fig.3.38; vezi paragraful
3.3.3.).
3.3.5.1. Parametri hidraulici deriva ți din conductivitatea hidraulic ă
Legea lui Darcy în care este definit ă conductivitatea hidraulic ă se bazeaz ă
pe experimente f ăcute asupra unei curgeri unidimensionale într-un mediu izotrop .
Majoritatea forma țiunilor permeabile sunt îns ă anizotrope .
Stratele sedimentare formate din nisip sau argile nisipoase, de regul ă
stratificate orizontal, au o conductivitate hidraulic ă pe direc ția orizontal ă mult mai
mare decât cea pe verticală. Aceeași situație se întâlne ște în aluviuni constituite din
alternanțe de nisip, pietri ș și lentile argiloase. Pentru astfel de forma țiuni permeabile
(anizotrope) orientarea gradientului hidraulic diferă de cea a vitezei de curgere :
curgerea se orienteaz ă paralel cu direc ția de conductivitatea hidraulic ă maximă
(§.5.2.3.2 ; Fig.5.21 ).
Generalizarea legii lui Darcy pentru un spa țiu tridimensional anizotrop se
face prin luarea în considerare a propriet ăților tensoriale ale conductivit ății hidraulice Tabelul 3.12. Permeabilit ăți și conductivit ăți hidraulice ale depozitelor
sedimentare neconsolidate (dup ă C. W. Fetter, 1994).
Tipul forma țiunii Permeabilitate intrinsec ă
(Kp) [darcy] Conductivitate hudraulic ă
(K) [cm/sec]
Argilă 10-6 – 10-3 10-9 – 10-6
silt, silt nisipos 10-3 – 10-1 10-6 – 10-4
nisip argilos, nisip fin 10-2 – 1 10-5 – 10-3
nisip sortat 1 – 102 10-3 – 10-1
pietriș sortat 10 – 103 10-2 – 1
K(w v)wv
K(w v) wv1 Umezire Uscare
Fig.3.38. Efectul sensului de varia ție al umiditã ții
asupra valorii conductivitã ții hidraulice 2vw
153(5.16) și (5.17). În hidrostructuri neomogene și anizotrope, pentru evaluarea funcției
conductoare a acviferelor (§.4.1.1.2 ) sunt defini ți parametri rezulta ți din combinarea
componentelor tensorului conductivit ății hidraulice cu elementele geometrice ale
acviferelor și direcțiile de curgere ale apelor subterane:
• conductan ța (C) ;
• transmisivitatea (T);
• coeficientul de drenan ță (dK).
Conductan ța
Conductan ța este parametrul hidraulic al acviferelor, definit pentru o anumit ă
prismă de teren permeabil și pentru o anumit ă direcție de curgere . Într-un mediu
anizotrop caracterizat prin
trei direc ții principale ale
conductivit ății hidraulice,
conductan ța prismei de
teren permeabil va fi
diferită pe cele trei direc ții.
Conductan ța este
produsul conductivit ății
hidraulice și a secțiunii
de curgere a apelor
subterane (sec țiune
transversal ă pe direc ția de
curgere) raportat la
lungimea liniei de curent .
În func ție de
direcția de curgere și
elementele geometrice ale
prismei permeabile
(Fig.3.39 ) relațiile de
definiție ale conductan ței
sunt:
• pentru o curgere orizontal ă într-o prism ă de lățime b și grosime M:
LbT
LbMK
LKCorizontala ⋅=⋅⋅=Ω⋅= (3.109)
în care
orizontalaΩ – secțiunea de curgere (transversal ă curgerii orizontale: bMorizontala ⋅ = Ω );
T este transmisivitatea în direcția curgerii;
L- lungimea liniei de curent;
• pentru o curgere vertical ă prin aceea și prismă:
()la transversa d dverticalaKbL KMbLK
MKC Ω⋅ =⋅⋅ =⋅⋅=Ω⋅= (3.110)
în care
Direcție de curgere
orizontal ă a apelor
subterane
Fig.3.39 . Elementele utilizate pentru definirea
conductan ței într-o prism ă de conductivitate K K
L Direcția de curgere
verticală a apelor
subterane
154verticalaΩ secțiunea de curgere (transversal ă curgerii verticale: bLverticala ⋅= Ω );
dK – coeficient de drenan ță, dacă prisma prin care se face transferul vertical de
apă subteran ă este un teren semipermeabil prin care se face leg ătura unui acvifer
cu alte acvifere situate mai sus sau mai jos în hidrostructur ă.
Transmisivitatea
Transmisivitatea este utilizat ă pentru
evaluarea poten țialului de debitare a unui
acvifer în condi ții hidrodinamice standard
(gradient hidraulic unitar și secțiune de
curgere unitar ă).
Transmisivitatea (T) unui acvifer
este numeric egal ă cu debitul (Q) care
traverseaz ă secțiunea unitar ă (Ω) a
acestuia la un gradient hidraulic unitar (I)
(Fig.3.40 ):
MK MIK vQT ⋅=⋅⋅⋅=Ω⋅== 1 (3.111)
în care
v- viteza de curgere a apelor subterane, de-
a lungul liniilor de curent paralele cu
acoperișul și culcu șul acviferului sub
presiune, estimat ă cu legea lui Darcy (3.102)
cu:
L HLHI Δ=Δ=ΔΔ= ;1 (3.112)
Ω- secțiunea unitar ă a acviferului, orientat ă perpendicular pe direc ția de curgere:
1⋅ =ΩM (3.113)
M- grosimea acviferului sub presiune [L].
În cazul acviferelor neomogene (cu varia ția în spa țiu a conductivit ății
hidraulice), atât pentru acviferele cu nivel liber cât și pentru acviferele sub
presiune cu grosime variabil ă, transmisivitatea se evalueaz ă prin produsul dintre
conductivitatea hidraulic ă medie și grosimea medie.
Fiind definit ă în condi ții hidrodinamice standard (gradient hidraulic unitar și
secțiune de curgere unitar ă)
transmisivitatea este utilizat ă
pentru compararea poten țialului
acviferelor. Exist ă o clasificare a
orizonturilor acvifere în func ție
de valoarea transmisivit ății
(Tabelul 3.13 )
Tabelul 3.13 . Clasificare a poten țialului
acviferelor (Gheorghe A., 1974)
Potențial acvifer Transmisivitatea
[m3/m.zi]
Puternic >500
Mijlociu 50…500
Slab 5…50
Foarte slab 0,5…5
Neglijabil <0,5
M 1
ΔH
ΔL
Fig. 3.40. Transmisivitatea unui
acvifer sub presiune cu grosime M
(ΔH=ΔL; Mx1: sec țiune unitar ă). Profil
piezometric
QT=
155Coeficientul de drenan ță
Neomogenitatea și anizotropia conductivit ății hidraulice precum și diferențele
de presiune între acviferele hidrostructurilor determin ă apariția fenomenului de
drenanță. Drenanța este transferul pe vertical ă al apei subterane prin strate cu
conductivitate hidraulic ă redusă (semipermeabile) între orizonturile acvifere ale unei
hidrostructuri.
Pentru alimentări cu ap ă potabilă sau pentru exploatarea apelor
termominerale drenanța poate:
• reduce/cre ște resursele de ap ă subteran ă exploatabile din hidrostructur ă;
• produce modific ări calitative ale apei exploatate dintr-un acvifer prin
amestecul cu ape drenate din alte acvifere.
Drenan ța se manifest ă cu intensitate redus ă în regim hidrodinamic natural,
datorită diferențelor mici de sarcin ă piezometric ă între acvifere și poate fi amplificat ă
de exploatarea acviferelor prin pomp ări care cresc diferen țele de sarcin ă
piezometric ă între acvifere. În cazul asecării zăcămintelor de minerale utile
drenanța poate avea intensitate mare datorită reducerilor de nivel mari; în aceste
condiții, viteza de asecare este redus ă datorită aportului însemnat de ap ă provenit
prin drenan ță din orizonturile acvifere învecinate.
Sensul curgerii pe vertical ă a apelor drenate între acvifere este determinat
de relația dintre sarcina piezometric ă a acviferelor aflate în comunicare hidraulic ă
(Fig.3.41 ):
• descendent , dacă sarcina piezometric ă a acviferului superior (n-1) este mai
1+nKnK1−nK'
1K
1−nH
0± nH1+nH1m
2m '
2K
Fig.3.41. Alimentarea prin drenan ță în regim natural a unui acvifer sub presiune (n)
prin acoperi ș, dintr-un acvifer cu nivel liber (n-1) și prin culcu ș, dintr-un acvifer sub
presiune (n+1). )1(−n
)(n
()1+n
156mare decât a acviferului inferior (n): (n n H H >−1 );
• ascendent , dacă sarcina piezometric ă a acviferului superior (n) este mai
mică decât a acviferului inferior (n+1): (1+ <n nH H ).
Intensitatea drenan ței este direct propor țională cu diferența de sarcin ă
piezometric ă dintre acviferele care comunic ă prin drenan ță fiind condi ționată și de:
• grosimea stratului semipermeabil ( m);
• conductivitatea hidraulic ă a stratului semipermeabil ( 'K);
Cei doi parametrii ai stratului semipermeabil ( ',Km ) sunt utiliza ți pentru a
defini coeficientul de drenan ță (dK) cu relația:
mKKd'= (3.114)
în care
'K-conductivitatea hidraulic ă a stratului semipermeabil;
m- grosimea stratului semipermeabil.
Sensul și intensitatea drenanței pot fi modificate semnificativ de exploatarea
acviferelor prin reducerea sarcinii piezometrice a acviferului exploatat ( Fig.3.42 ).
1+nKnK1−nK
1−nH
0± nH1+nH1m
2m '
2K
Fig.3.42. Modificarea sensului și intensitătii aliment ării prin drenan ță a unui acvifer sub
presiune (n) din care se exploateaz ă apă printr-un foraj. )1(−n
)(n
)1(+nnM '
1Ka a’ b b’
()1−n
157Crearea unei zone de depresiune în jurul forajului care pompeaz ă un debit din
acviferul principal (n) determin ă formarea a dou ă zone concentrice:
• zona central ă, cu diametrul aa’ , în care:
o acviferul (n-1) alimenteaz ă acviferul principal (n) iar intensitatea
drenanței între ele este maxim ă lângă foraj (unde denivelarea este
maximă) și nulă pe verticala intersec ției nivelului piezometric al
acviferelor (n ) și (n-1) (pe verticalele a și a’);
o acviferul (n+1) alimenteaz ă acviferul principal (n) iar intensitatea
drenanței între ele este maxim ă lângă foraj și se reduce propor țional
cu reducerea denivel ării create în acviferul (n);
• zona exterioar ă, cu diametrul maxim bb’, în care :
o acviferul (n-1) este alimentat de acviferul principal (n) cu o intensitate
care crește de la zero (pe limita zonei centrale cu diametrul aa’) spre
valoarea maxim ă atinsă la limita zonei de influen ță a pomp ării (pe
verticalele b și b’);
o acviferul (n+1) alimenteaz ă acviferul principal (n) cu o intensitate care
descrește până la limita zonei de influen ță a pompării.
În exteriorul zonei de influen ță a pomp ării sensul și intensitatea drenan ței
corespund regimului hidrodinamic natural ( Fig.3.41 și 3.42 ).
Modelele utilizate pentru estimarea drenan ței lucreaz ă în contextul unor
schematiz ări ale condi țiilor hidrogeologice care presupun c ă:
• orizonturile acvifere subordonate (Fig.3.40: (n-1) și (n+1)) asigur ă o presiune
constant ă pe suprafa ța de contact cu stratele semipermeabile;
• curgerea este bidimensional ă (vertical ă prin stratele semipermeabile și
orizontal ă în acvifere, deoarece diferen ța dintre K și 'K este foarte mare);
• filtrarea vertical ă prin orizonturile semipermeabile se face f ără cedarea apei
conținute în acestea.
Parametrul particular al modelelor curgerii neconservative a apelor subterane
este factorul de drenan ță (B) definit cu rela ția:
2'
2
1'
1
mK
mKMKBn n
+⋅= (3.115)
în care pentru un acvifer (n) alimentat prin drenan ță din acoperi ș și culcuș (Fig.3.40 ):
nK- conductivitatea hidraulic ă a acviferului principal ((n): alimentat prin drenan ță);
nM- grosimea acviferului principal (n);
'
2'
1,KK – conductivit ățile hidraulice ale stratelor semipermeabile din acoperi șul și
culcușul acviferului principal (n);
2 1,mm – grosimile stratelor semipermeabile din acoperi șul și culcușul acviferului
principal (n);
În cazul aliment ării prin drenan ță numai din culcu ș sau acoperi ș relația
(3.111) devine:
• pentru alimentare numai din acoperiș ( 0'
2=K ):
1
1'
1 dn n n
KT
mKMKB =⋅= (3.116)
158• pentru alimentare numai din culcuș ( 0'
1=K )
2
2'
2 dn n n
KT
mKMKB =⋅= (3.117)
în care
nT- transmisivitatea acviferului principal (n);
2 1,d dKK – coeficientul de drenan ță al stratelor semipermeabile din acoperi șul și
culcușul acviferului principal.
Factorul de drenan ță este invers propor țional cu intensitatea fenomenului de
drenanță (pentru B>10000m debitul transferat prin drenan ță este neglijabil) și este
utilizat pentru estimarea conductivit ății hidraulice a stratelor semipermeabile, cu
conductivit ăți foarte reduse (de ordinul 10-5 m/zi).
Pentru evaluarea coeficientului de drenan ță și a factorului de drenan ță este
necesar s ă se măsoare diferența de sarcin ă piezometric ă dintre acvifere și să se
cunoască debitele exploatate și transmisivit ățile celor dou ă acvifere (Gheorghe, A.,
1977, Pietraru, V., 1997).
3.3.5.2. Estimarea conductivit ății hidraulice
Conductivitatea hidraulic ă se determin ă:
• în laborator , cu ajutorul formulelor empirice și a permeametrelor;
• in situ prin intermediul testelor hidrodinamice .
Determin ările din laborator , ieftine și rapide, sunt afectate de erori de scar ă
ce reduc reprezentativitatea rezultatelor ob ținute. Aceste metode sunt folosite pentru
estimarea ordinului de m ărime al conductivit ății hidraulice.
Testele hidrodinamice realizate in situ permit estimarea unor valori
reprezentative ale conductivit ății hidraulice pentru volume mari de roci, aflate în
domeniul de influen ță al experimentelor (pomp ări, injecții, reveniri etc.).
Pentru ambele categorii de metode, prima problem ă care trebuie rezolvat ă
este determinarea volumului elementar reprezentativ (VER) pentru care se
realizeaz ă determinarea conductivit ății hidraulice. Determinant ă pentru corectitudinea
rezultatelor ob ținute, alegerea VER-ului se face de cele mai multe ori în func ție de
dimensiunea aparaturii disponibile, în cazul metodelor de laborator, sau de
capacitatea utilajelor de pompare, în cazul testelor in situ. În aceste condi ții efectul
instrumentului asupra rezultatelor determin ărilor este important și în acela și timp greu
de estimat.
Pentru eliminarea efectului
dimensiunii e șantionului asupra
reprezentativit ății conductivit ății
hidraulice determinate este necesar ă
realizarea determin ărilor pe e șantioane
de dimensiuni diferite ( d1, d2, d3 etc.) și
raportarea acestora la valorile ob ținute
(K1, K 2, K 3 etc.) pân ă la identificarea
dimensiunii adecvate de probare
(Fig.3.43 ). Dimensiunea VER este
dimensiunea minim ă de la care orice
creștere a dimensiunii probei nu mai
influențează valoarea conductivit ății hidraulice determinate. Fig.3.43 . Dimensiunea volumului
elementar reprezentativ K1 K2 K 3 d1 d2 d3 Dimensiunea VER
159
Formule empirice
Utilizarea formulelor empirice se bazeaz ă pe rezultatele analizelor
granulometrice și pe propriet ățile fizice ale apei. Domeniul de aplicabilitate al
formulelor empirice este limitat la forma țiunile sedimentare neconsolidate de tipul
nisipurilor medii și fine, al argilelor nisipoase.
Structura general ă a formulelor empirice este:
2
edCK ⋅= (3.118)
în care
C – coeficient care depinde de porozitatea și omogenitatea formațiunilor
ed – diametrul efectiv al probei (în general diametrul frac țiunii granulometrice ce
reprezint ă 10% din prob ă, determinat pe curba granulometric ă cumulativ ă).
Exist ă numeroase formule empirice stabilite pentru diferite categorii de
sedimente neconsolidate ( Hazen, Slichter, Zamarin, Sheperd etc.).
Formula lui Hazen
Formula lui Hazen este valabil ă pentru curgerea laminar ă în nisipuri
uniforme (U<5) cu diametrul efectiv 0,01mm< de<3 mm și are forma:
( )t dCKe ⋅ + ⋅= 03,0 70,02 (3.119)
în care
K– conductivitatea hidraulic ă [m/zi]
C – coeficient adimensional care depinde de
porozitatea total ă a sedimentului și omogenitatea
acestuia:
()26 40 400 −⋅ + = n C (3.120)
n– porozitatea total ă [-]
ed– diametrul efectiv în cazul nisipurilor omogene
(U<5) este diametrul granulelor corespunz ător fracțiunii
de 10% pe curba granulometric ă cumulativ ă [mm];
U – grad de neuniformitate [-];
t – temperatura apei [oC]
Formula lui Slichter
Formula lui Slichter este valabil ă pentru nisipuri fine,
omogene (U<5) și neomogene (U>5) cu 0,01 mm < d
e
< 5 mm și are forma:
μ13,882⋅⋅⋅ = md Ke (3.121)
în care
K– conductivitatea hidraulic ă [m/zi]; Tabelul 3.14 .Numărul
lui Slichter
Nr. n[%] m[-]
1 26 0,01187
2 27 0,01350
3 28 0,01517
4 29 0,01684
5 30 0,01905
6 31 0,02122
7 32 0,02356
8 33 0,02601
9 34 0,02878
10 35 0,03163
11 36 0,03473
12 37 0,03808
13 38 0,04154
14 39 0,04524
15 40 0,04922
16 41 0,05339
17 42 0,05789
18 43 0,06267
19 44 0,06776
20 45 0,07295
21 46 0,07838
22 47 0,08455
160de – diametrul echivalent al granulelor care pentru:
• nisipuri omogene (U<5) :
de=d10 (3.122)
• nisipuri neomogene (U>5):
∑∑ ⋅
=n
iN
i i
e
gdg
d
11 (3.123)
ig– fracțiunea granulometric ă [-];
id – diametrul mediu al frac țiunii granulometrice ig [mm];
N – numărul de frac țiuni granulometrice [-];
m – numărul lui Slichter, în func ție de porozitatea total ă (n) (Tabelul 3.14 ) [-];
μ – vâscozitatea dinamic ă [poise].
Formula lui Zamarin
Formula lui Zamarin se aplic ă pentru nisipuri din toate categoriile
granulometrice (fine, medii și grosiere):
()2 2
215572Zda
nnK ⋅⋅
−⋅ = (3.124)
în care
K– conductivitatea hidraulic ă [m/zi];
n – porozitatea total ă [-];
a– coeficient adimensional care cuantific ă efectul apei legate fizic [-]:
n a ⋅− = 5,1 275,1 (3.125)
zd – diametrul echivalent [mm]:
∑ ⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
−+⋅=
+
+N
ii
i iiZ
dd
d dg
dgd
21
1 11ln23100 (3.126)
1g– fracțiunea granulometric ă cea mai fin ă [%];
1d– diametrul mediu al frac țiunii granulometrice 1g [mm];
1+id – diametrul superior al frac țiunii granulometrice ig [mm];
id – diametrul inferior al frac țiunii granulometrice ig [mm];
Utilizarea formulelor empirice pentru estimarea conductivit ății hidraulice este
limitată la terenuri permeabile cu granulozitate fin ă și medie, iar valorile ob ținute sunt
orientative, utile doar în cercetarea preliminar ă a acviferelor.
De cele mai multe ori evalu ările conductivit ății hidraulice realizate cu formule
empirice se completeaz ă cu valori ale conductivit ății hidraulice determinate în
laborator cu ajutorul permeametrelor.
161Permeametre
Permeametrele sunt dispozitive care permit estimarea conductivit ății
hidraulice a sedimentelor neconsolidate sau a rocilor în condi ții hidrodinamice
controlate (gradient hidraulic constant sau gradient hidraulic variabil).
Principiul determin ărilor const ă în evaluarea ritmului în care un volum
cunoscut de ap ă se filtreaz ă printr-o proba de dimensiuni cunoscute.
Permeametru cu gradient hidraulic constant
Permeametrul cu gradient hidraulic
constant ( Fig.3.44 ) permite m ăsurarea
intervalului de timp t în care un volum de
apă Vtraverseaz ă o probă de lungime L
și secțiune A, sub o sarcină hidraulic ă
h.
Debitul mediu (Q) care traverseaz ă
proba în intervalul de timp t se exprim ă
ca produs între viteza de filtrare Darcy
( )/(LhKIKv ⋅=⋅= ) și secțiunea probei
(A):
ALhKtVQ ⋅⋅== (3.127)
expresie din care rezult ă relația cu care se
calculeaz ă conductivitatea hidraulic ă:
htALVK⋅⋅⋅=
(3.128)
Permeametru cu gradient hidraulic variabil
Permeametrul cu gradient hidraulic variabil
(Fig.3.45 ) este utilizat frecvent pentru rocile coezive cu
conductivitate hidraulic ă redusă. Volumul de ap ă
care traverseaz ă proba este mult mai mic și este mai
greu de m ăsurat. În aceste condi ții, în timpul
experimentului se m ăsoară reducerea nivelului
piezometric (de la un nivel ini țial ho la un nivel oarecare
h măsurat la un moment t).
Debitul de ap ă (q1) care este drenat din tubul
piezometric în camera unde se afl ă proba este
produsul dintre secțiunea tubului (At) și reducerea
sarcinii piezometrice în timp (-dh/dt; cu “minus”
deoarece timpul t și sarcina piezometric ă h sunt invers propor ționale):
dtdhA qt⋅−=1 (3.129)
Debitul (q2) care este drenat prin prob ă este produsul dintre viteza de filtrare
Darcy și secțiunea probei (Ap): L h
Q
Fig.3.44. Permeametru cu
sarcinã piezometricã constantã
placã poroasã
probã Prea plin
Lh ho
Qdt
Fig.3.45. Permeametru cu
sarcină piezometric ă variabilă
placă poroasă dp
proba
162
LhKA qp ⋅⋅ =2 (3.130)
Curgerea fiind nesta ționară și conservativ ă, cele dou ă debite sunt egale și
prin egalarea lor (3.94 și 3.95) se ob ține ecua ția:
dtdhALhKAt p ⋅−=⋅⋅ (3.131)
care integrat ă de la t = 0 la t = 1 cu condi ția inițială h = h
0 la t = 0 se obține:
hh
tALAK
pt 0ln⋅⋅⋅= (3.132)
Dac ă cele dou ă secțiuni sunt circulare, raportul lor este egal cu raportul
pătratelor diametrelor astfel c ă ecuația (3.97) poate fi scris ă sub forma:
hh
tdLdK
pt 0
22
ln⋅⋅⋅= (3.133)
care este utilizat ă pentru calculul conductivit ății hidraulice.
În utilizarea ambelor tipuri de permeametre o aten ție deosebit ă trebuie
acordată:
• saturării complete a probei deoarece bulele de aer reduc sec țiunea de
curgere a fluidului și rezultă o subevaluare a conductivit ății dacă proba este
nesaturat ă;
• etanșării spațiului dintre prob ă și pereții permeametrelor pentru a evita
infiltrarea apei prin acest spa țiu (neetan șarea conduce la supraevaluarea
conductivit ății hidraulice a probei).
Teste hidrodinamice in situ
Testele hidrodinamice in situ presupun realizarea grupurilor experimentale constituite dintr-un foraj central (F
0) și unul sau mai multe foraje de
observa ție/piezometre (P1, P2)
Forajul central este utilizat pentru pomparea apei din acvifer sau injectarea
apei în acvifer (Q- debitul pompat; Fig.3.46 ).
Forajele de observa ție sunt utilizate pentru a m ăsura efectul produs de
operațiunile executate în forajul central (pomp ări sau injec ții).
Testele hidrodinamice in situ au avantajul c ă permit estimarea conductivit ății
hidraulice pentru volume mari (V) de roc ă, și prin aceasta de cele mai multe ori sunt
reprezentative.
Calculul conductivit ății hidraulice se face pe baza:
• evoluției în timp a nivelului piezometric m ăsurat în forajul central și forajele
de observa ție (pentru regimul de curgere nesta ționar);
• distribuției în spa țiu a nivelului piezometric în zona de influen ță a pomp ării
(efect m ăsurat în forajul central și forajele de observa ție pentru regimul de
curgere sta ționar).
163Testele hidrodinamice, de o mare diversitate, pot fi grupate în:
• pompări (în regim nesta ționar
și staționar);
• încerc ări punctuale prin:
o absorb ție: metoda
Lefranc;
o injecție: metoda
Lugeon;
• încerc ări cu dispozitiv special
(cu paker);
• determinare prin vitez ă reală
(cu ajutorul trasorilor).
Conductivit ățile hidraulice
calculate reprezint ă valori medii pentru
întregul volum de forma țiuni acvifere
aflate sub influen ța testelor realizate, raza
de influen ța a acestora (R) variind de la
metri la mii de metri.
Neomogenitatea distribu ției
spațiale a conductivit ății hidraulice și
particularit ățile testărilor hidrodinamice
ridică dificultăți mari estim ării distribu ției
spațiale a acestei propriet ăți
fundamentale a acviferelor. Distribu ția
spațială a conductivit ății hidraulice a
acviferelor este unul din elementele
fundamentale care condi ționează studiul curgerii apelor subterane și a transportului
poluanților în regim sta ționar și nestaționar.
3.3.6. Coeficientul de difuzivitate hidraulic ă
Pentru caracterizarea propriet ăților de iner ție ale mi șcării apei subterane se
utilizează noțiunea de coeficient de difuzivitate a presiunii apei din pori cunoscut
și sub denumirile:
• coeficient de piezoconductibilitate (A.Gheorghe, 1973);
• coeficient de difuzivitate hidraulic ă (Saroccchi și Levy-Lambert, 1967,
Peaudecerf, 1970, Brown et.al., 1972, M.Albu, 1981);
• coeficient de piezotransmisivitate (Trupin, 1970; Constantinescu et. al., 1971).
Acest coeficient este un parametru al elasticit ății acviferului, utilizat în
modelele matematice ale curgerii nesta ționare și este definit, pentru mediile
nesaturate cu relația (A., Silvan, 1967):
us ww
wcKaρ⋅= (3.134)
în care
wK- coeficient de hidroconductivitate /conductivitate hidraulic ă;
usρ- densitatea aparent ă a terenului absolut uscat;
wc – hidrocapacitate specific ă a acviferului m ăsurată prin cantitatea de ap ă necesar ă
pentru a schimba poten țialul unității de mas ă a scheletului mineral solid cu o unitate:
R
gQ P1
Q F0 P2
V
Fig.3.46 Schița unui grup experimental
pentru testarea prin pompare a unui
acvifer sub presiune cu grosime constant ă (g):
Q- debitul pompat din F
0;
R- raza de influen ță a pompării;
V- volumul din acvifer aflat sub influen ța
pompării;
NP 0- nivel piezometric în regim natural;
ND – nivelul piezometric in timpul
pompării. NDNP 0
164dHdQcw= (3.135)
În raport cu coeficientul specific de înmagazinare coeficientul de
hidroconductivitate în medii saturate este definit pentru acvifere sub presiune prin
relația (V.N.Scelcacev):
eSMKa⋅= (3.136)
în care
K- conductivitatea hidraulic ă în mediu saturat;
M- grosimea acviferului sub presiune.
Pentru acviferele cu nivel liber este definit un parametru similar cunoscut
sub denumirea parametrul lui Bousinesque (A.,Gheorghe, 1973) sau coeficient al
variației de nivel (Iazvin, 1961; Bindeman, 1962; Brown at al., 1972) cu rela ția:
sm
nhKa⋅=* (3.137)
în care
mh- grosimea medie a acviferului cu nivel liber;
sn- coeficientul de cedare superficial ă (3.100).
Domeniile de varia ție ale difuzivit ății hidraulice se diferen țiază în funcție de
tipul granulometric al forma țiunilor, gradul de saturare al acestora și tipul acviferelor
(Tabelul 3.15 ).
Pentru terenurile saturate valorile coeficien ților de difuzivitate hidraulic ă sunt
de la zeci de metri p ătrați pe zi pân ă la mii de metri p ătrați pe zi pentru acvifere cu
nivel liber și de la sute pân ă la sute de mii de metri p ătrați pe zi pentru acvifere sub
presiune .
Coeficientul de difuzivitate hidraulic ă, în terenurile nesaturate variază mult cu
umiditatea. Corela ția între valorile coeficientului de difuzivitate hidraulic ă și umiditate
(Fig.3.47 ) este de form ă exponen țială:
( ) [ ]0 0exp ww a aw w −⋅ ⋅ = β (3.138)
în care
0
wa- coeficientul de difuzivitate pentru 0ww= ;
β- constant ă adimensional ă.
Forma exponen țială a corela ției între coeficientul de difuzivitate hidraulic ă și
umiditate rezult ă din structura modelului matematic utilizat pentru metodele de
determinare experimental ă cu flux nesta ționar (R.Gardner, 1956, 1960).
Tabelul 3.15. Valori ale coeficien ților de difuzivitate hidraulic ă
Nisip Tipul de
teren mare mijlociu fin Praf
nisipo s
]/[2zima – 1000000 5000…1000000 1000
]/[2 *zima 1000…3000 500…2000 50…500 20…10
165Modelul de determinare se bazeaz ă pe legea lui Darcy și rezultatele ob ținute
pe parcursul unui proces de drenare într-un aparat cu membran ă de presiune.
Drenarea pân ă la un anumit moment t, a unei probe de volum V la o
diferență de presiune pΔ, admițând că:
• treptele de presiune sunt suficient de mici ca s ă se poată admite c ă în aceste
domenii de varia ție a presiunii, valorile wasunt practic constante;
• umiditatea este o func ție liniară de sucțiune,
este dată de relația:
() ()⎥⎦⎤
⎢⎣⎡⋅⋅ − − = ∑∞
=tanQtQw
n2
12 2 0 exp1 81 απ (3.139)
Neglijând to ți termenii seriei în afar ă de primul, dup ă transform ări și
logaritmare rezult ă:
0 20 40 60 [%]w 100
10
10
0
10
-1
10
-2
10
-3
0 Argilă Lut
Fig.3.47 . Relațiile între hidrodifuzivitate și umiditate penru argil ă, lut și lut nisipos
(după Silvan, 1967) Lut nisipos min]/ [2cmaw
166() taQQ Qw⋅⋅ − ≈ −2 0
08ln ln απ (3.140)
în care H- înălțimea probei și H⋅=2πα .
Dac ă într-un grafic se reprezint ă pe o ax ă la scar ă logaritmic ă valorile
( )Q Q−0 iar pe cealalt ă timpul corespunz ător
se obține o dreapt ă cu panta ( B) (Fig.3.48 ):
wa B ⋅ =2α (3.141)
Din rela ția (3.138) se poate calcula
valoarea coeficientului de difuzivitate
hidraulică:
2αBaw= (3.142)
Dac ă pe parcursul procesului de
drenare sub presiunea pΔ din proba de
volum Vs-a drenat cantitatea 0Q care este
dată de relația:
p Vgcw w Q
ww
f i Δ⋅⋅⋅= − =ρ'
0 (3.143)
în care
f iww,- umiditățile la momentul ini țial și cel final al dren ării sub presiunea pΔ;
us w wc c ρ⋅ ='- hidrocapacitatea unit ății de volum a terenului nesaturat,
și dacă se ține seama de rela țiile ( 3.131 ) și (3.138 ) se poate calcula și
conductivitatea hidraulic ă a depozitelor nesaturate în func ție de umiditate cu rela ția:
gp VQ Bgp VQa Kapa apa w w ⋅ ⋅Δ⋅⋅ =⋅ ⋅Δ⋅⋅ = ραρ0
20 (3.144)
Rezultatele ob ținute pentru valorile conductivit ăților conduc la urm ătoarele
observații:
• valorile conductivit ăților hidraulice sunt foarte mult influen țate de umiditate
(mai mult decât în cazul coeficientului de difuzivitate hidraulic ă);
• pe m ăsură ce se reduce umiditatea se reduc extrem de mult valorile
conductivit ății hidraulice;
• creșterea suc țiunii conduce la reduceri foarte mari ale conductivit ății
hidraulice
Trebuie remarcat c ă dificultatea major ă în dezvoltarea metodelor de calcul
pentru curgerea apelor subterane în mediu nesaturat este marea variabilitate a
coeficientului de difuzivitate hidraulic ă și a conductivit ății hidraulice în funcție
de umiditate. () Q Q−0ln
() Q Q− Δ0lntΔ
()
tQ QBΔ− Δ=0ln
Fig.3.48. Determinarea coeficientului
de difuzivitate prin metoda dren ării în
aparatul cu plac ă de sucțiune t
1673.4. Caracteristici ale interac țiunii apei subterane cu fluide asociate
Asocierea apei subterane cu alte fluide complic ă procesul de migrare al
acesteia. Fluidele asociate apelor subterane pot fi separate în dou ă categorii
distincte, în func ție de tipul de rela ție cu apa:
• fluide imiscibile ;
• fluide miscibile .
Prezența fluidelor asociate poate favoriza deplasarea apei subterane sau o
poate întârzia. Modific ările caracteristicilor dinamicii apelor subterane determinate de
prezența fluidelor asociate precum și deplasarea acestor fluide în asociere cu apa
subteran ă sunt în centrul preocup ărilor legate de studiul poluării apelor subterane .
3.4.1. Parametri ai migr ării fluidelor miscibile în acvifere
Fluidele și alte substan țe dizolvate în apele subterane ( fluide
miscibile/solubile ) sunt supuse unor procese complexe care au ca rezultat final
eliminarea lor din acvifere.
Procesele complexe care conduc la eliminarea fluidelor dizolvate în apele
subterane se desf ășoară în ambian ța curgerii apelor subterane care determin ă
deplasarea continu ă a fluidelor dizolvate (prin advecție) și continua lor dispersie (prin
difuzie ). Aceste procese sunt reprezentate de sorbție, dezintegrare radioactiv ă,
precipitare chimică, degradare biologic ă etc.
Evaluarea modific ării distribu ției în timp și spa
țiu a concentra ției fluidelor
dizolvate în ap ă se bazeaz ă pe modele matematice care cuplează procesele de
advecție, difuziune, sorb ție, dezintegrare radioactiv ă precipitare chimic ă și degradare
biologică prin intermediul parametrilor ce caracterizeaz ă:
• mediul prin care ale loc curgerea (porozitatea efectiv ă,
tortuozitatea etc.);
• fluidul care este vehiculul de transport (vâscozitatea, compozi ția
chimică, conținutul în microorganisme, con ținutul de suspensii
solide etc.);
• interacțiunea fluidului miscibil cu apa subteran ă (difuzia,
advecția, sorbția, retardarea etc.).
Într-o variant ă unidimensional ă, un model utilizat pentru evaluarea
variabilității spațio-temporale a concentra ției fluidelor miscibile este (ec.Miller &
Weber, 1984):
chim bio vacv
x x LtC
tC
w xCvxCvxCDtC
_*
22
22
*⎟
⎠⎞⎜
⎝⎛
∂∂+∂∂⋅ −∂∂⋅−∂∂⋅⋅ +∂∂⋅ =∂∂ ρα (3.145)
în care
C- concentra ția fluidului miscibil;
t- timpul;
*D- coeficientul de difuzie efectiv ă;
Lα- dispersivitatea longitudinal ă;
xv- componenta vitezei medii a apelor subterane, orientat ă paralel cu direc ția x;
acvρ- densitatea acviferului;
vw- umiditatea volumic ă a zonei nesaturate/porozitatea total ă pentru zona saturat ă;
*C- masa de fluid miscibil fixat pe unitatea de mas ă uscată de substrat solid;
()chim bio_- reacții biochimice de transformare a fluidelor miscibile, altele decât sorb ția.
168 Cei cinci termeni ai ecua ției (3.141) reprezint ă efectul a cinci procese care
determin ă modificarea în timp, de-a lungul unei direc ții, a concentra ției unui fluid
miscibil:
• difuzia molecular ă (difuzia);
• dispersia;
• advec ția;
• sorbția;
• reacțiile biochimice.
Evaluarea corect ă a migrării fluidelor miscibile în acvifere cu ajutorul acestui
model matematic este condi ționată de reprezentativitatea parametrilor utiliza ți
pentru caracterizarea condi țiilor particulare ale fiec ărui acvifer.
3.4.1.1. Parametri ai difuziei
Procesul de difuzie (difuzie molecular ă) a fluidelor miscibile/solubile este
declanșat de varia ția concentra ției din apele subterane. Masa de fluid difuzat este
proporțională cu gradientul concentra ției și poate fi exprimat prin legea lui Fick:
dxdCD Fd⋅ −= (3.146)
în care
F- masa de fluid raportat ă la unitatea de suprafa ță și la unitatea de timp;
dD – coeficientul de difuzie [L2/T];
C- concentra ția fluidului dizolvat;
dxdC- gradientul de concentra ție.
Coeficient de difuzie
Coeficientul de difuzie cuantific ă suprafața pe care se difuzeaz ă într-un fluid
un contaminant în unitatea de timp și este influen țat direct de temperatura acestuia.
Coeficientul de difuzie (D
d) are valori cuprinse între 1×10-9 și 2×10-9 m2/sec
la t=250C. Pentru t=50C valorile lui se reduc cu 50% față de cele de la t = 250C.
Concentra ția contaminantului influen țează nesemnificativ valoarea
coeficientului de difuzie, factorul determinant al procesului de difuzie fiind gradientul
de concentra ție.
Coeficient de difuzie efectiv ă
În mediile poroase difuzia este încetinit ă deoarece ionii trebuie s ă parcurgă
traseul complicat determinat de tortuozitate . Pentru a cuantifica efectul tortuozit ății
se utilizeaz ă coeficientul de difuzie efectiv ă (D*), definit prin rela ția:
dD D ⋅=ω* (3.147)
în care
ω – coeficient de tortuozitatate .
Valoarea lui ω este totdeauna mai mic ă decât 1 și poate fi determinat ă
experimental. Pentru forma țiunile geologice de tipul nisipurilor medii și nisipurilor fine
valorile lui sunt cuprinse între 0,5 și 0,01 (Freeze și Cherry, 1979)
169 Difuzia unui contaminant se produce
într-un mediu poros chiar dac ă apa nu
curge , dar exist ă un gradient de
concentra ție. În aceast ă situație distribu ția
concentra ției respect ă o lege normal ă
(gaussian ă) (Fig.3.49 ; t0 momentul la care
se introduce contaminantul cu concentra ția
C0; C este concentra ția contaminantului la
momentul t; x – distanța pe care se
difuzează contaminantul) care poate fi
descrisă prin doi parametri:
• media concentra ției (C);
• dispersia concentra ției (2
Cs).
Utilizând ace ști parametri, coeficientul de difuzie efectiv ă (D*) poate fi
definit (De Josselin De Jong, 1958) și prin rela ția:
tsDC
⋅=2*2
(3.148)
în care t este momentul la care se cunoa ște distribu ția contaminantului.
Procesul de difuzie este complicat de procesele chimice care oblig ă la
menținerea neutralit ății electrice a ionilor care difuzeaz ă.
3.4.1.2. Parametri ai advec ției
Contaminan ții dizolva ți sunt transporta ți datorită antrenării lor de curgerea
apelor subterane. Acest proces este denumit advecție sau convecție iar cantitatea
de contaminat transportat ă este în func ție de:
• concentra ția fluidului miscibil;
• viteza de filtrare a apei subterane;
• porozitatea efectiv ă a acviferului.
Datorit ă eterogenit ății terenurilor permeabile forma frontului de deplasare a
contaminantului este neregulat ă. Procesul de dispersie a frontului de deplasare a
contaminantului este cuantificat prin doi parametri: dispersia mecanic ă și dispersia
hidrodinamic ă.
Dispersie mecanic ă
Deplasarea apei în mediile poroase se face cu viteze diferite de-a lungul
diferitelor linii de curent. Cauzele acestui
fenomen sunt:
• frecarea dintre moleculele de ap ă
și scheletul mineral solid: apa se
deplaseaz ă mai repede în zona
centrală a porilor decât în
imediata vecin ătate a pere ților
acestora ( Fig. 3.50 a );
• eterogenitatea compozi ției Fig. 3.49. Distribuția concentra ției
datoratã difuziei. C/C 0
x t to
-+ 1,0
0,0C
Cs
Fig.3.50. Cauzele dispersiei
mecanice c)a) b)
d)
170granulometrice sau a distribu ției fisurilor prin care se deplaseaz ă apa:
traseul pe care se deplaseaz ă apa între dou ă secțiuni are lungimi și forme
diferite ( Fig. 3.50b );
• variația conductivit ății hidraulice materializat ă prin prezen ța lentilelor cu
conductivitate mai mic ă (Fig. 3.50c ) sau mai mare ( Fig. 3.50d )
Dispersia hidrodinamic ă
Procesul de advecție nu poate fi separat de cel de difuzie molecular ă a
contaminatului motiv pentru care este definit coeficientul dispersiei hidrodinamice
(D) care le cuantific ă pe ambele.
Coeficientul de dispersie hidrodinamic ă exprimă suprafața pe care se
“împrăștie” contaminantul în unitatea de timp sub efectul difuziei și dispersiei .
Coeficientul dispersiei hidrodinamice are dou ă componente:
• coeficientul dispersiei hidrodinamice longitudinale ( DL):
*Dv Di L L +⋅ =α (3.149)
• coeficientul dispersiei hidrodinamice transversale ( DT):
*Dv Di T T +⋅ =α (3.150)
în care
Lα – dispersivitatea dinamic ă longitudinal ă care cuantific ă influența propriet ăților
acvifere asupra neregularit ăților frontului de deplasare a fluidului miscibil de-a lungul
(paralel) direc ției de curgere. Reprezint ă configura ția microscopic ă a fluidului în
mediul poros iar pentru un mediu complet saturat este de ordinul de m ărime al
dimensiunii porilor [L].
Tα – dispersivitatea dinamic ă transversal ă care cuantific ă influența propriet ăților
acvifere asupra neregularit ăților frontului de deplasare a fluidului miscibil,
perpendicular pe direc ția de curgere. Experimentele de laborator (Bera, 1961) și
considera țiile teoretice (de Josselin de Jong, 1958) au ar ătat că Tα este de 8 pân ă la
24 de ori mai mic decât Lα [L];
iv- viteza de deplasare a fluidului care transport ă contaminantul [L/T];
*D – coeficientul de difuziune efectiv ă [L2/T];
Dispersivitatea poate fi determinat ă în laborator utilizând coloane cilindrice
(L- lungimea coloanei; A – suprafa ța transversal ă a coloanei) cu materialul filtrant ( n-
porozitatea total ă a materialului) prin care se filtreaz ă fluidul de concentra ție dată
(C0).
Pentru evaluarea dispersivit ății este necesar ă măsurarea concentra ției
soluției filtrate ( C) la diferite viteze de filtrare (iv). Pentru calcul se linearizeaz ă
ecuația dispersiei unidimensionale ( Brigham, 1974 ):
() ⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
⋅ ⋅−=2/1
0 / 215,0
LvDUUerfcCC
i L (3.151)
în care
171Ltv
nLAtAnvUi i ⋅=⋅⋅⋅⋅⋅= (3.152)
Într-o diagram ă de probabilitate
normală (C/C 0 , [(U-1)/U1/2]) în care
punctele se coliniarizeaz ă, se ob ține
dispersia hidrodinamic ă longitudinal ă
(DL) din panta dreptei experimentale
(Fig.3.51 ):
()2
16,0 84,08J JLvDi
L − ⎟
⎠⎞⎜
⎝⎛⋅= (3.153)
în care
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡−=
UUJ1
84,0 pentru 84,0
0=CC (3.154)
și
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡−=
UUJ1
16,0 pentru 16,0
0=CC (3.155)
Dispersivitatea longitudinal ă (Lα) se calculeaz ă d i n r e l a ția sa cu
dispersia hidrodinamic ă longitudinal ă (DL):
iL
LvD D *−=α (3.156)
Dispersivitatea poate fi determinat ă și in situ prin dou ă metode:
• modelarea matematic ă a distribuției în spa țiu a unui contaminant la un moment
dat, distribu ție cunoscut ă pe baza monitoriz ării prin foraje (dezavantajul metodei
este necunoa șterea volumului și concentra ției poluantului care a determinat
distribuția cunoscut ă);
• injectarea unui trasor conservativ într-un acvifer prin intermediul unui foraj,
urmată de măsurarea varia ției în timp a concentra ției contaminatului în
piezometre situate în aval.
Procesul de dispersie hidrodinamic ă conduce la deplasarea (prin advecție) a
masei de fluid miscibil și la uniformizarea distribu ției concentra ției (pentru reducerea
gradientului de concentra ție) prin împr ăștierea fluidului miscibil într-un volum mai
mare de ap ă (prin difuzie ).
O mas ă de fluid injectat ă la momentul 0t, pe un interval a x +=0 e s t e
transportat ă prin advec ție în sensul direc ției de curgere a apelor subterane și datorită
dispersării concentra ția scade la momentele 1t , respectiv 2tcând fluidul a ajuns
până la distan țele 1x, respectiv 2x (Fig.3.52 ).
Dacă modelul dispersional este de tip Gaussian coeficien ții dispersiei
hidrodinamice sunt defini ți cu relațiile:
• coeficientul dispersiei hidrodinamice longitudinale (LD):
UU1−
0,01 0, 0, 0, 0,99
Fig.3.51. Reprezentarea datelor pentru
calculul dispersivitã ții longitudinale C/C 0 0,84 0,16
172tDL
L⋅=22σ (3.157)
• coeficientul dispersiei hidrodinamice transversale ( DL):
tDT
T⋅=22σ (3.158)
în care
t- timpul;
2
Lσ- dispersia longitudinal ă a fluidului;
2
Tσ- dispersia transversala a fluidului.
Număr Peclet
Pentru evaluarea contribu ției dispersiei mecanice și a difuziei în transportul
fluidelor miscibile se utilizeaz ă un coeficient adimensional care exprim ă raportul
dintre masa de contaminant transportat ă prin advecție și cea transportat ă prin
difuzie , numit număr Peclet (P) și definit prin rela țiile:
dx
DdvP⋅= (3.159)
sau
Lx
DLvP⋅= (3.160)
în care
xv- viteza de advec ție;
dD- coeficientul de difuzie;
d – diametrul mediu al granulelor;
DL – coeficientul dispersiei hidrodinamice longitudinale.
Valorile num ărului Peclet au semnifica ții diferite în func ție de direc ția pe care
se analizeaz ă dispersia fluidului miscibil: paralel sau perpendicular pe direc ția de
curgere a apelor subterane.
Lσ
0 0t
0,5 1,0
0,0 0/CC
2t1t
1x2xx0 aDirecția de curgere a apelor
subterane
Fig.3.52. Transportul și dispersia unui fluid solubil injectat la momentul 0t, pe intervalul
a x +=0 , datorită advecției și dispersiei.
173 Paralel cu direc ția de curgere a apelor subterane, la vitez ă de curgere
nulă, DL este egal cu D* (rezultă din ecua ția 3.148). La viteze reduse, raportul DL/D*
este constant și egal cu 0,7, valoare egal ă cu coeficientul de tortuozitate (ω)
determinat experimental pentru nisip uniform . Pentru astfel de situa ții numărul
Peclet este cuprins între 0,001 și 0,01, transportul contaminan ților fiind în principal
controlat de difuzie .
Valorile num ărului Peclet cuprinse între 0,4 și 6, pentru acela și nisip
uniform , indică o zonă de tranzi ție în care difuzia și advecția au contribu ții egale în
transportul contaminan ților. Transportul contaminan ților este controlat de advecție în
totalitate pentru valori ale num ărului Peclet mai mari de 6.
Perpendicular pe direc ția de curgere a apelor subterane difuzia are
controlul preponderent asupra transportului contaminan ților pentru valori ale
numărului Peclet cuprinse între 0,1 și 1 (de 100 de ori mai mari decât în cazul
dispersiei longitudinale). Zona de tranzi ție corespunde valorilor num ărului Peclet
cuprinse între 1 și 100, iar advecția este predominant ă la valori mai mari de 100.
Toate valorile num ărului Peclet au fost stabilite experimental, în laborator,
pentru nisipuri uniforme ( Tabelul 3.16 ).
3.4.1.3. Parametri ai proceselor chimice și biochimice
Substan țele dizolvate în ap ă sunt supuse unui mare num ăr de procese care
au ca efect îndep ărtarea lor din ap ă. Ele pot fi fixate prin sorbție de granulele
minerale ale terenurilor în care sunt acumulate acviferele, fixate de carbonul organic
din apă, precipitate în reac ție cu diver și compuși din apă, degradate biotic sau
abiotic.
Efectul proceselor chimice asupra transportului contaminantului este
determinat de compozi ția chimic ă a apelor subterane, de condi țiile de presiune și
temperatur ă și au ca efect reducerea concentra ției fluidului miscibil (contaminantului)
sau degradarea lui pân ă la dispari ție
Procesele biochimice sunt de o mare importan ță în degradarea moleculelor
organice dizolvate în apele subterane, mecanismele lor fiind condi ționate în principal
de viteza de filtrare a apelor subterane și de factorul de retardare al contamina ților
Procesele de sorbție includ adsorbția, chemosorb ția și absorbția care au
ca efect:
• îndepărtarea din solu ție a fluidului miscibil prin parti ționarea lui între
faza solidă de care r ămâne fixat și cea lichidă cu care continu ă
deplasarea;
• încetinirea (retardarea ) deplasării fluidului miscibil.
Procesele de sorb ție pot fi de dou ă tipuri:
• staționare atunci când reac ția de fixare este suficient de rapid ă în
raport cu viteza de curgere a apei pentru ca substan ța fixată (fluidul
miscibil) s ă intre în echilibru cu cea care fixeaz ă (sorbantul, adic ă
substratul solid); Tabelul 3.16. Valori ale num ărului Peclet determinate experimental în nisipuri fine
(după Fetter, 1993)
Număr Peclet
Proces predominant Paralel cu direc ția de
curgere Perpendicular pe
direcția de curgere
Difuzie 0,001-0,01 0,1-1,0
Zona de tranzi ție 0,4-0,6 1-100
Advecție >6 >100
174• cinetice , atunci când reac țiile de fixare sunt lente în raport cu viteza
de curgere a apei, faza fixat ă neajungând în echilibru cu cea sorbant ă.
Izoterme de sorb ție
Sorbția este determinat ă experimental prin m ăsurarea cantit ății din fluid care
este fixat ă de un anumit sediment, sol sau roc ă. Capacitatea de sorb ție este
determinat ă și de concentra ția fluidului miscibil. Rezultatul experimentului este
reprezentat sub forma unei diagrame binare rectangulare ( izotermă de sorb ție) în
care pe o ax ă este reprezentat ă concentra ția fluidului iar pe cealalt ă cantitatea fixat ă
prin sorb ție pe substratul solid.
Procesele de sorb ție staționare sunt reprezentate prin izoterme lineare sau
neliniare. Izotermele de sorb ție au forma:
λCK Cd⋅=* (3.161)
în care
C* – masa de contaminant fixat pe unitatea de mas ă uscată de substrat solid [mg/kg];
C – concentra ția contaminantului în solu ție, în echilibru cu masa contaminantului
sorbit pe faza solid ă [mg/litru];
dK – coeficient de distribu ție [litru/kg];
λ – coeficient numeric adimensional.
Cele mai cunoscute izoterme de sorb ție pentru procesele de tip staționar
sunt izoterma Freundlich și izoterma Langmuir .
Izoterma Freundlich
Izoterma de sorb ție Freundlich este definit ă de relația nelinear ă de forma:
NCK C ⋅=* (3.162)
în care K și N sunt constante adimensionale care depind de caracteristicile
acviferului și de concentra ția fluidului/ contaminantului miscibil.
C *C
0
Fig.3.53. Izotermă Freundlich: a) neliniar ă, în coordonate ( CC,*) și b)
liniarizată, în coordonate ( C Clog, log*) Clog *logC
0 Klog N
1 a) b)
175 Acest model este unul din cele mai vechi modele neliniare și a fost utilizat
frecvent pentru a descrie fixarea contaminan ților în sol. Pentru determinarea
parametrilor el poate fi liniarizat prin logaritmare ( Fig.3.53 ):
C NK C log log log*⋅+ = (3.163)
Flexibilitatea modelului dat ă de prezen ța celor doi coeficien ți numerici care
permit calarea comod ă a curbelor experimentale nu garanteaz ă acurate țea
modelului.
Izoterma Langmuir
Izoterma de sorb ție Langmuir a fost stabilit ă (Langmuir, 1918) pentru a
descrie adsorb ția gazelor pe substratul solid.
Ipoteza de baz ă este că suprafața solidă posedă un num ăr limitat de pozi ții
pentru adsorb ție. Dacă pozițiile de adsorb ție sunt ocupate substratul solid nu mai
poate adsorbi contaminantul din solu ție, caracteristica eviden țiată de palierul atins de
izotermă (Fig.3.54 ).
Cele dou ă forme sub care se exprim ă modelul Langmuir sunt:
ββαC
CC+⋅=1
* (3.164)
și
CCC⋅+⋅⋅=αβα
1* (3.165)
în care
α – constant ă de adsorb ție [litru/mg];
β – cantitatea maxim ă de contaminant care poate fi adsorbit ă [mg/kg].
Liniarizarea izotermei Langmuir pentru estimarea parametrilor βα, se face în
coordonate C
CC,* (Fig.3.54 ).
C *C
0
Fig.3.54. Izotermă Langmuir: a) nelinear ă și b) linearizat ă C *CC
0 βα⋅1β1
1 a) b)
176 Factor de retardare
Ca efect a proceselor de fixare (sorbție) unii contaminan ți se deplaseaz ă
mai încet decât apa care-i transport ă. Acest proces de încetinire a deplas ării
contaminan ților poart ă denumirea de retardare și este cuantificat printr-un factor de
retardare (rf) care depinde de caracteristicile acviferului și contaminantului.
Celelalte procese de transformare și degradare a contaminan ților conduc la
reducerea concentra ției acestora și cu totul nesemnificativ la încetinirea deplas ării
lor. Factorul de retardare (r
f) depinde de modelul izotermei de sorb ție:
• pentru o izoterma de sorb ție de tip linear ( 1=λ ) este dat de rela ția:
dacv
f Knr ⋅ +=ρ1 (3.166)
• pentru izoterma Freundlich este dat de rela ția:
nCNKrN
acv
ff1
1−⋅⋅⋅+=ρ (3.167)
• pentru izoterma Langmuir est dat de rela ția:
()⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
⋅+⋅+=211
C nracv
flαβα ρ (3.168)
în care
acvρ- densitatea acviferului;
n- porozitatea total ă a acviferului sau umiditatea volumetric ă în cazul forma țiunilor
nesaturate.
Factorul de retardare este utilizat pentru calculul vitezei de deplasare a
frontului de contaminant într-un acvifer(fv). Dacă viteza medie de curgere a
curentului acvifer este xv, viteza medie de deplasare a frontului contaminant, unde
concentra ția este jum ătate din cea ini țială, este dat ă de:
fx
frvv= (3.169)
1773.4.2. Parametri ai migr ării fluidelor imiscibile în acvifere
În timpul curgerii polifazice a
fluidelor imiscibile , fiecare fluid
are la dispozi ție pentru a se
deplasa o fracțiune din spa țiul
poros disponibil. Pentru descrierea deplasării fiecărui fluid s-a definit
permeabilitate relativ ă (
rK), ca
raport între permeabilitatea unui
fluid aflat la un anumit grad de
saturație și permeabilitatea
intrinsec ă a formațiunii.
Permeabilitatea relativ ă a
unui fluid este condi ționată de
gradul de satura ție al forma țiunii
cu fluid precum și de unghiul de
contact (udă sau nu udă) dintre
fluid și faza solid ă prin care este
reprezentat ă forma țiunea
permeabil ă.
Gradul de satura ție al unei
formațiuni cu un anumit fluid (fS)
este definit ca raport între volumul de fluid aflat în porii rocii (fV) și volumul total al
porilor (pV):
pf
fVVS= (3.170)
Valorile gradului de satura ție pot fi exprimate și în procente. Suma gradului de
saturație a tuturor fluidelor aflate în porii unei forma țiuni, inclusiv aerul , este egal ă
cu 1,0 sau 100%. Dup ă cum un fluid ocup ă o fracțiune mai mică sau mai mare din
spațiul poros disponibil, acesta se va deplasa mai greu respectiv mai ușor.
În sistemele acvifere, apa este de cele mai multe ori fluidul care udă matricea
minerală. Dacă există și un al doilea fluid imiscibil, de exemplu petrolul , acesta va fi
din categoria celor care nu udă matricea mineral ă.
Gradul de satura ție al spațiului poros cu fluidele prezente (de exemplu: ap ă
și petrol) influen țează în mod determinant valorile permeabilit ății relative (Fig.3.55 ).
Saturația ireductibil ă în apă (Sia) este determinat ă de con ținutul de ap ă
fixată pe suportul mineral solid. Aceast ă apă nu particip ă la curgere și
permeabilitatea ei relativ ă este nul ă. Imediat ce satura ția ireductibil ă a apei este
depășită, permeabilitate relativ ă crește rapid, atingând valoarea maxim ă (Kr = 1) la
saturația totală a spațiului poros cu ap ă.
În mod analog, pentru petrol (fluid care nu ud ă scheletul mineral) exist ă o
saturație rezidual ă în petrol (Srp) sub care petrolul nu se poate deplasa și
permeabilitatea lui relativ ă este nul ă. O mică parte din petrol, cea care este solubilă
în apă, se poate deplasa cu apa chiar sub satura ția rezidual ă în petrol. Imediat ce
saturația rezidual ă în petrol este dep ășită acesta începe s ă se deplaseze și
permeabilitatea lui relativ ă crește propor țional cu satura ția până la valoarea maxim ă. Fig.3.55. Variația permeabilit ăților relative
pentru ap ă și petrol într-un sistem bifazic. 0,0 Gradul de saturatie în ap ă 1,0 1,0 Gradul de satura ție în petrol 0,0
Kr Petrol
Apă
Sia
Srp 1,0 –
0,0 –
178 Permeabilitatea relativ ă este determinat ă în laborator pe probe de
dimensiuni reduse. Pentru un sistem cu dou ă fluide (exemplu: apa și petrol)
experimentul se desf ășoară în două etape:
• creșterea satura ției în apă prin injectarea apei și dezlocuirea petrolului ( inundare );
• reducerea satura ției în apă prin injectarea petrolului și dezlocuirea apei ( drenaj ).
Pe baza rezultatelor ob ținute în cele dou ă etape ale experimentului rezult ă
diagramele permeabilit ății relative ale apei fa ță de petrol și petrolului fa ță de apă
(Fig.3.56 ), cu urm ătoarele caracteristici:
• variația permeabilit ății relative a apei în prezen ța petrolului ( Kr_apă)
prezintă un puternic histerezis determinat de fluidul care este dezlocuit
(Fig.3.56;a ). La aceea și saturație în apă (Sapă), conductivitatea relativ ă a
apei determinat ă la injectarea apei (Kr_apă_1) este mult mai mare decât
conductivitatea relativ ă a apei determinat ă la injectarea petrolului
(Kr_apă_2).
• fenomenul de histerezis este mult mai atenuat pentru permeabilitatea
relativă a petrolului (Kr_petrol ) în prezen ța apei ( Fig.3.56;b ).
Permeabilitatea relativ ă pentru sisteme trifazice , de tipul aer – ap ă – petrol,
întâlnite de regul ă în zona nesaturat ă, sunt în rela ții mult mai complexe.
Variația permeabilit ății relative a unui fluid imiscibil (exemplu: petrolul)
într-un sistem trifazic (aer – ap ă – petrol) se reprezint ă grafic în diagrame ternare
(Fig.3.57 ).
Pentru stabilirea corela țiilor dintre permeabilit ățile relative se determin ă într-o
primă etapă permeabilitatea relativ ă pe sistemele bifazice componente, adic ă:
• permeabilitatea relativ ă a apei (aparK_), ca o func ție de saturația în
apă, pentru un sistem bifazic apă-petrol ;
• permeabilitatea relativ ă a aerului (aerrK_), ca o func ție de saturația în
aer, pentru un sistem bifazic aer-petrol ;
• permeabilitatea relativ ă a petrolului (*
_petrolrK ), într-un sistem bifazic
apă-petrol la satura ția rezidual ă în apă (conținut maxim de petrol);
• permeabilitatea relativ ă a petrolului (apa
petrolrK_ ) într-un sistem bifazic
apă-petrol , în funcție de gradul de satura ție în apă. 0 Gradul de satura ție în apă 100
Fig.3.56. Determinarea experimental ă a permeabilit ății relative a apei în raport
cu petrolul (Krapă) și a petrolului în ra port cu a pa (Krp)(C.Lin, G.F.Pinder, 1982 )Krapă Injecție apă
Injecție petrol1,0
0,0
0 Gradul de satura ție în apă 100Kr_petrol 1,0
0,0Injecție apă
Injec
ție petrola) b)
Kr_apă_1
Sapă
Kr_apă_2
179• permeabilitatea relativ ă a petrolului (aer
petrolrK_ ) într-un sistem bifazic
aer-petrol , în funcție de gradul de satura ție cu aer.
În a doua etap ă se stabile ște relația pentru estimarea permeabilit ății relative
a celui de-al treilea fluid, petrolul, în sistemul trifazic(petrolrK_ ), pe baza unor rela ții de
tipul (Faust, 1985):
()
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
− −⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
+ =aerr apar
petrolraer
petrolr
apar
petrolrapa
petrolr
petrolr petrolr K KKKKKKK K_ _ *
__
_ *
__ *
_ _ (3.172)
Deplasarea fluidelor imiscibile pân ă în zona unde se acumuleaz ă se face sub
acțiunea potențialului de care dispun. Poten țialul total al curgerii fluidelor ( Φ) are
două componente:
• potențialul datorat presiunii apei din pori (()wΨ );
• potențialul datorat poziției (Z) în care se afl ă în câmpul gravita țional.
()Z w+ Ψ=Φ (3.172)
în care
w – umiditatea forma țiunilor .
Poten țialul curgerii apelor subterane reprezint ă energia necesar ă modificării
poziției și condițiilor de presiune ale unei unități de mas ă în câmp gravita țional.
Exprimat pentru aceast ă unitate de masă potențialul curgerii este:
Aer
1,0
1,0
Apă 1,0
Petrol 0,0
0,1
0,2
0,3
0,5 0,4
Fig.3.57. Diagram ă ternară pentru permeabilitatea
unui fluid imiscibil cu apa (de tipul celor mai u șoare ca
apa: petrol; dup ă Faust, 1985 )
Saturație
reziduală
în apă
180zgP
apaM ⋅− =Φρ (3.173)
în care
P- presiunea apei din pori ( Fig.3.58 ):
• negativă în zona
nesaturat ă
(z.pendular ă+z.funi
culară+z.capilar ă);
RPPcσ2−= = (3.174)
• pozitivă sub nivelul
piezometric (în
acvifer):
hg Papa ⋅⋅ =ρ
(3.175)
apaρ- densitatea apei;
g- accelera ția
gravitațională;
z- cota m ăsurată față
de un reper standard
(ex.: nivelul m ării).
Apa subteran ă se
deplaseaz ă din zone cu poten țial
mare ( ΔΦ+Φ ) spre zone cu
potențial scăzut ( Φ), sub ac țiunea
unei forțe ( Fr
) orientat ă
perpendicular pe suprafețele de
potențial constant (suprafețe
echipoten țiale):
c
apagradP gnFρ1−=ΔΔΦ−=r
(3.176)
Rezultă că într-un punct de
masă unitară acționează asupra
unui fluid :
• accelera ția gravita țională;
• gradientul de presiune împ ărțit
prin densitate (cu “minus”).
c
fluidgradP gnFρ1−=ΔΔΦ−=r
(3.177)
Presiunea apei în pori Grad de (P) satura ție
cu ap ă Zona pendular ă
Zona funicular ă
Zona capilar ă
Acvifer
– 0 + 0 100
Fig.3.58 . Variația presiunii apei din pori în func ție de gradul
de satura ție cu apă al porilor Saturație ireductibil ă
Aer rezidual
0=Fr
g c
apagradPρ1−
Fr
gc
apagradPρ1−
Fig.3.59. Componentele for ței care
acționează asupra apei subterane a) b)
181
Dacă gradientul de presiune este orientat vertical, forța rezultant ă (Fr
) este
nulă și apa nu se deplaseaz ă (Fig.3.59a ).
Pentru orice alt ă orientare a gradientului de presiune, orientarea și valoarea
forței rezultante se determin ă prin regula de compunere a vectorilor ( Fig.3.59b ).
Când simultan cu apa se deplaseaz ă și fluide imiscibile, cele mai ușoare (fu)
decât apa vor tinde s ă se ridice (Fig.3.60a ) iar cele mai grele (fg) decât apa s ă
coboare (Fig.3.60b ), în raport cu direc ția de curgere a apei.
Potențialul fluidelor se manifest ă în piezometre prin cota l a c a r e e s t e
identificat nivelul fluidelor ( ≡sarcina piezometric ă a fluidului: Hf):
f f Hg⋅=Φ (3.178)
Deoarece poten țialul apei este:
apa
apaapa HgPgz ⋅= + = Φρ (3.179)
iar al unui fluid oarecare:
f
ff HgPgz ⋅= + =Φρ (3.180)
potențialul fluidului f în raport cu cel al apei poate fi exprimat sub forma:
gz
ff apa
apa
fapa
fρρ ρ
ρρ −− Φ =Φ (3.181)
iar sarcina piezometric ă (cota): g fuFr
apaFr
gradP
apaρ1− gradP
fuρ1−
gradP
fgρ1−
g
fgFrapaFr
gradP
apaρ1−
Fig.3.60. Componentele for țelor care ac ționează asupra fluidelor mai u șoare
decât apa ( fu) și mai grele decât apa ( fg) în acela și câmp poten țial. a) b)
182
z H H
ff apa
f
fapa
fρρ ρ
ρρ −− = (3.182)
Pentru trei
piezometre cu aceea și
presiune la partea
inferioară a filtrului ( P),
umplute cu apă, fluid
imiscibil mai u șor decât
apa ( fu) și fluid imiscibil
mai greu decât apa ( fg)
(Fig.3.61 ):
• cota nivelului
piezometric a fluidului
mai ușor decât apa
(Hfu) este mai mare
decât cota nivelului
piezometric din piezometrul umplut cu apă (H
apa; Hfu > H apa)
• cota nivelului
piezometric a fluidului
mai greu decât apa
(Hfg) este mai mic ă
decât cota nivelului piezometric din piezometrul umplut cu ap ă (Hapa; Hfg <H apa).
Corecțiile cotei nivelului piezometric în func ție de densitatea fluidelor din
piezometre asigur ă corectitudinea h ărților piezometrice pentru curgerile polifazice.
3.4.2.1. Fluide imiscibile mai u șoare decât apa
Fluidele imiscibile și mai ușoare decât apa ( fu: gazolina, motorina etc.), sub
acțiunea poten țialului de care dispun migreaz ă vertical în zona vadoas ă traversând
(Fig.3.58 ):
• zona pendular ă , în care satura ția în apă este sub cea ireductibil ă (iaS);
• zona funicular ă, în care satura ția în ap ă este mai mare decât cea
ireductibil ă.
Dacă există o cantitate suficient ă care s ă asigure dep ășirea satura ției
reziduale ( Srp în Fig.3.55 ), fluidele imiscibile se acumuleaz ă la partea superioar ă a
zonei capilare .
Formarea acumul ării de fluid
Traversarea zonei vadoase, în prezen ța apei și a aerului ( Fig.3.62a ), sub
acțiunea poten țialului disponibil are trei etape distincte:
• apariția unei concentra ții mari de fluid ( fu) la partea superioar ă a zonei
vadoase, acolo unde acesta a fost deversat ( Fig.3.62b ); Hapa
zgP
apa⋅ρ
HfuzgP
fu⋅ρ
PHfg z gP
fg⋅ρ
Fig.3.61. Sarcina piezometric ă în trei piezometre: cu
apă, fluid imiscibil mai u șor ca apa ( fu) și fluid imiscibil
mai greu ca apa ( fg).
183• distribuția fluidului ( fu) pe toat ă grosimea zonei vadoase, la o
concentra ție aproximativ constant ă, sub ac țiunea unei presiuni capilare
(negative) care îl ține “sub tensiune” ( Fig.3.62c );
• acumularea fluidului ( fu) în partea superioar ă a zonei capilare conducând la
apariția unui strat mobil cu presiunea în pori pozitiv ă. În aceast ă situație,
zona capilar ă se subțiază, eventual dispare și fluidul ( fu) stă direct pe nivelul
hidrostatic al acviferului. În zona centrala a acumul ării de fluid u șor (fu),
nivelul piezometric al acviferului poate avea o coborâre locală
(Fig.3.62d ). Tot în
această etapă o
parte din fluid ( fu)
se poate dizolva în
apă și este
antrenat de curgerea
acviferului.
La finalul celei de-a
treia etape, distribu ția
fluidului ( fu) poate fi
regăsită în trei
componente ( Fig.3.63 ):
•
fluidul rezidual
din zona vadoas ă;
• fluidul mobil din
zona capilar ă și
partea superioar ă
a acviferului;
• fluidul dizolvat în
acvifer și antrenat
de curgerea
acviferului. 0 0,2 0,4 0 0,2 0,4 60 C o 40
t
ă 20
[cm]
0
60
C
o 40
t ă 20
[cm]
0
0 0,2 0,4 0 0,2 0,4Conținut în
apă Conținut în
fu
Conținut în
fu Conținut în
fu a) c)
b) d)
Fig.3.62. Modificarea în timp a distribu ției fluidelor ( fu)în zona vadoas ă Presiunea apei = zero
Zona capilar ă
Acvifer Zona vadoas ă
Direcția de curgere
Fig.3.63. Distribuția pe vertical ă a celor trei componente
ale fluidelor imiscibile mai u șoare decât apa ( fu).
Fluid mobil
Fluid dizolvat Fluid rezidual Deversare fluid
Cucuș
impermeabil
184
Determinarea grosimii stra tului de fluid acumulat
Grosimea stratului de fluid imiscibil mai u șor decât apa ( fu) se determin ă pe
baza m ăsurătorilor realizate în piezometre și a determin ărilor de laborator.
Complexitatea distribu ției pe vertical ă a fluidelor imiscibile mai u șoare decât apa
necesită măsurători riguroase, determin ări de laborator și prelucrări laborioase.
Fluidul imiscibil este identificat în piezometru numai dac ă este dep ășită
saturația rezidual ă. Dacă această saturație este dep ășită și însumat ă cu cea a apei
satureaz ă complet porii forma țiunii permeabile, fluidul poate deveni mobil și migreaz ă
lateral în piezometru.
Datorita prezen ței zonelor capilare ( Fig.3.64 ) piezometrele trebuie s ă aibă
partea superioar ă a filtrelor deasupra limitei superioare a stratului de fluid.
Datele necesare estim ării distribu ției pe vertical ă a fluidului imiscibil în acvifer
și a volumului existent pe unitatea de suprafa ță sunt:
• adâncimea limitei aer-fluid ( fu) măsurată în piezometru ( Ap 2, Fig.3.64 );
• adâncimea limitei ap ă-fluid ( fu) măsurată în piezometru ( Ap 1, Fig.3.64 );
• densitatea fluidului ( fu) determinat ă în laborator (fuρ);
• densitatea apei determinat ă în laborator(apaρ);
• porozitatea ( n) determinat ă în laborator;
• indicele de distribu ție al porilor ( λ; Brooks&Corey) determinat în laborator;
• presiunea de dislocuire aer-fluid (fu aer
dP_;Brooks&Corey) ;
• presiunea de dislocuire ap ă-fluid (apafu
dP_;Brooks&Corey) ;
• gradul de satura ție în apă (apaS) ;
• gradul de satura ție în fluid ( fu) (fuS) ;
• satura ția ireductibil ă a apei (apaiS_) ;
• satura ția rezidual ă a fluidului (furS_) .
Acviferul Zona capilar ă a acviferului Zona capilar ă a fluidului ( fu)
Fluid imiscibil ( fu) mobil Zona vadoas ă, cu fluid ( fu)
în mi șcare vertical ă
gravitațională Zona vadoas ă cu fluid
(fu) rezidual imobil Aa3
Aa2
Aa1
ANP Ap1 Ap2
Gfu
Gapa
Pfu
Papa
Fig.3.64. Distribuția fluidului imiscibil mai u șor decât apa ( fu) în acvifer și în
piezometrul de monitorizare
185
După migrarea fluidului în piezometru, limita ap ă-fluid coboar ă în piezometru
sub adâncimea acestei limite din acvifer datorit ă greutății acestuia. Din acest motiv
grosimea stratului de fluid imiscibil din piezometru este mai mare decât cea din
acvifer. Acest efect este mai mare atunci când grosimea stratului de fluid imiscibil este mic ă iar a zonei capilare este mare decât atunci când grosimea stratului de fluid
este mare, zona capilar ă putând s ă fie foarte sub țire sau s ă lipseasc ă. Efectul este
accentuat în forma țiuni cu granula ție fină.
Adâncimea sub nivelul apei din acvifer la care fluidul imiscibil ajunge la
echilibru în piezometru ( G
apa) poate fi calculat ă. La interfa ța apă-fluid, în piezometru,
presiunea fluidului ( Pfu) este egal ă cu presiunea apei ( Papa):
apa fuP P= (3.183)
Ținând seam ă că:
fu fu fu G P ⋅ =ρ (3.184)
și
apa apa apa G P ⋅ =ρ , (3.185)
rezultă că
fu
apafu
apa G G ⋅ =ρρ
(3.186)
Adâncimea la care se afl ă nivelul piezometric în acvifer se calculeaz ă cu:
()2 1 1 1 1 Ap Ap Ap G Ap G Ap A
apafu
fu
apafu
apa NP − − = ⋅ − = − =ρρ
ρρ
(3.187)
Pentru estimarea volumului de fluid imiscibil (fu) recuperabil exist ă două
metode (Farr, Houghtalen and McWorter, 1990 și Lenhard și Parker, 1990) bazate pe
distribuția pe vertical ă a acestuia identificat ă pe baza piezometrelor de monitorizare.
Cele dou ă metode se diferen țiază prin parametrii utiliza ți: parametrii lui
Brooks&Corey sau parametrii van Ghenuchten.
Estimarea volumului de fluid imiscibil (fu) recuperabil (Vfu) din zona identificat ă prin piezometrele de monitorizare presupune detalierea distribu ției pe
verticală a fluidului și
Adâncimea limitei inferioare a acumul ării de fluid imiscibil (Aa
1) și a limitei
superioare a zonei capilare fluidului (Aa 2) se calculeaz ă pe baza m ăsurătorilor
executate în piezometru și a presiunii de dislocuire a fluidului (fu aer
dP_,fu apa
dP_),
utilizându-se formulele:
() () gPG ApgPAp Aa
fu apafu apa
d
fu
fu apafu apa
d
⋅ −− + =⋅ −− =ρ ρ ρ ρ_
2_
1 1 (3.188)
gPAp Aa
fufluid aer
d
⋅− =ρ_
2 2 (3.189)
Dac ă presiunea din pori este pozitiv ă și există fluid imiscibil ( fu) în piezometru
atunci 2 1Ap Aa> iar din (3.117) rezult ă că grosimea minim ă a stratului de fluid
este:
186
() gPG
fu apafu apa
d
fu⋅ −≥ρ ρ_
(3.190)
Efectul oscila ției nivelului piezometric al acviferului
Oscila țiile nivelului piezometric al acviferului modific ă distribuția pe vertical ă a
fluidului rezidual și a fluidului mobil (Fig.3.65a ):
• dacă nivelul piezometric coboar ă (Fig.3.65b ), fluidul mobil coboar ă o dată cu el,
având loc în acela și timp o extindere pe vertical ă a zonei cu fluid rezidual din
zona vadoas ă;
• dacă nivelul piezometric urc ă (Fig.3.65c ), fluidul mobil urc ă și el iar zona cu fluid
rezidual r ămâne sub acesta. În situa ția în care nivelul piezometric al acviferului
urcă mai repede decât poate urca fluidul mobil, acesta se reg ăsește, pentru o
anumită perioada de timp, sub form ă de pungi sub nivelul piezometric al
acviferului.
Calcul volumului de fluid recuperabil
Volumul total de fluid imiscibil nerezidual ( fu) din zona vadoas ă se evalueaz ă
utilizând parametrii Brooks&Corey cu:
() ( ) []
⎭⎬⎫
⎩⎨⎧+ − − − =∫∫1
32
31 1Aa
AaAa
Aafu apa apa fu dzS S dz S n V (3.191)
în care
()apai fu aer
dfu aer
c
apai apa fu SPPS S S_ __
_ 1 +⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛−= −−λ
, fu aer
dfu aer
c P P_ _> (3.192)
1= +apa fuS S , fu aer
dfu aer
c P P_ _< (3.193)
()apai apafu
dapafu
c
apai apa SPPS S_ __
_ 1 +⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛−=−λ
, apafu
dapafu
c P P_ _> (3.194) Fluid mobil
Fluid rezidual Fluid mobilFluid rezidual
Fluid mobil Fluid rezidual
Acvifer Zona capilar ă Zona vadoas ă
Fig.3.65. Efectul oscila ției nivelului piezometric al acviferului asupra distribu ției
fluidului imiscibil mai u șor decât apa ( fu). a) c) b)
187
1=apaS , apafu
dapafu
c P P_ _< (3.195)
cu presiunile:
fu aer
d
fufu aer
d
fufu aer
c PzgPApg P__
2_+
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
−⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
⋅− ⋅ =ρρ (3.196)
()()apafu
d
fu apaapafu
d
fu apaapafu
c PzgPAp P__
1_+
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
−⋅ −− − =ρ ρρ ρ (3.197)
Integrarea ecua ției (3.161) pentru Aa
3 >0, utilizând ecua țiile (3.162)-(3.167)
conduce la:
()()
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛−⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛−+−⋅ −=−λ
λ λλ1
_111
AG
AG A S nVfu fu apai
fu pentru 1≠λ (3.198)
sau
( ) ( ) [ ]fu apai fu G A S n V ln1 1 1_ +⋅− − = pentru 1=λ (3.199)
în care
() gP
gPA
fufu aer
d
fu apaapafu
d
⋅−⋅ −=ρ ρ ρ_ _
(3.200)
și
() gPAp Ap G
fu apaapafu
d
fu⋅ −≥ − =ρ ρ_
2 1 (3.201)
Dac ă gradul de satura ție al fluidului imiscibil este peste cel rezidual (Aa
3 =0)
atunci integrarea ecua ției (3.161) conduce la:
• pentru 1≠λ
() ( )()+
⎪⎭⎪⎬⎫
⎪⎩⎪⎨⎧
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛ ⋅⋅−−⋅−− − =−λρ
λ ρ1
_2_
_ 111fu aer
dfu
fufu aer
d
fu apai fuPApg
gPA G S n V
()() ()( )
⎪⎭⎪⎬⎫
⎪⎩⎪⎨⎧
⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛ ⋅⋅ −−−⋅⋅ −− +−λρ ρ
λ ρ ρ1
_1_
_ 111apafu
dfu apa
fu apaapafu
d
apaiPApg
gPS n (3.202)
• pentru 1=λ
() ( )() ⎥⎥
⎦⎤
⎢⎢
⎣⎡
⋅+−−− − =2_
1_
_ ln ln 1 ApgPApPA G S n V
fuaerfu
d
fu apaapafu
d
fu apai fuρ ρ ρ (3.203)
188 Metoda bazat ă pe parametrii van Ghenuchten este mai rar utilizat ă
deoarece fiind neliniar ă presupune o rezolvare numeric ă. La aceast ă metodă se
recurge numai când stratul de fluid imiscibil este foarte sub țire, situație în care se
pare că această metodă este mai precis ă decât cea bazat ă pe parametrii
Brooks&Corey.
Fluidul imiscibil ( fu: gazolin ă, motorin ă etc.) poate fi recuperat prin foraje sau
tranșee de decantare. O parte considerabil ă rămâne în zona vadoas ă sub form ă
reziduală. Partea volatil ă poate fi recuperat ă prin sistem de evaporare din sol.
Cantitatea r ămasă în zona vadoas ă depinde de propriet ățile fluidului și ale
formațiunii permeabile în care a fost deversat. Din estim ările realizate (Testa și
Paczkowski, 1989) rezult ă capacități de reten ție pentru petrol:
• pietriș: 5 litri/m3;
• silt : 40 litri/m3.
O parte din fluidele re ținute în sol sunt supuse proceselor de degradare biologic ă,
degradare activat ă de prezen ța oxigenului.
3.4.2.2. Fluide imiscibile mai grele decât apa
Fluidele imiscibile și mai grele decât apa ( fg: tricloroetilena, pentaclorofenol
etc.), sub ac țiunea poten țialului de care dispun traverseaz ă (Fig.3.66 ):
• zona vadoas ă, nesaturat ă cu apă;
• zona capilar ă, saturată cu apă;
• zona saturat ă (acviferul) , dacă fluidul ( fg) este în cantitate suficient ă pentru a
învinge presiunea capilar ă din zona capilar ă.
Dacă există o cantitate suficient ă de fluid ( fg), acesta ajunge pe culcușul
impermeabil al acviferului unde se poate acumula în zonele depresionare sau
deplasa în func ție de morfologia acestuia și dinamica acviferului.
NP Zona nesaturat ă
(vadoasă) Deversare fg
Culcuș
impermeabil fg mobil Curgerea
fg mobil Zona cu fg
rezidual Zona saturat ă
(acvifer) Zona cu fg
vapori
Curgerea
apei
subterane
Zona cu fg
dizolvat în ap ă
Fig.3.66. Distribuția fluidului imiscibil mai greu decât apa ( fg) în zona
vadoasă și în acvifer.
189Formarea acumul ării de fluid
Acumularea de fluid imiscibil mai greu decât apa ( fg), pe culcu șul
impermeabil al acviferului presupune traversarea pe vertical ă, sub ac țiune
gravitațională a zonei vadoase , proces care se declan șează o dată ce este dep ășită
saturația rezidual ă.
Fluidul imiscibil ( fg) se deplaseaz ă prin porii mari care sunt umplu ți parțial cu
apă și parțial cu aer. Aerul și o parte din ap ă sunt dislocuite de fg. Permeabilitatea
zonei vadoase pentru fg este mai mare decât pentru ap ă deoarece fg circulă prin
porii mai mari fiind un fluid care nu ud ă granulele solide (090>α ).
Când fg ajunge la zona capilar ă, toți porii sunt umplu ți cu apă și începe
dislocuirea acesteia, proces care se continu ă și în acvifer (sub nivelul piezometric al
acestuia pân ă la culcușul impermeabil).
Dac ă acviferul nu are dinamic ă, deplasarea fg continuă pe verticală sub
acțiunea gravitației. Pentru dislocuirea apei din pori, în ălțimea minim ă a coloanei de
fluid imiscibil (0h) poate fi evaluat ă cu formula lui Hobson:
()fg apap t
grr
hρ ρα σ
− ⋅⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
− ⋅⋅
=11cos 2
0 (3.204)
în care
α- unghiul de contact între faze;
σ- tensiunea interfacial ă între cele dou ă fluide (apa și fg);
pr- raza medie a porilor ;
tr- raza porilor mici care unesc porii mari dintr-o forma țiune granular ă
Pentru o forma țiune granular ă bine sortat ă, formată din granule cu diametrul
d, cu un sistem romboedric de așezare a granulelor, cele dou ă raze pot fi estimate
cu relațiile:
d rp ⋅ =212,0 (3.205)
d rt ⋅ =077,0 (3.206)
apaρ- densitatea apei;
fgρ- densitatea fluidului imiscibil mai greu decât apa ( fg);
g- accelera ția gravita țională.
Dac ă este suficient fluid fg pentru a învinge presiunea capilar ă acesta
continuă să se deplaseze pe vertical ă sub acțiunea gravita ției până ajunge la un strat
în care porii sunt a șa de mici încât nu mai poate învinge presiunea capilar ă a apei
din pori. La nivelul respectiv se acumuleaz ă un strat de fluid fg.
Determinarea grosimii stra tului de fluid acumulat
Piezometrele utilizate pentru determinarea distribu ției fluidelor imiscibile fg
trebuie executate exact pân ă la adâncimea culcu șului impermeabil al acviferelor
(piezometrul B, Fig.3.67 ).
Fluidul imiscibil fg mobil și apa mobil ă vor intra în piezometru unde dup ă un
timp se vor separa: fg la partea inferioar ă și apa la partea superioar ă.
Limita ap ă fluid fg va fi în piezometru la o adâncime mai mare decât în
acvifer. Diferen ța de adâncime ( fg apa_ Δ ) depinde de gradul de satura ție al
190formațiunii cu fg. Cu cât gradul de satura ție în fg este mai mic, diferen ța dintre cele
două niveluri va fi mai mare.
Dac ă piezometrul este executat pân ă la o adâncime mai mare decât cea a
culcușului impermeabil (piezometrul A), fg mobil va umple piezometrul sub
adâncimea stratului impermeabil și grosimea stratului de fg m ăsurată în piezometru
va fi supraestimat ă.
Distribu ția pe vertical ă a fg și a apei depinde în mare m ăsură de
granulozitatea forma țiunilor, reflectat ă direct în permeabilitatea acestora:
• la o permeabilitate redus ă (granulozitate fin ă, pori mici) grosimea zonei cu fg
mobil și apa ireductibil ă va fi mai mică decât a zonei în care și apa și fg sunt
mobile;
• la o permeabilitate mare (compozi ție granulometric ă grosier ă, pori mari)
grosimea zonei cu fg mobil și apă ireductibil ă va fi mai mare decât a zonei în
care și apa și fg sunt mobile;
Atunci când cantitatea de fluid imiscibil fg nu este suficient ă pentru a dep ăși
gradul de satura ție rezidual ă poluarea apei subterane se produce prin intermediul
fazei gazoase (vapori). Dac ă fg este volatil vaporii difuzeaz ă în zona vadoas ă și se
dizolvă în apa din pori prin intermediul c ăreia pot ajunge în zona saturat ă.
Deplasarea fluidului fg în zona saturat ă
Acumularea fluidelor imiscibile mai grele decât apa ( fg) pe culcu șul
acviferelor este condi ționată pe întreaga grosime a acviferului de dinamica apei
subterane. În zona saturat ă fluidele fg se deplaseaz ă sub ac țiunea for țelor
Zona vadoas ă
Zona
saturată Zona capilar ă
Zona cu ap ă mobilă
și fg rezidual
Zona cu ap ă mobilă
și
fg mobil
Zona cu fg mobil
și apă ireductibil ă
Impermeabil Apă
fg fg Apă Aer Aer A B
Fig.3.67. Zonele cu distribu ția fluidului imiscibil mai greu decât apa ( fg) în
două piezometre de monitoring (A și B) fg apa_ Δ
191fgF(Fig.3.59b ) dacă există în fază continu ă. În stare discontinu ă, sub form ă de
picături, fluidele fg vor fi dislocuite din pori de apa subteran ă în direcția de curgere.
Gradientul de presiune lateral necesar pentru deplasarea fg din porii
saturați se estimeaz ă cu relația (Villaume, 1985):
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛
−=
p trrLgradP
112
0σ (3.207)
în care
σ- tensiunea interfacial ă între cele dou ă fluide (apa și fg);
pr- raza medie a porilor ;
tr- raza porilor mici care unesc porii mari dintr-o forma țiune granular ă
0L – lungimea zonei continue cu fg măsurată paralel cu direc ția de curgere a apei
subterane.
Conservarea acumulării de fluid fg în baza acviferului este condi ționată de
morfologia culcu șului acviferului (pantele depresiunilor în care se acumuleaz ă fg)
și dinamica (gradientul hidraulic) acestuia.
Fluidul fg acumulat în depresiunile culcu șului acviferului se deplaseaz ă în
josul pantelor acestora sub ac țiunea gravita ției chiar și în situa ția în care sensul de
curgere al apei subterane este contrar pantei morfologice (pentru gradien ți hidraulici
mici !!!; Fig.3.68 ).
Interfața dintre apa subteran ă care curge și fluidul fg acumulat într-o
depresiune (static !!!)
formează cu orizontala un
unghi ( τ) care poate fi evaluat
cu relația (Hubbert, 1953):
dldh
fg apaapa⋅−=ρ ρρτ (3.208)
Valoarea negativ ă a
unghiului τarată că panta
suprafeței piezometrice și a
interfeței apă-fg sunt de semn
diferit (situa ția ilustrat ă în
Fig.3.68 ).
Deplasarea fluidelor fg în zona saturat ă complic ă monitorizarea distribu ției
acestora pe verticală și pe orizontal ă. τdldh
Curgere a apelor subterane
impermeabil fg
Fig. 3.68 Panta interfe ței dintre o acumulare de fg
și apa subteran ă în mișcare.
192
4. CARACTERISTICILE GENERALE ALE HIDROSTRUCTURILOR
(Daniel Scr ădeanu)
Hidrostructura este templul apei
subterane. Aici, în acest templu, apa subteran ă își
conservă rezervele și puritatea.
Cunoașterea arhitecturii acestui templu cu
toarte particularit ățile care țin de geometria tuturor
încăperilor și de tipurile de materiale din care este
construit permite protec ția lui față de agresiunile care
proimejduiesc rezervele și puritatea apei subterane
găzduite.
Hidrostructurile sunt constituite dintr-un ansamblu finit de terenuri
diferențiate dup ă caracteristicile lor geologice (vârst ă, litologie, structur ă etc.) și
comportamentul lor în raport cu apa (permeabile, impermeabile), conectate printr-o
legătură hidraulic ă permanent ă.
Complexitatea structurilor geologice și varietatea condi țiilor hidrodinamice
este determinat ă de:
• formele de dispozi ție spațială a rocilor (strate orizontale sau înclinate,
domuri, filoane etc.) și a formelor structurale (cute, sinclinale, anticlinale
etc.);
• distribu ția spațială a parametrilor hidrogeologici (porozitate, permeabilitate
etc.);
• condițiile de alimentare și drenaj ale forma țiunilor permeabile.
Acviferul este componenta elementar ă a hidrostructurilor, fiind situat pe
prima treapta într-o scar ă a complexit ății hidrogeologice care cuprinde complexul
acvifer , suita acvifer ă și bazinul acvifer .
ROCI ERUPTIVE ȘI METAMORFICE
Nefracturate Fracturate Acvifere Acvifere Acvifere
cu poten țial redus cu poten țial mediu cu poten țial mare
BAZALT
Nefracturat Fracturat Curgeri de lav ă
GRESIE
Fracturate Semiconsolidat ă
ȘIST ARGILOS
Nefracturat Fracturat ROCI CARBONATICE
Nefracturate Carstifiate
ARGILĂ
SILT NISIPOS
NISIP SILT LOESSOID
• Fin
PIETRIȘ TILL GLACIAR
Fig.4.1 . Potențialul acviferelor în func ție de litologie (dupa Health, 1983)
193Schematizarea este obiectivul principal al analizei caracteristicilor generale
ale hidrostructurilor, obiectiv care serve ște evaluării cantitative a proceselor de
curgere a apelor subterane.
4.1. Acviferul
Acviferul este partea saturată cu apă a unei forma țiuni permeabile
suficient de conductoare pentru a permite curgerea semnificativ ă a unui curent
acvifer și captarea profitabil ă a apei subterane.
În accep țiunea curent ă se consider ă:
• suficient de conductoare, o formațiune cu conductivitatea
hidraulic ă K > 0,1 m/zi;
• curgere semnificativ ă, o curgere care se produce la un gradient
hidraulic I > 0,001 cu o viteza minim ă v = 0,0001 m/zi;
Cele mai productive acvifere sunt cele acumulate în nisipuri și pietrișuri
neconsolidate sau în calcare, dolomite și gresii fisurate ( Fig.4.1 ).
Acviferele sunt delimitate în culcu ș și uneori și în acoperi ș (Fig.4.2 ) de
terenuri cu permeabilitate redus ă (mai mic ă de 10-2 darcy ; 1 darcy =0,987×10-12
m2), clasificate în trei categorii:
• teren acvifug , absolut impermeabil, cu capacit ăți de transfer și stocare nule
(marne, argile);
• teren acvitard (semipermeabil) , cu capacitate de stocare redus ă, din care
apa nu poate fi exploatat ă economic prin foraje de captare dar care permite o
curgere semnificativ ă pentru alimentarea acviferelor adiacente, prin drenanță
(argile nisipoase, marne nisipoase);
• teren acviclud ; cu permeabilitate foarte mic ă, capacitate de stocare redus ă,
drenanță nesemnificativ ă pe suprafe țe reduse ( ex.: zona de influen ță a
testelor hidrodinamice ce pot declan șa fenomene de drenan ță) dar
semnificativ ă pe suprafe țe extinse pe sute de kilometri p ătrați.
Acviferul , ca unitate elementar ă în scara complexit ății hidrogeologice, este
definit de dou ă proprietăți esențiale:
• saturarea cu apă a forma țiunilor permeabile în care este localizat. (Un strat
permeabil nesaturat cu ap ă nu constituie un acvifer !!!)
• variația redus ă a permeabilit ății formațiunilor saturate cu ap ă, atât pe vertical ă
cât și pe orizontal ă, astfel încât s ă nu existe zone cu permeabilit ăți scăzute în
care curgerea este foarte lent ă. Două strate de calcar și nisip saturate cu ap ă, Teren permeabil
nesaturat
(zona vadoas ă)
Teren acvifer
(saturat cu ap ă)
(acvifer cu nivel liber )
Teren acvifug
(impermeabil) Teren acvifug
(impermeabil) Teren acvifug
(impermeabil)
Teren acvifer saturat
cu apă
(acvifer sub presiune )
Fig.4.2 Teren acvifug în culcu șul unui acvifer cu nivel liber (a) și în acoperi șul și
culcușul unui acvifer sub presiune (b) (a) (b)Nivel hidrostatic Nivel piezometric
Sol Sol Suprafața terenului Suprafața terenului
194separate de un strat de argil ă,
constituie dou ă acvifere care
pot comunica prin drenanță
(dacă argila are conductivit ăți
hidraulice
scm Kscm / 10 / 107 3 − −<< ).
Un acvifer , în cele mai
multe cazuri, nu este echivalent
cu o singur ă unitate geologic ă,
litologic ă sau stratigrafic ă.
Două strate de nisip și calcar pot
forma dou ă acvifere dac ă sunt
separate de un strat de argil ă
(Fig.4.4a ), sau unul singur dac ă
sunt în contact direct ( Fig.4.4b ).
Sunt frecvente cazurile în
care într-o unitate geologic ă,
litologic ă sau stratigrafic ă nu
sunt îndeplinite condi țiile
existenței unui acvifer. Din acest
motiv, în cele mai multe cazuri un
acvifer nu este echivalent cu o
singură unitate geologic ă,
litologică sau stratigrafic ă.
4.1.1. Funcții și comportamente
Acviferul este un sistem dinamic cu trei func ții importante:
• funcția de stocaj (sau capacitiv ă) realizat ă prin înmagazinarea sau cedarea apei
subterane la varia
ții de volum sau presiune;
• funcția conductoare c a r e s e f i n a l i z e a z ă prin transferul volumelor de ap ă
subteran ă (curgerea cu nivel liber, curgerea sub presiune), a substan țelor
minerale și a microorganismelor din zonele de alimentare c ătre cele de drenaj;
• funcția de schimb fizic (termic), chimic (dizolvare și precipitare) și biologic
(autoepurare) între apa subteran ă și roca colectoare. Teren permeabil
nesaturat
(zona vadoas ă)
Teren acvifer
(saturat cu ap ă)
(acvifer (1) cu nivel liber )
Teren acvitard
(semipermeabil)
Teren acvifug
(impermeabil)
Fig.4.3. Teren acvitard care permite transferul
apei dintr-un acvifer în altul, prin drenan ță. (1)
(2) Sol Suprafața terenului Nivel hidrostatic(1)
Nivel piezometric(2)
Teren acvifer
(saturat cu ap ă)
(acvifer (2) sub presiune )
Nivel
piezometric Niveluri
piezometrice
Nivel
piezometric
Fig.4.4. Un acvifer nu este întotdeauna echivalent cu o singur ă unitate litologic ă.
nisip argil ă calcar a) b)
195
4.1.1.1. Func ția de stocaj
•
Rezerva stocat ă în acvifere este controlat ă de variația cotei nivelului
piezometric (sarcinii piezometrice).
În acviferele sub presiune , modificarea sarcinii piezometrice determin ă
rearanjarea granulelor minerale și variația densit ății apei din pori. La cre șterea
presiunii scheletul mineral se va dilata în timp ce apa se va contracta. La sc ăderea
sarcinii piezometrice în acviferele sub presiune, scheletul mineral se comprim ă,
porozitatea efectivă se reduce și apa “suplimentar ă” este expulzat ă.
Cantitatea de apă expulzat ă din/înmagazinat ă în unitatea de volum a
formațiunii saturate, la o reducere/cre ștere unitar ă a sarcinii piezometrice este
exprimat ă prin înmagazinarea specific ă sau coeficientul de înmagazinare
elastică (eS; §3.3.4.2).
În acviferele cu nivel liber cantitatea de ap ă stocată depinde de cota pân ă
la care forma țiunile permeabile sunt saturate. Dac ă nivelul piezometric scade apa
este eliminat ă din pori datorit ă în principal drenajului gravita țional și într-o mic ă
măsură datorită compresibilit ății acviferului.
Capacitatea de înmagazinare/stocare (hS; §3.3.4.1) a unui acvifer cu nivel
liber de grosime ( h) este datorat ă în principal porozit ății efective (en). Porozitatea
efectivă este cu câteva ordine de m ărime mai mare decât capacitatea de
înmagazinare elastic ă (eSh⋅) iar capacitatea de înmagazinare a acviferelor cu nivel
liber, practic identic ă cu porozitatea efectiv ă, variază în general de la 0,05 pân ă la
0,3.
4.1.1.2. Func ția conductoare
Capacitatea acviferelor de a permite curgerea apele subterane este
condiționată de conductivitatea hidraulic ă a depozitelor permeabile, de extinderea lor
și de condi țiile hidrodinamice (gradient hidraulic).
Cuantificarea capacit ății conductoare a unui acvifer se face prin debitul (Q)
care traverseaz ă o secțiune unitar ă (Ω) a acestuia la un gradient hidraulic unitar
(I) și poartă denumirea de transmisivitate (T; §3.3.5.1)
Debitul transferat prin secțiunea total ă a acviferului (acvΩ) la gradientul
hidraulic al curgerii în regim natural constituie rezerva dinamic ă (QR) a acestuia,
rezervă ce condi ționează debitele exploatabile:
acv acv Q IK R ⋅⋅ Ω= (4.1)
în care
acvI- gradientul hidraulic al curgerii în regim natural are valori reduse:
01,0 001,0 ÷ =acvI (4.2)
Condi ția obligatorie pentru conservarea unui acvifer și exploatarea lui
rațională pe termen lung este ca toate capt ările de ap ă subterane care func ționează
simultan în acel acvifer s ă nu-i dep ășească rezerva dinamic ă.
1964.1.1.3. Func ția de schimb
Funcția de schimb se refer ă la procesele de interac țiune, fizice , chimice și
biologice care au loc între apa subteran ă și formațiunile colectoare. Func ția de
schimb condi ționează calitatea apelor subterane, atât din punct de vedere fizico-
chimic cât și biologic.
Datorită abilității de a forma legături de hidrogen apa are un num ăr
important de propriet ăți unice care îi permit s ă fie factorul determinant al schimburilor
fizice, chimice și biologice între sistemul acvifer și celelalte sisteme (atmosfer ă, ape
de suprafa ță, formațiuni permeabile și impermeabile) .
Procesele fizice din acvifere sunt dominate de transferul termic care se
realizeaz ă între forma țiunea permeabil ă și apa subteran ă, fluidul cu:
• cea mai mare c ăldură specific ă (2075 J/kg K; 585 cal/g la 20.oC),
proprietate prin care controleaz ă transferul de c ăldură între atmosfer ă și
acvifer, între acvifer și rocile prin care circul ă apa subteran ă;
• cea mai mare c ăldură latentă de topire (334×103 J/kg) (cu excep ția
amoniului), cea mai stabil ă temperatur ă fiind cea de înghe ț;
• cea mai mare capacitate caloric ă (1cal/g.oC, cu excep ția amoniului) prin
care contribuie la stabilitatea temperaturii acviferelor și regiunilor
geografice.
• densitatea maxim ă la temperatura de 4oC, proprietate prin care
restricționează circulația pe vertical ă în rezervoarele de ap ă adânci.
Sunt frecvente cazurile când apele subterane ajung în contact cu forma țiuni
cu temperaturi ridicate și se transform ă în ape geotermale . Transferul termic
accelereaz ă atât pe cel chimic și cât și pe cel biologic (atâta timp cât temperatura nu
depășește o anumit ă limită).
Procesele chimice care controleaz ă schimbul între apele subterane și roca
colectoare sunt de o mare complexitate și sunt condi ționate semnificativ de viteza de
deplasare a fluidelor. Din acest punct de vedere, reac țiile chimice sunt separate
(Rubin, 1983) în:
• suficient de rapide și reversibile ca să poată asigura echilibrul chimic în
condițiile dinamice naturale ale hidrostructurilor.
• insuficient de rapide pentru a se atinge un echilibru chimic în condi țiile
dinamice din hidrostrucur ă și din acest motiv ireversibile.
Ambele categorii de reac ții chimice sunt afectate semnificativ de numărul
fazelor implicate și de procesele de interfață.
Procesele de sorbție a substan țelor organice și anorganice, condi ționate în
principal de natura litologic ă a forma țiunilor prin care circul ă apele subterane,
controleaz ă într-o propor ție important ă procesele de schimb chimic.
Funcția de schimb biologic este condi ționată de trei din propriet ățile
excepționale ale apei:
• excelent solvent – asigurând transferul nutrien ților și produselor degradate
(deșeuri) favorizând desf ășurarea proceselor biologice;
• cea mai mare tensiune superficial ă ( ) (/ 073,0 aer apamN − =σ ) –
factor de control al proceselor fiziologice (fenomenele de contact);
• transparen ță pentru radia țiile din spectrul vizibil și cel ultraviolet cu
lungime de und ă mare, necesare procesului de fotosintez ă.
Multe din reac țiile chimice care au loc în ap ă, în special cele care implic ă
substanțe organice și procese de oxido-reducere se desf ășoară prin intermediul
microorganismelor ( fungi , alge, bacterii : autotrofe, heterotrofe, aerobe, anaerobe).
Procesele biologice contribuie la degradarea în principal a moleculelor
organice dizolvate în ap ă, degradare care se produce printr-o larg ă gamă de reac ții
(substitu ție, oxidare, reducere etc.) și ai cărei ultimi produ și sunt dioxidul de carbon și
197apa. Procesele biologice contribuie semnificativ la autoepurarea apelor subterane
alături de procesele fizice și chimice.
Funcția de schimb a acviferelor este unul din principalele capitole ale
Chimiei ambientale , știință care se ocup ă cu studiul surselor, reac țiilor, transferului,
efectelor și destinației substan țelor chimice din ap ă, sol și aer (Manahan S., 1991).
Acviferul asigură regularizarea și compensarea natural ă a debitelor ,
caracteristicilor geochimice și hidrobiologice ale apelor subterane prin trei tipuri de
comportamente rezultate din reac ția sa la perturb ările naturale sau artificiale ale
echilibrului interior al sistemului:
• Comportamentul hidrodinamic controleaz ă simultan rezerva de ape subterane
și dinamica acestora. Prin posibilitatea de varia ție a rezervelor, acviferul are fa ță
de curgerea subteran ă un rol de regularizare comparabil cu cel al lacurilor de
acumulare pentru debitele cursurilor de ap ă de suprafa ță. Puterea de regularizare
a apelor subterane este de zeci de ori mai mare decât a celor de suprafa ță iar
durata pe care se resimte acest fenomen dep ășește în mod frecvent un deceniu.
• Comportamentul hidrochimic rezultat din combinarea func ției de schimb
fizico-chimic cu cea conductoare, condiționează compozi ția chimic ă a apelor
subterane prin schimburile ap ă – mediu: schimburile termice între acviferele
profunde ale bazinelor sedimentare, schimburile de s ăruri minerale etc.
• Comportamentul hidrobiologic rezultat din combinarea func ției de schimb
biologic cu cea conductoare și este responsabilul calit ății bacteriologice a
apelor subterane, manifestându-se în terenurile cu capacitate de autoepurare .
4.1.2. Criterii de clasificare a acviferelor
Clasificarea hidrostructurilor în func ție de criterii judicios alese este un
instrument necesar pentru:
• elaborarea metodologiilor de investigare a hidrostructurilor;
• modelarea matematic ă a curgerii apelor subterane;
• estimarea rezervelor și resurselor hidrostructurilor;
• protecția și remedierea calității apelor subterane
Metodele de investigare presupun pentru fiecare clas ă de acvifere o serie
de lucrări de cercetare specifice, necesare m ăsurării/determin ării caracteristicilor
geometrice (grosimi, cote), parametrice (porozitate/fisura ție, conductivitate
hidraulică/permeabilitate etc.) și hidrodinamice (sarcină piezometric ă, viteză reală
de curgere, morfologia spectrului hidrodinamic, varia ția debitului de-a lungul direc ției
de curgere etc.). Exist ă diferențe semnificative de abordare a cercet ării acviferelor
granulare și a celor carstice , a acviferelor cu nivel liber și a celor sub presiune
(ascensionale/arteziene ), a acviferelor geotermale și a celor minerale etc.
Modelarea matematic ă presupune elaborarea ecuațiilor curgerii apelor
subterane în condi ții de schematizare drastic ă a caracteristicilor acesteia.
Diferențierea acviferelor dup ă caracteristicile esen țiale ale curgerii apelor subterane
(morfologia spectrului hidrodinamic, conservarea debitului de-a lungul direc ției de
curgere, variabilitatea în timp a parametrilor hidrodinamici etc.) și definirea cu
precizie a domeniului de aplicabilitate a ecuațiilor diferitelor modele matematice
este unul din obiectivele principale ale clasific ării acviferelor. Complexitatea
modelelor matematice cre ște o dat ă cu complexitatea tipului de acvifer: cu nivel
liber/sub presiune, izotrop/anizotrop, omogen/neomogen etc.
Estimarea rezervelor și resurselor acviferelor este de cele mai multe ori
finalizarea investig ării hidrogeologice a acviferelor. Modalit ățile de estimare a
volumelor de ap ă eliberate la o varia ție a nivelului piezometric sunt net diferen țiate
după categoria în care este încadrat acviferul c ăruia i se estimeaz ă rezervele (cu
198nivel liber sau sub presiune). Coeficientul de înmagazinare elastic ă al acviferelor
sub presiune este de 1000 pân ă la 10000 de ori mai mic decât cel al acviferelor cu
nivel liber (G. de Marsily, 1986).
Protecția și remedierea calității apelor subterane se diferen țiază net în
funcție de tipul acviferului. Mult mai vulnerabile la poluare decât acviferele sub
presiune , acviferele freatice cu nivel liber pot fi mai u șor depoluate deoarece de
cele mai multe ori sunt acumulate în depozite granulare grosiere în care tehnologiile
de remediere sunt mult mai eficiente. Protec ția și remedierea calit ății apei
acviferelor carstice este una din problemele cele mai complexe ale hidrogeologiei
aplicate .
Exploatarea resurselor hidrostructurilor în condi țiile conserv ării și protecției
acestora presupune utilizarea unei metodologii adecvate de cercetare și a unor
modele matematice, alese pe baza încadr ării corecte a acviferelor în clasificările
standard .
Criteriile principale utilizate pentru realizarea clasific ărilor hidrodinamice
standard ale acviferelor sunt:
• litologia terenurilor permeabile;
• variabilitatea parametrilor terenurilor permeabile;
• starea energetic ă a apelor subterane;
• gradul de deschidere hidrogeologic ă;
4.1.2.1. Litologia terenurilor permeabile
Condi țiile de acumulare ale apelor subterane sunt caracterizate în principal
prin litologia terenurilor permeabile care constituie faza solid ă a acviferelor și
structura geologic ă a acestora.
Litologia , parametru care condi ționează geometria spa țiului în care se
stocheaz ă și prin care curge apa subteran ă, este utilizat ă pentru clasificarea
hidrostructurilor în:
• structuri acvifere în sedimente neconsolidate
• structuri acvifere în sedimente consolidate/roci sedimentare
• structuri acvifere în roci intruzive, metamorfice și vulcanice
Marea varietate a condi țiilor de acumulare determinate de litologia terenurilor
permeabile și structura lor geologic ă conduce la o mare diversitate a
hidrostructurilor.
•
4.1.2.2. Variabilitatea parametrilor
Variabilitatea spa țială a parametrilor acviferelor este obiectul unei laborioase
metodologii de schematizare prin care acviferele reale sunt echivalate cu modele simple utilizate în modelele matematice de evaluare a curgerii apelor subterane. În func ție de variabilitatea parametrilor forma țiunilor permeabile în domeniul
studiat, de la un punct la altul și pe diferite direc ții, acviferele sunt clasificate în:
• acvifere omogene și izotrope în care valoarea parametrilor este aceea și
pentru toate punctele domeniului iar variabilitatea este constant ă pe toate
direcțiile (Fig.4.5a );
• acvifere neomogene și izotrope în care valoarea parametrului este diferit ă
de la un punct la altul iar variabilitatea este constant ă pe toate direc țiile
(Fig.4.5b );
• acvifere omogene și ortotrope în care valoarea parametrului este aceea și
în toate punctele domeniului iar variabilitatea se modific ă în func ție de
199direcție: există două direcții ortogonale , una de variabilitate maximă și alta
de variabilitate minimă iar raportul lor este constant (Fig.4.5c );
• acvifere neomogene și ortotrope în care valoarea parametrului este
diferită de la un punct la altul iar variabilitatea se modific ă în func ție de
direcție: există două direcții ortogonale , una de variabilitate maximă și alta
de variabilitate minimă iar raportul lor este constant (Fig.4.5d );
• acvifere neomogene și anizotrope în care valoarea parametrului este
diferită de la un punct la altul iar variabilitatea difer ă în funcție de direcție
(Fig.4.5e ).
Cele mai frecvente situa ții întâlnite sunt desigur cele ale acviferelor
neomogene și anizotrope . În func ție de extinderea acviferului, de amplitudinea
variabilității și de eroarea admis ă pentru estim ări se pot neglija variabilitatea
direcțională și punctual ă și schematiza variabilitatea în favoarea aplic ării unei
scheme de calcul simplificate. De obicei acviferele sunt încadrate în una din clasele:
• acvifere omogene și izotrope
• acvifere neomogene și ortotrope
Soluționarea numeric ă a ecuațiilor modelelor matematice permite descrierea
detaliată a variabilit ății spațiale a parametrilor prin împ ărțirea domeniului studiat în
subdomenii cu caracteristici constante.
4.1.2.3. Starea energetic ă a apei subterane
Energia total ă de care dispune apa subteran ă pentru a se deplasa în mediul
permeabil are trei componente: energia mecanic ă, energia termic ă și energia
chimică.
Pentru varia țiile mici de temperatur ă și de concentra ție în majoritatea
acviferelor, energia mecanic ă este cea care deplaseaz ă apa subteran ă. Energia
mecanic ă a apelor subterane are trei componente, care exprimate pentru o
unitate de volum de fluid (V) sunt:
• energia cinetic ă:
2 2 22 2 2v
VvV
VvmEcV⋅=⋅⋅⋅=⋅⋅=ρ ρ (4.3)
• energia poten țială gravitațională:
zgVzgV
VzgmEpV ⋅⋅=⋅⋅⋅=⋅⋅= ρρ (4.4)
Fig.4.5. O schematizare geometric ă a variabilit ății parametrice în spa țiul 2D
(valoarea parametrului este propor țională cu raza cercului/elipsei) :
a) mediu omogen și izotrop; b) mediu neomogen și izotrop; c)mediu omogen și
ortotrop (elipsele sunt identice și au semiaxele mari paralele); d) mediu
neomogen și ortotrop ( elipsele nu sunt identice, semiaxele mari sunt paralele iar
raportul dintre semiaxa mare și mică este constant); e) mediu neomogen și
anizotrop (elipsele sunt diferite, raportul semiaxelor și orientarea axelor mari ale
elipselor sunt diferite). a) b) c) d) e)
200• energia poten țială a unității de volum de fluid rezultat ă din presiunea
apei ( P; unitatea de m ăsură pentru presiune este 2/mN sau
exprimat ă sub forma 3/mmN⋅ poate fi asimilat ă cu energia poten țială
pe unitatea de volum de fluid):
AFP= (4.5)
în care
v- viteza de deplasare a apei subterane;
g- accelera ția gravita țională;
z- cota centrului de greutate a masei de ap ă m;
F- forța care ac ționează perpendicular pe suprafa ța A;
Energia total ă pentru unitatea de volum de ap ă, rezultat ă prin însumarea
componentelor exprimate prin ecua țiile (4.3), (4.4) și (4.5) și divizată prin ρconduce
la ecuația lui Bernoulli , care exprim ă energia total ă pe unitatea de mas ă meste:
ρPzgvEtm +⋅+ =22
(4.6)
Pentru o curgere ai c ărei parametri nu
se modific ă în timp ( curgere sta ționară) și o
unitate de volum de apă incompresibil ă
( ρ=m ) divizată prin ( g⋅ρ), energia total ă
exprimat ă în unități de energie raportate la
unități de greutate (adic ă metruNewtonJoule= )
este cunoscut ă sub denumirea de sarcină
piezometric ă (H) și are expresia:
gPzgvH⋅++⋅=ρ 22
=const. (4.7)
Măsurarea sarcinii piezometrice a apelor subterane se face cu ajutorul unui
foraj de diametru redus ( piezometru ) care intercepteaz ă acviferul (zona permeabil ă
saturată cu apă; Fig.4.6 ).
Sarcina piezometric ă este numeric egal ă cu cota la care se ridic ă apa în
piezometru, m ăsurată de la reperul de cotă zero (±0).
Componenta cinematic ă (gv
⋅22
) este neglijabil ă și nu a fost reprezentat ă
grafic deoarece viteza cu care se deplaseaz ă apele subterane în regim natural este
de ordinul zecilor de metri pe an, situa ție în care aceast ă component ă are valori de
ordinul 10-12 – 10-10 m.
În func ție de raportul între sarcina piezometric ă (H) și cotele suprafeței
topografice și ale acoperișului acviferelor , acestea pot fi clasificate în:
acvifere cu nivel liber;
acvifere sub presiune
• ascensionale;
• arteziene.
z gP
⋅ρ H
±0
Fig.4.6 Piezometru executat într-un
acvifer, delimitat în acoperi ș și culcuș
de terenuri impermeabile. piezometru
201Acvifere cu nivel liber
Acviferul cu nivel liber este acumulat în terenuri permeabile care se
dezvoltă uniform pân ă la suprafa ță topografic ă.
Precipita țiile se infiltreaz ă prin terenurile permeabile și le satureaz ă până la
un anumit nivel numit nivel hidrostatic/ piezometric , deasupra c ăruia se afl ă o zonă
nesaturat ă numită
zona de
aerare/vadoas ă
(Fig.4.7 ).
Zona
saturată cu ap ă
cuprinsă între
culcușul
impermeabil și
nivelul hidrostatic
constituie
acviferul cu nivel
liber .
Cota
nivelului hidrostatic (H –
sarcina
piezometric ă) a
acviferului cu nivel
liber este mai mic ă
decât cota suprafeței topografice și nivelul hidrostatic este plasat în interiorul terenurilor
permeabile în care este acumulat acviferul.
Morfologia nivelului hidrostatic al acviferelor cu nivel liber este influen țată și
de morfologia suprafe ței topografice. Apa subteran ă este drenat ă
gravitațional spre
punctele de cot ă topografic ă minimă (baza local ă de eroziune) unde se manifest ă
prin izvoare sau alimenteaz ă rețeaua hidrografic ă. Profil
topografic
Fig.4.7 Acvifer cu nivel în terenuri permeabile granulare și
componentele sarcinii piezometrice. Teren permeabil
nesaturat cu ap ă
(zona vadoas ă)
Teren permeabil
saturat cu ap ă (acvifer)
Teren
impermeabil
Nivel hidrostatic
Sol
±0 z H gP
⋅ρ Precipita ții
Infiltrații
Nivel
hidrostatic
RâuProfil
topografic Linii
echipoten țiale Linii de curent
Fig.4.8 Acvifer cu nivel liber într-un interfluviu Cumpăna apelor
subterane
202Acviferele din interfluvii ( Fig.4.8 ) sunt exemple clasice de acvifere freatice,
alimentate prin infiltra ții pe toat ă suprafa ța de dezvoltare și drenate de re țeaua
hidrografic ă. Pentru aceste acvifere este caracteristic ă prezența unui punct de
cumpănă a apelor subterane de la care curgerea este divergent ă.
Distribuția spațială a sarcinii piezometrice – figurat ă în spațiu 2D prin linii de
egală sarcină piezometric ă, numite echipoten țiale – este cea care determin ă
deplasarea apelor subterane, tendin ța fiind aceea de uniformizare a distribu ției
energiei. Din acest motiv, deplasarea apei subterane în câmp gravita țional se face
totdeauna de la sarcin ă piezometric ă mare spre sarcin ă piezometric ă mică, de-a
lungul liniilor de curent care într-un mediu izotrop sunt ortogonale cu liniile
echipoten țiale (Fig.4.8 ).
Acvifere sub presiune
Acviferul sub
presiune este
acumulat în terenuri
permeabile care sunt delimitate în acoperiș
de terenuri
impermeabile sau
semipermeabile și
nivelul piezometric se găsește la cote
superioare
acoperișului.
Terenul
permeabil sau
semipermeabil din acoperiș este în
totalitate saturat cu apă iar asupra lui se
exercită o presiune
(
p) echivalent ă cu
coloana de ap ă
rezultată din diferen ța
între sarcina
piezometric ă (H) și
cota acoperi șului ( z;
Fig.4.9 ).
Apa din
acviferul sub presiune
este la o presiune mai mare decât cea
atmosferic ă.
Acviferele sub
presiune, în func ție de
valoarea sarcinii
piezometrice pot fi:
• acvifere arteziene
• acvifere ascensionale
Dacă sarcina piezometric ă a apei subterane este mai mare decât cota
suprafeței topografice acviferul este numit artezian (de la regiunea Artois din Fran ța
Teren
impermeabil Teren
impermeabil
Teren acvifer
saturat cu apă
(acvifer sub
presiune)
(b)Nivel piezometric
Sol Suprafața terenului
gp
⋅ρ
z H
±0
Fig.4.9 Acvifer sub presiune și componentele sarcinii
piezometrice
203unde fenomenul este pentru prima oar ă consemnat) iar dac ă este mai mic ă este
numit ascensional (Fig.4.10 ).
Acviferele sub presiune și stratele impermeabile care le separ ă, în marile
structuri geologice formate din roci precuaternare și mai rar cuaternare constituie
bazine de ape sub presiune care în func ție de condi țiile structurale sunt separate în:
• bazine sub presiune de platform ă
• bazine sub presiune din depresiunile premuntoase
• bazine sub presiune din structurile cutate
• bazine sub presiune din depresiunile intramuntoase.
Bazinele sub presiune de platform ă sunt localizate în structurile tectonice
ale sineclizelor și se caracterizeaz ă prin suprafe țe foarte mari ca extindere (zeci sau
sute de kilometri p ătrați), prin înclin ări foarte mici ale stratelor de la periferie spre
centrul bazinului și grosimi mari ale orizonturilor acvifere. Rezervele statice ale
bazinelor sub presiune din platforme sunt mari iar compozi ția chimic ă a apelor este
foarte variat ă. Astfel de bazine acvifere în România sunt în Platforma Moesic ă.
Bazinele sub presiune din depresiunile premuntoase sunt localizate în
structurile slab cutate din zona orogenic ă și de platform ă. Ele se caracterizeaz ă prin
extindere mare, domeniul de alimentare g ăsindu-se în apropierea zonei muntoase,
iar cel de desc ărcare în v ăile râurilor din depresiunile premuntoase. Apele acestor
bazine, în condi țiile unor structuri închise din punct de vedere hidrogeologic au
presiuni mari iar în structurile anticlinale pot fi asociate cu z ăcăminte de petrol și
gaze. În România astfel de bazine se întâlnesc în marile acumul ări piemontane de
depozite detritice care formeaz ă adevărate platforme (Platforma Cotmeana,
Platforma Cânde ști).
Bazinele sub presiune din structurile cutate se caracterizeaz ă prin
dimensiuni reduse, înclin ări mari ale stratelor, afundarea acviferelor în zonele
sinclinale și existen ța unui sistem de disloca ții disjunctive. Stratele permeabile au
grosimi reduse și prezint ă frecvente varia ții litologice pe vertical ă și orizontal ă.
Domeniile de alimentare și descărcare se g ăsesc la distan țe relativ reduse. Datorit ă
erodării zonelor axiale ale anticlinalelor, acestea func ționează ca domenii de
alimentare, iar bazinul sub presiune este localizat în limitele sinclinalelor. Acvifer
cu nivel
liberAcvifer
ascensionalAcvifer artezian
Acvifer
ascensionalAcvifer
cu nivel
liberProfil
piezometricProfil
topografic
Izvor
Zonă de
alimentare
Fig.4.10. Structur ă acviferă sinclinal ă în care regimul de curgere este cu
nivel liber, ascensional și artezian, în func ție de raportul între
profilul piezometric și cel topografic Zonă de
descărcare
204 În astfel de bazine, prin efilarea stratelor permeabile pe înclinare se formeaz ă
un rezervor de ape subterane sub presiune, care se dreneaz ă numai în momentul în
care cota nivelului piezometric a ajuns la cota topografic ă prin saturarea complet ă a
stratului permeabil ( Fig.4.11 ).
Prezen ța unor astfel de orizonturi acvifere laminate, datorit ă dezvoltării locale
nu este totdeauna pus ă în eviden ță prin foraje de explorare și pot provoca inundarea
lucrărilor miniere care le intercepteaz ă. Astfel de situa ții se întâlnesc frecvent în
exploatările de lignit din Romania.
Bazinele sub presiune din șesurile și depresiunile intramuntoase sunt
legate de structurile orogenice și sunt localizate în zonele depresionare colmatate cu
depozite detritice post-tectonice. Drenarea apelor subterane este redus ă și se
realizeaz ă la nivelul cotelor de eroziune local ă. În astfel de bazine presiunile
hidrostatice sunt relativ mari, acviferele având de cele mai multe ori caracter
artezian. În România astfel de bazine se întâlnesc în bazinele post-tectonice ale
Carpaților Orientali (bazinul Gheorghieni, bazinul Ciucului inferior și superior, Țara
Bârsei etc.).
4.1.2.4. Gradul de deschidere hidrogeologic ă
Dup ă gradul de deschidere hidrogeologic ă care afecteaz ă în mod special
resursele acviferelor, se pot separa:
• hidrostructuri deschise;
• hidrostructuri par țial deschise;
• hidrostructuri închise.
O astfel de clasificare a hidrostructurilor este util ă pentru hidrogeologia
minieră, pentru exploatarea apelor geotermale și minerale . Gradul de deschidere
hidrogeologic ă condiționează resursele acviferelor care trebuie drenate sau asecate,
regimul de exploatare pentru protec ția zăcămintelor de ape geotermale și minerale.
Zonă de
descărcate
(izvor ascendent)Zonă de alimentare Zonă sub presiune
Efilarea orizontului acvifer
Profil piezometric
Fig.4.11. Secțiune printr-un orizont acvifer laminat (efilat)
( după A.Gheorghe, 1963),
205Hidrostructuri deschise
Hidrostructurile deschise cu nivel liber sunt plasate deasupra bazei locale
de eroziune, afloreaz ă pe suprafe țe mari sau sunt acoperite cu depozite permeabile
și de grosime mic ă astfel încât alimentarea prin infiltra ții este semnificativ ă. Drenajul
gravitațional al hidrostructurilor deschise cu nivel liber este deosebit de activ și se
face de obicei prin linii de izvoare ( Fig.4.12 ).
Hidrostructurile deschise sub presiune au domenii de alimentare extinse și
condiții favorabile pentru men ținerea și regenerarea resurselor elastice. De obicei
sunt în conexiune hidrodinamic ă cu alte sisteme acvifere iar resursele elastice sunt
generate atât prin decompresia apei cât și prin compactarea mediului poros (G. de
Marsily, 1986).
Hidrostructurile deschise fisurale au energie elastic ă redusă, domeniu de
alimentare redus și condiții nefavorabile regener ării resurselor elastice care se
formează în principal pe seama elasticit ății apei.
•
Hidrostructuri par țial deschise
•
Hidrostructurile
parțial deschise sunt
plasate între baza local ă
de eroziune și cea
regională. Sunt
caracterizate prin
proprietăți filtrante
reduse și pot fi
localizate atât în zona
schimbului activ de ape cât și în zona schimbului
lent de ape.
Caracterul par țial
deschis al hidrostructurii
poate fi realizat local prin accidente structurale care
favorizeaz ă conexiuni
hidrodinamice cu
acvifere plasate deasupra bazei locale de eroziune (falii
permeabile: F;
Fig.4.12 ).
•
Hidrostructuri închise
Hidrostructurile închise se dezvolt ă sub baza regional ă de eroziune și sunt
izolate în acoperi ș de depozite impermeabile groase. Sunt plasate atât în zona
schimbului lent de ape cât și în zona apelor stagnante.
Hidrostructurile închise, datorit ă domeniului de alimentare redus au energie
elastică limitată. Condițiile de men ținere și regenerare a resurselor sunt nefavorabile
iar legătura cu alte acvifere este foarte slab ă sau lipse ște. Izvor
Râu F
FHd
Hpd
1
1
Fig.4.12. Hidrostructur ă parțial deschis ă (Hpd) pusă în
conexiune hidrodinamic ă, prin falii, cu o hidrostructur ă
deschisă (Hd).
1-formațiuni impermeabile; F- falie permeabil ă.
2064.2. Hidrostructuri în sedimente neconsolidate
Sedimentele neconsolidate favorabile dezvolt ării acviferelor sunt cele
depuse în domeniul continental, în particular cele fluviatile și glaciare .
Sedimentele depuse în domeniul fluviatil sunt reprezentate prin aluviuni (de
la bolovănișuri până la nisipuri și mâluri) iar cele depuse în domeniul glaciar prin
depozite glaciare (morene, depozite glaciare lacustre).
Sedimentele neconsolidate reprezentate prin nisipuri grosiere, pietri șuri și
bolovănișuri au cele mai mari conductivit ăți hidraulice și se plaseaz ă de cele mai
multe ori în vecin ătatea surselor de alimentare a acviferelor (râuri și lacuri).
În aceste sedimente, aluviuni sau depozite glaciare , sunt acumulate
acvifere cu poten țial hidrodinamic semnificativ. Plasate în zona schimbului activ de
ape, aceste acvifere au o mare vulnerabilitate la poluare dar și un poten țial de
autoepurare considerabil.
4.2.1. Acvifere aluvionare
Acviferele din aluviunile neconsolidate ale cursurilor de ap ă sunt acvifere cu
nivel liber , suspendate sau susținute . Sedimentarea aluviunilor neconsolidate ale
cursurilor de ap ă în domeniu fluviatil se realizeaz ă în două spații distincte: albia
propriu zis ă și luncile inundabile.
Depunerile albiilor sunt
constituite din material grosier (pietriș
, nisip grosier) cu
stratificație oblic ă și cu o
sortare specific ă poziției în
profilul longitudinal al râului
(Fig.4.13 ). În luncile inundabile
se depune material foarte fin (silt, argil ă).
4.2.1.1. Acvifere suspendate cu
nivel liber
Aluviunile depuse pot fi
retransportate de cursul de apă, erodate și depuse în alte
meandre. Prin avansarea eroziunii în aluviunile depuse anterior se formeaz ă terase
în care sunt acumulate acvifere suspendate cu nivel liber ce se descarc ă prin
izvoare de teras ă (Fig. 4.14 ). Acviferele suspendate nu sunt în leg ătură hidraulic ă
directă cu un curs de apa de
suprafață care s ă-l alimenteze
sau dreneze (vezi Fig. 4.16 și
Fig.4.17 ).
Acvifere suspendate cu
nivel liber apar în depozitele
aluvionare și atunci când o lentil ă
de argilă formeaz ă local, un strat
cu permeabilitate redus ă în zona
nesaturat ă a unui acvifer cu nivel
liber ( Fig.4.15 ). Acviferul
suspendat este alimentat prin
infiltrații în perioadele ploioase și drenat lateral sau prin drenan ță. Dacă se execut ă
foraje care traverseaz ă lentila argiloas ă care constituie culcu șul acviferului 1
2 3 4
Fig. 4.13. Asocia țiile litologice caracteristice în
profilul longitudinal al unui râu:
1 – aluviuni în zone montane (bolov ănișuri); 2 –
aluviuni în zone de piemont (pietri șuri); 3 – aluviuni
în zone de câmpie (nisipuri și mâluri); 4 – aluviuni
în zone deltatice (mâluri și nisipuri) (dup ă
D.Rădulescu,1979).
Râu
Formațiuni impermeabileIzvor
Fig. 4.14. Izvoare de teras ă
207suspendat, apa acviferului suspendat este drenat ă prin calea de acces deschis ă de
foraje, spre acviferul freatic aflat sub cel suspendat.
Acvifere cu nivel liber sus ținute
Aluviunile depuse în albia minor ă, de-a lungul cursurilor de ap ă de suprafa ță,
genereaz ă acvifere cu
nivel liber sus ținute
aflate în comunicare
hidraulică direct ă cu
acestea. Un exemplu
clasic este unul din cele mai mari acvifere din Franța, cel din albia
minoră a râului Rin (de
Marsily 1986). Depozitele aluvionare în care se dezvoltă acest acvifer cu
nivel liber au grosimi
până la 100m și sunt
reprezentate prin nisipuri
grosiere, pietri șuri și
bolovănișuri.
Comunicarea hidraulic ă
directă între acviferele cu
nivel liber din aluviunile luncii minore și râu este
în ambele sensuri și ea
este cauza principal ă a
vulnerabilit ății la poluare a
acestor acvifere ( Fig.
4.16):
• în perioadele de ape
mari râul alimenteaz ă
acviferul;
• în perioadele de ape mici râul este alimentat de acvifer.
Varia ția lățimii acestor
acvifere influen țează atât
potențialul cât și relațiile
hidrodinamice cu re țeaua
hidrografic ă
. La intrarea într-o
câmpie aluvionar ă, acolo unde
lățimea acviferului este redus ă,
gradienții hidraulici ai curgerii
sunt mari și, de regul ă, acviferul
este alimentat de râu
(Fig.4.17a ).
Pe măsură ce lățimea acviferului
crește, dacă nu apar modific ări
importante ale conductivit ății
hidraulice, gradien ții hidraulici
se reduc, deoarece debitul
curentului acvifer se distribuie 1
2
Fig. 4.16. Relația hidrodinamic ă directă între un
acvifer aluvionar cu nivel liber și un curs de ap ă
de suprafa ță (1 – râul alimenteaz ă acviferul în
perioadele de ape mari; 2 – acviferul alimenteaz ă
râul în perioadele de ape mici). Nivelul piezometric
inițial al acviferului
suspendat
Acvifer cu nivel liber
Fig. 4.15 Căile de drenare ale apei dintr-un acvifer cu
nivel liber suspendat, aflat în zona nesaturat ă a unui
acvifer cu nivel liber:
• 1 – Drenan ță laterală;
• 2 – Drenaj prin drenan ță (lentila de argil ă
semipermeabil ă);
• 3 – Drenaj prin gaura de sond ă care
traverseaz ă lentila argiloas ă semipermeabil ă) Zonă nesaturat ă
1
2
3Nivelul piezometric al
acviferului suspendat
după executarea forajului
208pe o sec țiune mai mare iar acviferul și râul sunt în echilibru hidrodinamic (cota
nivelului piezometric al acviferului este egal ă cu cea a nivelului apei din râu;
Fig.4.17b ).
În aval, la reducerea l ățimii acviferului, gradien ții hidraulici ai curgerii
subterane cresc din nou datorit ă reducerii sec țiunii prin care trebuie s ă treacă debitul
acviferului și râul este cel alimentat de acvifer ( Fig.4.17c ). Aceste zone sunt de
regulă mlăștinoase datorit ă ridicării nivelului piezometric al acviferului aproape de
suprafața topografic ă.
În timp, forma țiunile aluvionare din talvegul râului se colmateaz ă cu particule
argiloase fine și legătura hidraulic ă între râu și acvifer se întrerupe la un moment dat.
Acest proces este accelerat în râurile barate pentru realizarea lacurilor de acumulare. Poluanții care sunt transporta ți de râuri pot fi filtra ți sau adsorbi ți de depozitele
argiloase care colmateaz ă talvegul, dar o parte din ei ajung în acvifere și sunt
transporta ți în stare dizolvat ă spre forajele de captare.
Datorit ă conductivit ăților hidraulice foarte mari ale aluviunilor și a bunei
alimentări asigurat ă de comunicarea cu re țeaua hidrografic ă, acviferele cu nivel liber
din aceste forma țiuni sunt intens exploatate pentru alimentarea cu ap ă
. Ele produc
apă de calitate superioar ă celei din râuri prin amestecul cu apele subterane a c ăror
calitate este îmbun ătățită prin autoepurare . Acviferele din aluviunile cursurilor de
apă realizeaz ă, de asemenea, regularizarea curgerii de suprafa ță datorită rezervelor
subterane drenate de râu în perioadele secetoase, rezerve care se refac, în general,
primăvara și iarna.
Acvifere litorale
Acvifere litorale se formeaz ă în depozitele neconsolidate sau consolidate
ale câmpiilor litorale, depozite de origin ă continental ă sau marin ă. Depozitele
continentale și marine sunt depuse într-o succesiune alternant ă de strate a c ăror Linie
echipoten țială
Râu
Fig. 4.17. Hartă piezometric ă a unui acvifer cu nivel liber și lățime
variabilă din lunca unui râu, cu sec țiuni transversale care ilustreaz ă relația
hidrodinamic ă între râu și acvifer:
• a – râul alimenteaz ă acviferul;
• b – râul este în echilibru cu acviferul și au loc schimburi reduse
de apă între râu și acvifer;
• c – acviferul alimentez ă râul
Linie de curenta
b
c
209grosime cre ște spre domeniul marin. Câmpiile litorale sunt constituite în majoritate
din depozite cuaternare, multe dintre ele fiind depuse peste depozite ter țiare și
mezozoice.
Acviferele litorale sunt acumulate fie în nisipuri, pietri șuri sau gresii
continentale fie în nisipuri sau calcare marine. Stratele impermeabile care pot
delimita în culcu ș acviferele sunt silturi și argile de origin ă continental ă sau marin ă.
Sedimentele câmpiilor litorale au fost depuse în ape marine de suprafa ță sau
adiacent acestora, astfel încât apa din pori a fost ini țial salină. Fluctua ția nivelului
mării în Pleistocen a determinat inundarea multor suprafe țe care în prezent sunt
deasupra nivelului m ării.
Acviferele litorale,
cu cât sunt plasate la o adâncime mai mare, (în general înclinarea
stratelor este orientat ă
spre mare) au zonele de
alimentare la distan țe mai
mari de litoralul bazinelor
marine. Descărcarea
acviferelor litorale se face în zona litoral ă prin câteva
mecanisme naturale (Fig.4.18 ):
• evapotranspira ție;
• drenajul direct prin
izvoare și curgere
subteran ă;
• amestecul apelor
saline cu apa dulce în zona de difuzie ;
• drenanță prin
formațiunile
semipermeabile
datorită gradien ț
ilor
hidraulici verticali;
• drenan ță declan șată de
presiunea osmotic ă
datorată diferen ței de
mineraliza ție între apa
dulce și cea
marină/salină.
Pentru acviferele
litorale cu nivel liber cele mai
eficiente mecanisme de descărcare sunt
evapotranspira ția, izvoarele și
drenajul subteran datorat gradientului hidraulic natural.
Acviferele litorale sub presiune se descarc ă prin
drenanță dirijată de gradientul
hidraulic dintre acviferele suprapuse și presiunea
osmotică datorat ă diferen ței
2
1
2
1 1
2
Apă sărată Apă dulce Nivel piezometricNivel piezometric
Interfată
apa dulce/apa s ărată Interfață
apă dulce/ap ă sărată Nivel mării Niveluri ale
apei mării
Fig.4.19. Deplasarea interfe ței apă dulce/ap ă
sărată la reducerea gradientului curgerii
subterane în acvifer, prin cre șterea cotei
nivelului m ării și reducerea cotei nivelului
piezometric al acviferului (de la 1 la 2).
Nivelul m ării
Strat
semipermeabil
Apă sărată
Apă dulceIzvor Nivel
piezometric
Difuzie
Gradient
salinitate
Gradient
hidraulic
Fig.4.18 Mecanisme naturale de desc ărcare a
acviferelor litorale (dupa Fetter, 1994). Evapotranspira ție
210de mineraliza ție dintre apa dulce și cea sărată.
În acviferele litorale, calitatea apei subterane dulci, venit ă din zonele de
alimentare continentale este degradat ă prin intruziunea apelor marine , sărate.
Forma limitei de separa ție între apele dulci și cele s ărate este, în principal,
determinat ă de debitul desc ărcării acviferului litoral. Modificarea acestui debit este
influențată de:
• oscila țiile cotei nivelului m ării;
• variațiile cotei nivelului piezometric al acviferului datorate aliment ării
variabile în timp;
• exploatarea resurselor acviferelor litorale.
Reducerea gradientului hidraulic al curgerii subterane în acviferele litorale
prin reducerea diferen ței între cota nivelului piezometric și nivelul m ării are ca efect
înaintarea lent ă a interfe ței apă dulce /ap ă sărată în acvifer ( Fig.4.19 ).
Pentru un regim sta ționar de curgere, forma interfe ței apă dulce – ap ă sărată
este aproximat ă acceptându-se c ă:
• apa sărată este imobil ă;
• apa dulce și cea sărată se comport ă ca două fluide imiscibile.
Acceptarea imiscibilit ății apei dulci și a celei s ărate nu introduce mari erori deoarece,
în regim sta ționar de curgere, l ățimea zonei de tranzi ție în care cele dou ă tipuri de
apă se amestec ă este foarte îngust ă (în jur de 1 m). Acest lucru se explic ă prin
afluxul constant de ap ă sărată pe care acviferul îl prime ște din mare, prin difuzie, în
cazul unei curgeri sta ționare.
În aceste condi ții, într-
o secțiune paralel ă cu direc ția
de curgere, profilul
piezometric al acviferului
litoral cu nivel liber și
interfața apa dulce – ap ă
sărată sunt linii de curent
(Fig.4.20 ). Adâncimea la care
se află interfața apă dulce –
apă sărată, sub nivelul m ării
(z) se calculeaz ă din
echilibrarea
presiunilor(dulce apa sarata apa p p_ _ ,
) în condi țiile unui regim
staționar, într-un punct P de
pe interfa ța apă dulce – ap ă
sărată (Fig.4.20 ):
zg psarata apa sarata apa ⋅⋅ =_ _ ρ (4.8)
hg zg pdulce apa dulce apa dulce apa ⋅⋅ +⋅⋅ =_ _ _ ρ ρ (4.9)
hg zg zgdulce apa dulce apa sarata apa ⋅⋅ +⋅⋅ =⋅⋅_ _ _ ρ ρ ρ (4.10)
de unde rezult ă (principiul Ghyben – Herzberg ):
h z
dulce apa sarata apadulce apa⋅−=
_ __
ρ ρρ
(4.11)
Interfața
apă dulce – ap ă sărată Linie
echipoten țială
z h Nivelul
mării
Fig.4.20. Poziția interfe ței apă dulce – ap ă sărată Profil
piezometric
Linie de curent
211în care
sarata apa_ρ – densitatea apei s ărate;
dulce apa_ρ – densitatea apei dulci;
g- accelera ția gravita țională;
h- cota nivelului piezometric.
Pentru o densitate medie a
apei sărate:
și a apei dulci:
se obține:
h h z ⋅ =⋅−= 401000 10251000 (4.12)
Morfologia limitei ap ă dulce – ap ă sărată este modificat ă brutal de existen ță
captărilor de ap ă care exploateaz ă debite mari din acviferele litorale. Dep ășirea
resurselor dinamice ale acviferului litoral conduce frecvent la distrugerea acviferului
litoral și exploatarea prin foraje a apei s ărate ( Fig.4.21 ).
4.2.2. Acvifere în forma țiuni glaciare
Forma țiunile glaciare sunt constituite din sedimente neconsolidate care ocup ă
suprafețe extinse în nordul Europei, Canadei și Statelor Unite ale Americii. Domeniul
depunerii forma țiunilor glaciare cuprinde atât regiunea acoperit ă de ghe țari cât și
zona de influen ță din jurul lor, în care ajunge apa provenit ă prin topire. Materialul
rezultat, exclusiv de natur ă clastică se caracterizeaz ă prin:
• neomogenitatea granula ției, complet lipsit ă de sortare;
• prezen ța zgârieturilor pe fragmentele de dimensiuni mari;
• repartizarea depozitelor sub forma de zone înguste și alungite, marcând
regiunile de dispari ție a ghețarilor.
Forma țiunile glaciare, dup ă modul de formare sunt separate în patru
categorii: sedimente glaciare lacustre , morene glaciare , depozite glaciare
fluviatile , depozite glaciare frontale (Fig.4.22
).
Sedimentele glaciare lacustre sunt reprezentate prin silturi și argile și au
conductivit ăți hidraulice reduse (K = 10-5 – 10-8 cm/sec)
Morenele sunt depozite sedimentare de origine glaciar ă, lipsite de coeren ță
și caracterizate printr-o sortare foarte slab ă. Sunt un amestec haotic de blocuri, gale ți
și pietriș și, în special, material pelitic de natur ă argiloas ă. Sunt răspândite în ariile
foștilor ghe țari de vârst ă cuaternar ă, unde pot atinge grosimi de 20-30 m.
Conductivitatea hidraulic ă a morenelor este foarte variat ă în funcție de compozi ția
litologic ă, alterare, fracturare/fisurare și direcția de curgere : (K = 10-3 – 10-9
cm/sec). Morenele au un con ținut mare de argile și o conductivitate hidraulic ă
redusă, deși fracturile verticale pot cre ște conductivitatea hidraulic ă de peste 1000 de 3
_ / 1025 cm gramesarata apa = ρ
3
_ / 1000 cm gramedulce apa = ρ
1Q1>Q2
Apă dulce
Apă sărată Nivelul piezometric
Interfața apă dulce –
apă săratăNivelul
mării
Fig.4.21. Efectul exploat ării resurselor
acviferelor litorale asupra interfe ței apă dulce –
apă sărată. 2
212ori în compara ție cu cea
determinat ă pe probe
compacte (Freeze &
Cherry, 1979). În
morenele nisipoase se pot forma acvifere locale, izolate, cu potențial redus, cu nivel
liber, freatice sau
captive.
Depozitele
glaciale fluviatile sunt
depuse de cursuri
subglaciare și râuri în
perioadele interglaciare. Sunt reprezentate prin nisipuri și pietrișuri, sunt
foarte permeabile (K = 10
-3 – 1 cm/sec; Fetter,
1993), fiind dispuse sub
formă de corpuri înguste
și alungite, rectilinii sau
meandrate, în general
peste morene. Datorit ă
poziției topografice de
cele mai multe ori sunt nesaturate fiind drenate gravitațional sau con țin o cantitate redus ă de apă în zona median ă.
Depozitele glaciare frontale sunt formate în fa ța foștilor ghețari, împinse de
morene și cursurile subglaciare. Sunt reprezentate prin strate intercalate de nisip,
pietriș, mai rar silturi sau argile. Aceste depozite, cu conductivit ăți hidraulice mari,
permit formarea unor acvifere cu nivel liber cu rezerve importante de ape subterane, dar sunt exploatate deseori și pentru pietri ș.
0 5 10 Km +300 +350 +400 Cota
[m] 1
2
3
4
5
Fig.4.22. Formațiuni glaciare în Mesabi Iron Range,
Minnesota (dup ă T.C.Winter, U.S.Geological Survey
Water -Supply, 1973): 1 – sedimente glaciare lacustre;
2- morene nisipoase brune; 3 – morene cu blocuri eratice; 4 – morene bazale; 5 – roci sedimentare
cretacice.Râul
Mississippi
2134.3. Hidrostructuri în forma țiuni sedimentare
Rocile sedimentare oferă o diversitate remarcabil ă pentru condi țiile de
dezvoltare ale acviferelor, determinat ă de:
• tipurile de roci sedimentare în care se pot forma acvifere;
• complexitatea stratigrafic ă și structural ă a rocilor sedimentare.
4.3.1. Tipuri de roci sedimentare
Principalele tipuri de roci sedimentare care formeaz ă arhitectura complex ă
a hidrostructurilor sunt: rocile epiclastice/detritice , rocile argiloase și cele
carbonatice .
Rocile epiclastice sunt reprezentate prin roci psefitice (ortoconglomerate,
ortobrecii), roci psamitice (gresii cuar țoase, gresii arcoziene, gresii litice, graywacke)
și roci aleuritice (loess). Rocilor epiclastice li se asociaz ă frecvent piroclastitele
datorită similitudinilor texturale și structurale.
Rocile psefitice alături de cele carbonatice, reprezentate prin calcare și
dolomite , constituie componenta permeabil ă a hidrostructurilor, acolo unde apa este
stocată sau circul ă sub acțiunea poten țialului gravita țional.
Rocile argiloase reprezentate prin argile reziduale sau argile sedimentate
(polimictice sau oligomictice) constituie componenta impermeabil ă a hidrostructurilor
care “separ ă” acviferele.
Marnele sunt roci intermediare între argile și calcare, putând fi mai apropiate
de calcare sau argile în func ție de cantitatea de calcit con ținută.
4.3.2. Complexitatea stratigrafic ă și structural ă
Complexitatea stratigrafic ă a depozitelor sedimentare condi ționează
continuitatea dezvolt ării acviferelor prin:
• variațiile litologice pe orizontal ă ale unui interval stratigrafic;
• efilarea unui interval stratigrafic.
Ambele situa ții conduc la discontinuit ăți în dezvoltarea acviferelor.
Prezența unui acvifer într-un interval stratigrafic este condi ționată de
constituția lui litologic ă și nu de vârsta formațiunilor. Trecerea, în cadrul aceluia și
interval stratigrafic de la
roci permeabile la roci impermeabile sau
efilarea depozitelor
permeabile conduce la discontinuit ăți ale
acviferului și în
consecin ță la dificult ăți
de explorare a resurselor de ape subterane.
Resursele
acviferelor, cuantificate prin transmisivitate
sunt propor
ționale cu
grosimea acestora în
condițiile constan ței conductivit ății hidraulice. Varia ția grosimii poate fi determinat ă
de (Fig.4.23 ): Fig.4.23. Factori care determin ă variația grosimii
formațiunilor acvifere detritice: a-distanța de la limita
bazinului de sedimentare; b- morfologia suprafe ței pe
care sunt depuse sedimentele; c- eroziunea
diferențiată a rocilor. a) b) c)
214• distan ța față de limita bazinului de sedimentare;
• morfologia suprafe ței pe care este depus ă formațiunea acvifer ă;
• eroziunea diferen țiată a formațiunilor acvifere dup ă depunere.
Complexitatea structural ă a rocilor sedimentare este dat ă de amplitudinea
deformărilor plicative și deplasărilor precum și de tipul de falii care le afecteaz ă
continuitatea.
Deformarea și
deplasarea rocilor sedimentare
sub efectul eforturilor tectonice
la care sunt expuse conduc la formarea unor acvifere sub
presiune în axul structurilor
sinclinale ( Fig.4.24 ).
Plasarea acviferelor la adâncimi mari sub efectul
deplasărilor produse de stressul
tectonic poate conduce la:
• încălzirea apei sub efectul
gradientului geotermic și
transformarea acviferelor în
acvifere geotermale ;
• creșterea mineraliza ției
apei peste limitele admise
pentru alimentarea cu apa potabil ă,
prin plasarea acviferului în zona
schimbului lent de ape sau a apelor stagnante;
• reducerea eficien ț
ei exploat ării
apelor subterane prin cre șterea
consumurilor materiale și energetice
de întreținere.
Deplasarea terenurilor acvifere
spre suprafață și deform ările plicative
pot conduce la crearea de aflorimente
în care forma țiunile permeabile
intercalate cu cele impermeabile devin
zone de alimentare/poluare ale
acviferelor de adâncime: carstice sau detritice.
Prezen ța faliilor cu un
comportament hidrogeologic foarte variat (etan șe sau
conductoare), afecteaz ă
continuitatea structural ă și
hidrodinamic ă a
hidrostructurilor.
Comportamentul
hidrogeologic al faliilor este
determinat de amplitudinea
deplasărilor de-a lungul
planului de rupere precum și de
litologia formațiunilor afectate
de falii.
Amplitudini ale
Formațiuni
impermeabile
Fig.4 .24. Efectul cut ării forma țiunilor asupra
acviferelor Zonă cu
apă sub
presiuneAcvifer cu
nivel liber
F
Fig.4.25. Discontinuitatea unui acvifer
produsă de o falie impermeabil ă (F) cu o
săritură mai mare decât grosimea stratului
permeabil Izvor
Izvor
Fig.4.26. Menținerea continuit ății hidrodinamice
atunci când planul faliei ( F) este permeabil și
săritura este mai mic ă decât grosimea acviferului. F Profil
piezometric
215deplasărilor de-a lungul faliilor mai mari decât grosimea stratului permeabil și
impermeabilizarea zonei de falie datorit ă prezenței materialului argilos, conduce la
discontinuit ăți majore în dezvoltarea acviferelor ( Fig.4.25 ).
Dac ă planul faliei este permeabil și săritura faliei este mai mic ă decât
grosimea depozitelor permeabile, discontinuitatea litologic ă nu afecteaz ă
continuitatea hidrodinamic ă a acviferelor reflectat ă în continuitatea profilului
piezometric ( Fig.4.26 ).
Faliile permeabile pot fi căi de acces ale gazelor (dioxid de carbon/hidrogen
sulfurat) care conduc la apari ția apelor cu con ținut ridicat în gaze ( Fig.4.27 ).
Accesul gazelor pe falii se poate face de la mari adâncimi, aceasta fiind cea
mai frecvent ă modalitate de formare a apelor minerale carbogazoase.
4.3.3. Acvifere în roci sedimentare epiclastice
Trecerea de la depozitele detritice/epiclastice neconsolidate la depozitele
coerente care sunt rocile epiclastice se face prin transform ări postdepozi ționale
complexe controlate de procese mecanice (compactizare) și chimice (autigenez ă,
dizolvare).
Aceste procese afecteaz ă conductivitatea hidraulic ă a sedimentelor
epiclastice și resursele acviferelor acumulate în rocile sedimentare detritice
(psefitice, psamitice sau aleuritice).
Compactizarea sedimentelor clastice este determinat ă de îngroparea
acestora sub sedimente noi și până la adâncimi de 1000-1500m este pur mecanic ă,
efectul fiind o reducere a porozit ății primare. Efectele compactiz ării sunt mai mari
pentru sedimentele grosiere și bine sortate decât pentru cele fine. Compactizarea
unui sediment detritic slab sortat care con ține alături de frac țiunea grosier ă și o
fracțiune pelitic ă conduce la litificare prin rolul de liant pe care-l au mineralele
argiloase. Porozitatea primar ă se reduce substan țial și rocile formate sunt
semipermeabile sau impermeabile.
Creștea adâncimii de îngropare la peste 1500m are ca efect sc ăderea în
continuare a porozit ății primare datorit ă creșterii temperaturii care poate declan șa
reacții chimice de solubilizare, cimentare sau substitu ție.
Conductivitatea hidraulic ă a rocilor detritice depinde de:
• permeabilitatea primar ă (granula ție, grad de sortare, forma
granulelor);
• gradul de cimentare al golurilor cu silice, calcit, oxizi de fier;
• dizolvarea cimentului original depus în timpul diagenezei;
• permeabilitatea secundar ă care crește prin cre șterea gradului de
fracturare datorit ă: CO 21 2 3NV SE Foraj
S4
Fig.4.27. Sursa de bioxid de carbon de la Buzia ș (după M.U
Feru și A.Feru, 1997)
1-depozite pleistocene de teras ă; 2- nisipuri, pietri șuri argile și
marne pliocene; 3- șisturi metamorfice precambriene; F- falie F
216• decomprim ării rezultate din reducerea presiunii prin
eroziunea forma țiunilor acoperitoare (se produce pe la
100m adâncime de la suprafa ța topografic ă).
• activității tectonice de tensiune sau compresiune care
produce cute sau falii.
Acviferele din rocile sedimentare detritice au un potențial acvifer mediu , o
continuitate hidrodinamic ă semnificativ ă și o variabilitate parametric ă relativ redus ă,
în compara ție cu cele din rocile sedimentare carbonatice.
Plasate la adâncimi mai mari decât acviferele din sedimente neconsolidate,
aceste acvifere sunt mai pu țin vulnerabile la poluare fiind de cele mai multe ori
captive sau sub presiune.
Exploatarea acestor acvifere se face prin foraje hidrogeologice care le
deschid pe toat ă grosimea ( Fig.4.28a ) sau numai la partea superioar ă (Fig.4.28b ).
La acela și debit pompat ( Q) și aceeași grosime deschis ă, forajul perfect dup ă gradul
de deschidere produce o denivelare mai mic ă în acvifer și are o eficien ță economic ă
mai bună (consumul de energie necesar pomp ării este mai mic) decât cel imperfect.
4.3.4. Acvifere în roci carbonatice
Rocile sedimentare carbonatice constituite din depozite poligene de o mare
complexitate textural ă și structural ă, ocupă mai mult de 10% din ariile în care
aflorează depozitele sedimentare și se întâlnesc în depozite de vârste foarte variate.
Rocile carbonatice se prezint ă în compozi ții mineralogice și chimice simple,
determinate de tendin ța de asociere în agregate monominerale a calcitului și
dolomitului: calcare și dolomite .
Calcarele și dolomitele sunt gazda unor acvifere cu dezvoltare regional ă și
resurse de ape subterane remarcabile.
Circulația apei subterane în acviferele carbonatice se face prin spa țiile
datorate:
• porozității primare , mică la rocile carbonatice de precipita ție chimic ă
(calcare fin granulare, calcare alochemice-oolitice, peletale) și
semnificativ ă la cele clastice (rudite calcaroase, arenite calcaroase); Q Q
Fig.4.28. Acvifer sub presiune acumulat în roci sedimentare detritice exploatat
prin foraje hidrogeologice:
a) foraj perfect dup ă gradul de deschidere;
b) foraj imperfect dup ă gradul de deschidere a) b)
217• porozității secundare rezultată prin lărgirea fisurilor datorit ă solubiliz ării
calcarului și dolomitului de apa cu aciditate medie.
• planelor de stratifica ție a căror permeabilitate poate fi crescut ă simțitor
prin dizolvarea calcitului și dolomitului.
La o aciditate
medie, apa poate
dizolva rocile
carbonatice pân ă
atinge o saturare în calcit și dolomit de
99%.
Rata de
dizolvare descre ște
linear cu cre șterea
concentra ției până la
valori ale satura ției de
65% și 95%, dup ă
care se reduce rapid la zero (Plummer, Wiggley, Parkhurst 1978; Palmer 1984; Fig. 4.29 ).
Mecanismul de dizolvare favorizeaz ă lărgirea fisurilor cu deschidere mare în
raport cu cele cu deschidere mic ă. S-a demonstrat experimental c ă dezvoltarea
sistemelor de drenaj în acviferele carbonatice se face de la zonele de alimentare ale acviferului spre cele de desc ărcare. În primul stadiu, în vecin ătatea zonelor de
alimentare toate fisurile sunt l ărgite prin dizolvarea produs ă de apa care se
infiltrează. O dată cu înaintarea apei spre zonele de drenaj se reduce num ărul
fisurilor care sunt l ărgite prin dizolvare, ajungându-se ca în zona de desc
ărcare să
rămână în unele situa ții doar un canal de evacuare ( Fig.4.30 ).
D
in
punct
de
veder
e
chimi
c apa
din
acvife
rele
carbo
natic
e este de dou ă tipuri (Shunster & White 1971):
• apă saturat ă cu calcit/dolomit , motiv pentru care se deplaseaz ă lent
prin fisuri cu conductivitate hidraulic ă redusă;
• apă nesaturat ă cu calcit/dolomit care se deplaseaz ă mai repede
deoarece prin dizolvare l ărgește deschiderea fisurior și le crește astfel
conductivitatea hidraulic ă.
Infiltrarea apei în rocile carbonatice se face și prin talvegul cursurilor de ap ă
de suprafa ță care traverseaz ă masive de roci carbonatice. În regiunile carstice este
frecventă dispariția cursurilor de ap ă în subteran, pe sisteme de fisuri, sau apari ția lor
pe anumite tronsoane. 0 50 100
Saturare (%) 0Max
Rata de
solubilizare
(g/sec/cm2)
Fig.4.29. Rata de solubilizare a calcarului raportat ă la
gradul de saturare (A.N.Palmer, Journal of Geological
Educațion 32 ,, 1984 )− ++ ++ ⇔ +3 3 HCO Ca H CaCO
Descreștere
lineară
Descreștere
reală
Sensul de curgere a apei Arie de
alimentare Arie de
drenaj
Fig.4.30. Dezvoltarea sistemului de drenaj într-un acvifer
carbonatic (dup ă Fetter, 1994).
218Un sistem carstic este definit prin nivelul de baz ă care reprezint ă cota
minimă a emergen țelor. Nivelul de
bază regional al unui sistem carstic
este de obicei cursul de suprafa ță
care dreneaz ă toate emergen țele din
bazinul hidrografic în care este plasat
sistemul carstic. Cota nivelului
piezometric în sistemul carstic este
mai mare decât cota nivelului de
bază dar gradien ții hidraulici sunt de
regulă foarte mici (nivelul piezometric
este practic orizontal !!!; Fig.4.31 )
datorită conductivit ăților hidraulice
foarte mari.
Circulația apelor din zonele
de alimentare spre nivelul de baz ă în
prezența sistemelor de fisuri și a
apelor nesaturate în calcit/dolomit
conduce la formarea peșterilor ,
goluri subterane specifice sistemelor carstice. Acestea se formeaz ă
(Fig.4.31 ):
• deasupra nivelului piezometric ;
• în imediata vecin ătate a nivelului
piezometric ;
• sub nivelul piezometric.
Morfologia golurilor carstice este determinat ă de geometria planele de
stratificație și a sistemelor de fisuri care afecteaz ă rocile carbonatice. Pozi ția golurilor
carstice fa ță de nivelul piezometric la un moment dat este condi ționată și de
modificarea în timp a nivelului de baz ă
al sistemului carstic.
Caracteristicile acviferelor din rocile carbonatate sunt foarte variate
conturându-se trei modele conceptuale diferențiate dup ă caracteristicile curgerii
apelor subterane (White 1969):
• acvifere carbonatice difuze , relativ omogene, cu dimensiuni reduse ale fisurilor
prin care circul ă apa;
• acvifere carbonatice carstice în care circula ția apei este similar ă cu cea prin
conducte, orientat ă de fisuri și plane de stratifica ție cu deschidere mare,
rezultatul solubiliz ării active a calcarului/dolomitului;
• acvifere carbonatice sub presiune în care direc ția de circula ție a apei este
controlat ă de forma țiuni cu permeabilitate redus ă, plasate în acoperi ș și culcuș.
4.3.4.1. Acvifere carbonatice difuze
Dolomitele și calcarele argiloase sunt cele care favorizeaz ă o curgere
“difuză” a apelor subterane, ele fiind mai puțin solubile decât calcarele. Din acest
motiv sistemul de drenaj este alc ătuit din fisuri cu deschideri mici cu distribu ție
omogenă și izotropă. Golurile carstice, dac ă sunt prezente, sunt de dimensiuni mici și
izolate.
Alimentarea acviferelor se face lent, preponderent prin infiltrare pe fisurile
orientate vertical.
Curgerea apelor subterane nu este localizat ă pe căi preferen țiale de
curgere, ea fiind direc ționată de relația spațială dintre zonele de alimentare și cele de
drenaj. Nivelul de baz ă al
sistemului carstic
Izvor Peșteră în zona
nesaturat ă
Peșteră la nivelul
de bază
Peșteră sub
nivelul de baz ă
Fig.4.31. Localizarea pe șterilor în raport cu
nivelul de baz ă al sistemului carstic Nivel
piezometric
219 Nivelul piezometric în astfel de acvifere este bine definit (cu o foarte bun ă
continuitate !!) și are cote mult mai mari decât al nivelului de baz ă al sistemului
carstic, datorit ă conductivit ății hidraulice reduse.
Descărcarea acviferelor se face prin numeroase izvoare cu debit redus și
variabilitate mic ă, sau emergen țe difuze.
Datorită caracterului omogen al acestor acvifere, forajele hidrogeologice au
productivit ăți similare, indiferent de loca ția în care sunt executate.
4.3.4.2. Acvifere carbonatice carstice
Bine dezvoltate în calcare solubile , acviferele carstice se caracterizeaz ă
printr-un sistem de drenaj bine dezvoltat, heterogen și anizotrop , format din fisuri și
fracturi cu deschidere mare și goluri carstice cu dimensiuni mari interconectate.
Alimentarea se face rapid prin infiltrare vertical ă pe sistemul de fisuri l ărgite
prin procesul de solubilizare a calcarului. Nivelul apei subterane cre ște rapid în
perioadele de alimentare (perioadele ploioase).
Curgerea apei este localizat ă pe canalele cu dimensiunile cele mai mari cu
toate că întreg sistemul de drenaj este saturat.
Curgerea din canalele cu dimensiuni mari are caracteristicile hidraulice ale
unei curgeri prin conducte. Ea este turbulent ă, vitezele de curgere sunt similare cu
cele ale curgerii de suprafa ță și transport ă o cantitate semnificativ ă de sedimente în
suspensie. Conceptul de nivel piezometric în acviferele carstice este diferit de cel din
acviferele dezvoltate în nisipuri sau pietri șuri. Nivelului piezometric în acviferele
carstice poate fi discontinuu datorit ă neomogenit ății și anizotropiei conductivit ății
rocilor carbonatice.
Nivelul piezometric general este pu țin deasupra nivelului de baz ă al sistemului
carstic și practic orizontal, datorit ă drenajului rapid. Exist ă zone cu sisteme de fisuri
izolate în care apa este suspendat ă deasupra nivelului piezometric general.
Nivelul curgerii în golurile carstice este corelat cu nivelul piezometric general și
variază în funcție de aportul aliment ării din infiltra ții.
Sub nivelul de baz ă
al sistemului carstic toate fisurile sunt saturate cu ap ă și
sunt condi ții pentru existen ța unui acvifer continuu. Dezvoltarea sistemului de drenaj
sub acest nivel este condi ționată de puterea de solubilizare a apei. Adâncimea medie
până la care se dezvolt ă sisteme de drenaj sub nivelul de baz ă este mai mic ă de
60m (White 1969) și în condi ții speciale (schimbarea nivelului de baz ă în timp
geologic datorit ă modific ării nivelului m ării, nivelului râurilor etc.) poate dep ăși
această adâncime.
Descărcarea acviferelor carstice se face prin pu ține izvoare cu debite mari ,
și variabilitate mare , corelate cu perioadele de alimentare și vitezele mari de
curgere. Sistemul secundar de drenaj format din fisurile cu deschideri reduse în care
are loc o curgere difuz ă, cu viteze mici, face posibil ă constituirea unei rezerve de ap ă
care asigur ă continuitatea izvoarelor în perioadele secetoase.
Alegerea unei bune loca ții pentru un foraj hidrogeologic într-un acvifer carstic
este foarte dificil ă datorită neomogenit ății și anizotropiei acestuia. Reu șita alegerii
locației depinde de interceptarea unei fisuri prin care are loc curgerea sau în cel mai
fericit caz a intersec ției unor astfel de fisuri.
Localizarea sistemelor de fisuri favorabile concentr ării curgerii apelor
subterane se realizeaz ă prin:
• metode directe bazate pe cartarea indicatorilor de tipul zonelor ml ăștinoase,
depresiunilor, tronsoanelor rectilinii ale cursurilor de ap ă de suprafa ță, alinierea
golurilor de pr ăbușire etc. care pot fi puse în leg ătură cu zone fisurate sau
fracturate;
220• metode geofizice pentru identificarea zonelor fisurate de tipul: profilare
geoelectric ă, prospec țiune termoelectric ă, prospec țiune magnetic ă, măsurarea
concentra ției de CO 2 din sol, etc.(Kelly, W. E.& Mares S. 1993).
Abandonarea unui foraj hidrogeologic “uscat” executat într-un acvifer carstic
trebuie s ă fie precedat ă de toate încerc ările de a-l pune în leg ătură cu sistemul de
drenaj al acviferului:
• injectarea acidului clorhidric în scopul l ărgirii fisurilor traversate de foraj;
• fisurarea hidraulic ă a formațiunilor traversate;
• fisurarea forma țiunilor prin explozii declan șate în foraj;
• adâncirea forajului sub nivelul de baz ă al sistemului carstic pentru interceptarea
unor posibile sisteme de fisuri aflate la adâncime mai mare.
Este posibil ca un astfel de foraj s ă fie în imediata apropiere a sistemului de
fisuri în care are loc curgerea și una din încerc ări să-l “salveze” deschizând c ăile de
acces ale apei spre foraj.
4.3.4.3. Acvifere carbonatice sub presiune
Delimitarea în acoperi ș și culcuș a rocilor carbonatice prin forma țiuni cu
conductivitate hidraulic ă redusă controleaz ă debitul și direcția de curgere a apei
subterane prin sistemul de drenaj (format din pori, fisuri, fracturi și goluri carstice) al
acestora. Astfel de acvifere, în care forma țiunea carbonatic ă este complet
saturată cu apă, sunt plasate la adâncimi mult mai mari decât în cele carstice unde
curgerea se realizeaz ă deasupra nivelului de baz ă sau puțin sub acesta. De regul ă
extinderea acviferelor carbonatice sub presiune este regional ă și resursele dinamice
semnificative.
Alimentarea acviferelor carbonatice sub presiune se realizeaz ă prin zonele
de aflorare ale depozitelor carbonatice sau prin sistemele de fisuri care pot afecta
local acoperi șul sau culcu șul impermeabil.
Curgerea nu este localizat ă, ea având loc în tot volumul acviferului, printr-un
sistem de drenaj cu o mare densitate a c ăilor de circula ție deschise prin solubilizarea
rocilor carbonatice.
Nivelul piezometric are o bună continuitate datorită repartiției omogene
fisurilor.
Descărcarea acviferelor carbonatice sub presiune se face prin linii de
izvoare, cu debite mari și variabilitate redus ă.
4.4. Hidrostructuri în roci vulcanice
Tufurile vulcanice și cenușile, roci vulcanice cu o foarte mare porozitate
primară, au o permeabilitate redus ă datorită izolării golurilor. Aceste roci constituie
zone nesaturate de mari grosimi (pân ă la 600m în Nevada, G. de Marsily, 1986) în
care deplasarea apei infiltrate se face foarte lent. Alterarea conduce la formarea
mineralelor argiloase și reducerea suplimentar ă a permeabilit ății.
Curgerile de lave sunt mai permeabile decât tufurile și cenușile datorit ă
creșterii porozit ății prin apari ția golurilor determinate de eliminarea gazelor din
lave, solidificarea p ărții superioare a lavelor în timpul curgerii (se formeaz ă o
crustă solidă sub care lava topit ă continuă să curgă) și formarea crăpăturilor de
răcire. În plus curgerile succesive de lave conduc la înglobarea, sub form ă de
intercala ții a depozitelor cu permeabilitate ridicat ă.
Bazaltele pot fi foarte permeabile și formeaz ă acvifere cu grosimi de pân ă la
3000 m grosime (platoul Colorado, G. de Marsily, 1986) dar pot avea și o
221conductivitate hidraulic ă de numai 10-8-10-11 m/sec (Freeze, 1979) când sunt plasate
la mare adâncime și sunt compacte.
Acviferele din insulele Hawai sunt acumulate în bazalte cu permeabilitate
ridicată ale domurilor vulcanice, fiind alimentate din precipita ții cu o medie anual ă de
6350 mm ( Fig.4.32, Fetter, 1993).
Apa dulce “plute ște” pe apa s ărată având o densitate mai mic ă, formând un
acvifer bazal cu nivel liber . Trecerea de la apa dulce la cea s ărată se face într-o
zonă de amestec.
Deasupra acestui acvifer bazal o parte din apa dulce provenit ă din precipita ții
este captivă între adev ărate baraje create de dyke- urile intruzive care traverseaz ă
curgerile de lave bazaltice.
Pe intercala țiile de cenu șă care impermeabilizeaz ă suprafețele de separa ție
dintre curgerile de lave bazaltice se acumuleaz ă o altă parte din apa de precipita ții,
formând acvifere suspendate.
Acviferele suspendate pe nivelurile de cenu și impermeabile și cele captive
între dyke- urile intruzive se manifest ă prin izvoare localizate la 100 m deasupra
nivelului m ării.
Acviferul bazal este exploatat prin tuneluri orizontale numite tuneluri Maui și
executate la nivelul m ării sau pu țin deasupra acestuia pentru evita zona de amestec
cu apa s ărată. Debitele pompate din astfel de tuneluri ajung pân ă la 2000 litri/sec.
4.5. Hidrostructuri în roci intruzive și metamorfice
Rocile intruzive și metamorfice au o porozitate primar ă foarte mic ă în raport
cu cele sedimentare, prezen ța acviferelor în aceste roci fiind condi ționată de
existența fracturilor, faliilor sau zonelor de alterare care determin ă apariția porozității
secundare. Apariția fracturilor în rocile intruzive sau metamorfice este datorat ă mișcărilor
tectonice, reducerii presiunii litostatice generat ă de eroziunea forma țiunilor
acoperitoare, înc ărcării și descărcării cauzate de glacia țiuni, contrac ției prin răcire a
rocilor, compresiunii sau tensiunilor produse de stressul tectonic regional. Fig.4.32 Acvifere într-un dom vulcanic hawaian format din curgeri de lave
bazaltice (dup ă Fetter, 1993) Apă
sărată Tunel de
exploatare Acvifer suspendat pe un pat de cenu șă vulcanic ă
Caprock
(impermeabil)
Nivelul
mării Apă dulce izolat ă
între dyke-uri
Apă bazală dulce
protejată de caprock
Apă bazală
222 În general densitatea fracturilor scade cu adâncimea chiar dac ă această
regulă a fost infirmat ă de măsurători executate în foraje de explorare (Coates et.al.,
1983). În granitul paleozoic cu biotit din Illinois, la adâncimi cuprinse între 660m și
1660m porozitatea secundar ă determinat ă v a r i a z ă între 1,42% și 2,15% iar
permeabilitatea intrinsec ă de la 10-4 darcy la 10-8 darcy. Fisurile care determin ă
această porozitate secundar ă sunt saturate cu saramuri la aceste adâncimi.
Alterarea chimic ă a rocilor cristaline conduce la formarea unui produs de
alterare numit saprolit cu porozit ăți de 40 pân ă la 50%. Acest saprolit ac ționează ca
un rezervor pentru apa infiltrat ă, apă pe care o cedeaz ă forajelor care intercepteaz ă
fracturile din rocile cristaline plasate sub aceste saprolite.
Deoarece majoritatea fisurilor și fracturilor din rocile cristaline sunt verticale
se recomand ă schimbarea loca ției unui foraj hidrogeologic dac ă după primii 100 m
nu a interceptat un sistem de fisuri. Șansa de a intercepta un sistem de fisuri la
adâncimi mai mari de 100m scade vertiginos cu adâncimea.
Amplasarea forajelor în talvegul văilor, în zonele cu roci cristaline, cre ște
șansa intercept ării unor sisteme de fisuri deoarece aceste v ăi sunt de cele mai multe
ori dezvoltate de-a lungul unor sisteme de fisuri regionale.
2235. SCHEMATIZAREA HIDROSTRUCTURILOR
(Daniel Scr ădeanu)
Schematizarea hidrostructurilor este o
intervenție brutală asupra arhitecturii templului apelor
subterane. Sunt eliminate anexele inutile, sunt l ărgite
culoarele, sunt înlocuite conductele de curgere a apei.
Rezultatul este un bloc, constituit din înc ăperi
standard, instala ții eficiente, cheltuieli de între ținere
minime, în care este g ăzduită aceeași rezervă de apă
subteran ă în acelea și condiții de puritate ca în templul
inițial.
Scopul acestei interven ții este reducerea
efortului necesar model ării cantitative a curgerii apelor
subterane și a fluidelor asociate.
Schematizarea hidrostructurilor definitiveaz ă obiectivul Hidrogeologiei
generale : modelul conceptual al hidrostructurilor.
Schematizarea hidrostructurilor este opera țiunea de simplificare a
complexit ății acestora în condi țiile menținerii caracteristicilor reprezentative pentru:
• spațiul în care are loc curgerea apei subterane (acviferul);
• caracteristicile hidrofizice ale terenurilor a căror distribu ție spațială
condiționează caracteristicile curgerii apei subterane ;
• condițiile hidrodinamice ale curgerii pe frontierele hidrostructurii și în interiorul
acesteia.
Modelul conceptual rezultat prin schematizarea hidrostructurilor este
ambianța în care se realizeaz ă toate evalu ările cantitative ale curgerii apei
subterane. Abordarea aspectelor fundamentale ale dinamicii apelor subterane cât
și cele particulare, de hidrogeologie aplicat ă, se bazeaz ă pe acest model
conceptual al hidrostructurii.
Etapele metodologiei de schematizare sunt:
• Schematizarea spa țială, pentru precizarea geometriei spa țiului în care are loc
curgerea apelor subterane;
• Schematizarea parametric ă, pentru evaluarea distribuției spa țiale a
parametrilor ce descriu caracteristicile hidrofizice ale terenurilor;
• Schematizarea hidrodinamic ă, pentru precizarea frontierelor hidrodinamice
ale sistemului acvifer și a condițiilor hidrodinamice inițiale în interiorul
acestuia.
Dificultatea central ă a opera țiunii de schematizare este asigurarea
reprezentativit ății modelului hidrostructurii care constituie suportul modelului
matematic al curgerii apelor subterane.
Până unde se merge cu schematizarea geometriei spa țiului în care are loc
curgerea apelor subterane, a distribu ției spațiale și temporale a parametrilor
hidrogeologici și a condi țiilor hidrodinamice pentru a asigura reprezentativitatea
modelului matematic al curgerii apelor subterane?
Reprezentativitatea modelului matematic utilizat pentru evaluarea curgerii
apelor subterane este condi ționată de reprezentativitatea modelului conceptual al
hidrostructurii și asigură similaritatea reacției modelului cu cea a hidrostructurii
reale, la o perturbare hidrodinamic ă sau fizico-chimic ă.
Perturbarea hidrodinamic ă a unei hidrostructuri poate fi produs ă prin:
• extragerea unui debit de ap ă printr-o captare, un sistem de
asecare/detensionare etc.;
224• injecția apei în acvifere prin bazine de realimentare, prin pu țuri de injec ție, prin
pierderile de ap ă din re țelele de conducte de distribu ție deteriorate, din
rezervoare etc.
Perturbarea fizico-chimic ă este rezultatul modific ării caracteristicilor fizice și
chimice ale apelor subterane fie prin modificarea rela țiilor hidrodinamice cu apele de
suprafață sau alte structuri hidrogeologice, fie prin poluarea acestora din surse
punctuale sau difuze.
Reacția modelului matematic al hidrostructurii la perturb ările produse se
cuantifică prin varia ția sarcinii piezometrice și a caracteristicilor fizico-chimice
ale apelor subterane, calculate în aria de influen ță a perturb ării.
Pentru perturbările hidrodinamice , diferen ța între sarcina piezometric ă
calculată într-un punct (piezometru) cu ajutorul modelului (calculataH ) și cea
măsurată în acela și punct (piezometru) (realaH ) este criteriul utilizat pentru
cuantificarea gradului de reprezentativitate hidrodinamic ă a modelului.
Modelul reprezint ă perfect acviferul dac ă în orice punct al domeniului de
curgere:
0= −masurat calculat H H (5.1)
Pe m ăsură ce diferen ța dintre valorile calculate ale sarcinii piezometrice și
cele măsurate cre ște se reduce și reprezentativitatea hidrodinamic ă a modelului.
Minimizarea diferen ței (5.1) poate fi rezultatul a numeroase variante de
schematizare spa țială, parametric ă și hidrodinamic ă care stau la baza modelului
matematic, variante care sunt definitivate în etapa de calare a modelului matematic.
Condi ția realiz ării unui model matematic reprezentativ al curgerii din
acviferul real este inițializarea parametric ă a modelului matematic în acord cu
caracteristicile acviferului. Tenta ția aliment ării modelelor matematice cu orice
parametri , cu unicul scop al minimiz ării diferen ței (5.1), f ără a fi respectate
caracteristicile reale ale acviferelor (m ăsurate sau determinate), poate conduce la
obținerea unor modele artificiale care în etapa de simulare conduc la rezultate
aberante.
Dac ă în etapa de calare a unui model matematic pentru minimizarea
diferenței (5.1) se ajunge la valori ale parametrilor care nu sunt cuprinse în domeniul
de varia ție identificat în etapa de cercetare experimental ă a acviferului rezult ă că
modelul matematic nu este adecvat iar erorile trebuie c ăutate la:
• delimitarea pozi ției spațiale a frontierelor acviferului;
• impunerea condi țiilor hidrodinamice pe frontierele acviferului;
• alegerea regimului de curgere din acvifer.
Riscul construirii unor modele matematice artificiale este amplificat de
utilizarea unui model conceptual fundamentat pe :
• informa ții insuficiente privind structura geologic ă a acviferului;
• parametri hidrogeologici prelua ți din documenta ții pe baza
analogiilor, f ără determin ări experimentale;
• lipsa informa țiilor privind condi țiile hidrodinamice ini țiale ale
acviferului, pe frontiere și în ariile perturb ărilor hidrodinamice.
În mod similar se pot defini criterii ale reprezentativit ății fizico-chimice a
modelului pentru diferitele caracteristici fizice sau chimice care constituie obiectivul
modelării.
Pentru maximizarea reprezentativit ății modelelor conceptuale ale structurilor
hidrogeologice, schematizarea trebuie s ă fie o opera țiune iterativă realizat ă
concomitent cu modelarea cantitativ ă a curgerii apelor subterane. În prima etap ă a
schematiz ării se realizeaz ă inițializarea hidrodinamic ă și parametric ă a modelului
225structurii hidrogeologice, schematizarea definitivându-se în etapa de calare a
modelului.
5.1. Schematizare spa țială
Definirea geometriei spa țiului în care are loc curgerea apelor subterane se
obține prin simplificarea formei suprafe țelor care delimiteaz ă spațial componentele
hidrostructurilor (acvifere, orizonturi semipermeabile și ecrane).
Forma și extinderea spațială a volumelor definite prin schematizare
spațială sunt determinate de:
• morfologia hidrostructurii ;
• extinderea cercetării apelor subterane;
• rezolvarea ecua țiilor modelului matematic utilizat pentru evaluarea
cantitativ ă a curgerii.
5.1.1. Morfologia hidrostructurii
Morfologia hidrostructurii este schematizat ă sub form ă grafică prin
secțiuni geologice, bloc diagrame și hărți structurale (Fig.5.1 ; Fig.5.2 ), de diferite
tipuri:
• hărți cu linii de egal ă cotă a acoperi șului și culcușului acviferului,
orizonturilor semipermeabile și ecranelor ( izohipse );
• hărți cu linii de egal ă grosime a acviferului, orizonturilor semipermeabile
și ecranelor ( izocore – linii de egal ă grosime vertical ă, izopachite – linii
de egală grosime stratigrafic ă/reală, grosime m ăsurată perpendicular pe
limitele de stratifica ție).
Varietatea și volumul lucr ărilor și datelor necesare pentru precizarea
morfologiei hidrostructurilor implic ă un mare efort de analiz ă și sinteză, determinant
pentru reu șita studiilor hidrogeologice.
Majoritatea datelor provin din cartare de suprafa ță, foraje geologice și
hidrogeologice și prospec țiuni geofizice și sunt reprezentate prin: litologie, direc ția
și înclinarea suprafe țelor de stratifica ție sau a accidentelor tectonice, cotele limitelor
litologice etc.
Sinteza corect ă a acestor date sub forma sec țiunilor geologice, bloc
diagramelor și hărților structurale presupune o în
țelegere la scar ă globală a
proceselor de sedimentare și de transformare care au condus la definitivarea
hidrostructurii cercetate.
Pe lâng ă elementele geometrice care definesc o structur ă geologic ă,
schematizarea morfologiei unei hidrostructuri solicit ă o aten ție special ă pentru
precizarea continuit ății hidrodinamice a depozitelor permeabile evidențiată prin
măsurători sistematice ale regimului nivelurilor piezometrice ale acviferelor
localizate în aceste depozite. Corectitudinea reprezent ării geometrice și a continuit ății
spațiului în care curg apele subterane este determinant ă pentru reprezentativitatea
rezultatelor ob ținute prin modelarea cantitativ ă.
5.1.2. Extinderea cercet ării
Obiectivul cercet ării hidrogeologice determin ă extinderea în plan orizontal și
în adâncime a investiga țiilor și a limitelor spa țiale ale modelului construit pentru
evaluările cantitative.
226
Fig.5.1. Bloc diagram cu elementele structurale ale unei terase și
ale unei lunci aluviale în care se dezvolt ă acvifere cu nivel liber:
1- formțiuni loessoide; 2- depozit aluvial vechi; 3- depozit aluvial
recent; 4- forma țiunea în care a fost sculptat ă terasa . Podul
Fruntea
Lunca Muchia
1
2
34
Fig.5.2. Structur ă acviferă monoclinal ă, cu grosime constant ă, drenată de un lac
și limitată transversal de dou ă falii verticale impermeabile . Zonă de
aflorare Extinderea
modelului în plan
orizontal Lac
(zonă de drenaj)
Foraj de
explorare Izohipsă la
acoperiș 200
210
220
230
240
250 180
170
160
150
140
Izohipsă la
culcuș
V E
N S Zonă de
aflorare Lac
(zonă de drenaj) Falie
impermeabil ă
Extinderea modelului
în plan vertical
Traseul sec țiunii
α 250
200 150
100
2275.1.2.1. Extindere regional ă
Pentru studiile regionale , consacrate evalu ării resurselor naturale ale
hidrostructurilor, modelul conceptual se extinde pân ă la limitele fizice ale structurii
(zone de aflorare, falii impermeabile, zone de drenaj etc. ):
• geometria zonelor de aflorare se precizeaz ă pe baza cart ărilor de suprafa ță
realizate în zona de aflorare a depozitelor permeabile.
• traseul faliilor și hărțile cu izohipse/izocore/ se obțin prin metode de interpolare
(D.Scrădeanu, R.Popa, 2003) pe baza datelor ob ținute din forajele de explorare
(cota acoperi șului și a culcu șului stratelor impermeabile) și a cart ărilor de
suprafață.
• zonele de drenaj , în funcție de particularit ățile hidrostructurii, se precizeaz ă prin
cartare de suprafa ță și pe baza datelor din forajele de explorare.
În cazul unei structuri acvifere monoclinale, limitat ă transversal de falii
impermeabile ( Fig.5.2 ) schematizarea spa țială se rezolv ă simplu cu ajutorul h ărților
cu izohipse la acoperi șul și culcușul formațiunii permeabile:
• extinderea modelului în plan orizontal este stabilit ă de intersec ția acoperi șului
stratului permeabil cu suprafa ța topografic ă în zona de aflorare și a lacului în cea
de drenaj, iar transversal de traseul celor dou ă falii impermeabile ( Fig. 5.2 și
Fig.5.3a );
• volumul forma țiunilor permeabile în care are loc curgerea apelor subterane se
obține cu ajutorul celor dou ă hărți cu izohipse la acoperi șul și culcușul stratului
permeabil ( Fig.5.3b ). Prin sc ăderea din cota acoperi șului pe cea a culcu șului se
obține grosimea vertical ă (verticalag ) a forma țiunii permeabile care
supradimensioneaz ă grosimea real ă (realag ) proporțional cu înclinarea structurii
( αcos⋅ =verticala reala g g ; α- unghiul de înclinare al stratului). Acviferul se dezvolt ă
pe toata grosimea forma țiunii permeabile dac ă este sub presiune sau numai pe
o parte din aceasta dac ă este cu nivel liber .
Fig.5.3. Schematizarea spa țială a unei structuri acvifere monoclinale
cu grosime constant ă pentru studii regionale :
a)- extinderea în plan orizontal a forma țiunii permeabile;
b)- volumul forma țiunii permeabile în care are loc curgerea apelor
subterane . a) b)
Grosimea forma țiunii
permeabile
228
5.1.2.2. Extindere local ă
Pentru studiile hidrogeologice de interes local , consacrate unor lucr ări
inginerești (captări, drenaje, asec ări), pentru a reduce cheltuielile, modelul
conceptual se extinde doar pân ă la limita zonei de influen ță a obiectivului studiat.
În etapa de construire a modelului conceptual zona de influen ță se estimeaz ă pe
baza unor modele analitice simplificate (Gh.Alexandru, 1963) sau prin m ăsurători ale
nivelului piezometric în situa ția în care obiectivul studiat este în func țiune.
Pentru un foraj de captare realizat într-un acvifer monoclinal, dac ă
funcționarea lui nu modific ă configura ția spectrului hidrodinamic pân ă la limitele
modelului conceptual regional (lim itele fizice ale acviferului), modelul local se
extinde pân ă acolo unde morfologia spectrului în regim influen țat nu difer ă de cea a
spectrului în regim natural de curgere ( Fig.5.4 ).
Domeniul de alimentare al forajului de captare nu modific ă morfologia
spectrului hidrodinamic pân ă la limitele fizice ale acviferului, motiv pentru care
modelul local are o extindere mai redus ă.
Volumul depozitelor în care se studiaz ă curgerea apei subterane este și el
mai mic ( Fig.5.4b ) fapt care implic ă o reducere a efortului de cercetare (investigare
de detaliu realizat ă pe o arie mai restrâns ă, resurse hard pentru prelucr ările
numerice și durată de prelucrare mai reduse).
a) b)
Fig.5.4. Schematizarea spa țială pentru un studiu local consacrat unui foraj de
captare executat într-un acvifer monoclinal cu grosime constant ă:
a) extinderea în plan orizontal a modelului regional și a modelului local;
b) volumul acviferului pentru modelul local.
Limita modelului
regional Limita modelului
local
Limita domeniului
de alimentare Limita domeniului
de alimentare Limita modelului
local
Foraj de
captare
2295.1.3. Rezolvarea ecua țiilor modelului matematic
Schematizarea formei și extinderii structurilor hidrogeologice în plan
orizontal și vertical este condi ționată nu numai de modelul matematic ales ci și de
modalitatea, analitică sau numeric ă, de a ob ține soluțiile ecuațiilor acestuia.
5.1.3.1. Solu ții analitice
Solu țiile ecua țiilor obținute pe cale analitică au avantajul c ă sunt exacte și
dezavantajul c ă sunt aplicabile pentru solu ționarea unui număr limitat de probleme
ale curgerii apelor subterane definite printr-o geometrie simpl ă a frontierelor
acviferelor. Luarea în considerare a întregii complexitã ți structurale a acviferelor reale
depășește potențialul solu țiilor analitice.
Alegerea solu ționării analitice pentru ecua țiile modelului matematic impune o
simplificare drastic ă a formei și extinderii structurilor hidrogeologice atât în plan
orizontal cât și în plan vertical.
Schematizare în plan orizontal
Solu ționarea analitic ă impune o schematizare a formei structurii
hidrogeologice în plan orizontal conturat ă prin segmente rectilinii sau arce de
cerc și o extindere infinit ă a acesteia.
Schematizarea geometric ă a limitelor fizice ale hidrostructurii prin segmente
rectilinii și arce de cerc are ca obiectiv echivalarea structurilor acvifere reale, cu
extindere finit ă, cu modele ale structurilor cu extindere infinit ă, utilizându-se
principiul imaginilor și al suprapunerii efectelor .
Extinderea infinit ă a hidrostructurii în plan orizontal este o no țiune
hidrogeologic ă teoretic ă definită pe baza raportului dintre extinderea zonei de
influență a unei perturb ări hirodinamice și extinderea real ă a hidrostructurii .
O hidrostructur ă este considerat ă cu extindere infinit ă în raport cu
extinderea zonei de influen ță a perturb ărilor hidrodinamice studiate atunci când în
interiorul zonei de influen ță nu sunt interceptate frontiere fizice ale acviferului (ex.:
efilarea forma țiunii permeabile în care este acumulat acviferul, o falie
impermeabil ă/permeabil ă, un curs de ap ă de suprafa ță care a erodat depozitele
permeabile etc.).
Formele clasice schematizate în plan orizontal ale hidrostructurilor, pentru
soluționarea analitic ă a ecua țiilor curgerii apelor subterane sunt asociate cu cinci
tipuri de acvifere (A.Gheorghe et.al., 1963):
• acvifer cu extindere infinit ă, atunci când frontierele fizice ale acviferului sunt
la distan ță foarte mare de limita zonei de influen ță a perturb ării hidrodinamice
(Fig.5.5a );
• acvifer semiinfinit , atunci când zona de influen ță a perturb ării hidrodinamice
intersecteaz ă o frontier ă rectilinie permeabil ă /impermeabil ă (Fig.5.5b );
• acvifer semiînchis/unghiular , atunci când în zona de influen ță a perturb ării
hidrodinamice sunt prezente dou ă frontiere rectilinii care se intersecteaz ă sub
un unghi oarecare ( Fig.5.5c );
• acvifer liniar/band ă, atunci când în zona de influen ță a perturb ării
hidrodinamice sunt prezente dou ă frontiere rectilinii, paralele, situate la o
distanță mult mai mic ă decât distan ța dintre ele ( Fig.5.5d );
• acvifere închise , atunci când zona de influen ță a perturb ării hidrodinamice
se suprapune peste întreg acviferul, iar frontierele pot fi aproximate cu un contur circular ( Fig.5.5.e );
230Cele patru tipuri de acvifere semiinfinite, semiînchise, liniare și închise pot fi
diferențiate în zece subtipuri prin combinarea frontierelor fizice – permeabile sau
impermeabile- care se afl ă în zona de influen ță a perturb ărilor hidrodinamice.
Fig.5.5. Schematizarea în plan orizontal a formei structurilor acvifere pentru
soluționarea analitică a ecuațiilor modelului matematic.
a) acvifer infinit; b) acvifere semiinfinite; c) acvifere semiînchise; d) acvifere
liniare; e) acvifere închise .
a) b)
c)
d)
e)
Extinderea acviferului
Zona maxim ă de
influență a perturb ării
hidrodinamice Frontieră permeabil ă
Frontieră impermeabil ă
231Schematizare în plan vertical
În plan vertical, în funcție de variabilitatea grosimii depozitelor permeabile,
schematizarea se face în dou ă variante:
• estimarea unei valori constante ( valoare medie ) pe tot domeniul de
extindere a modelului;
• estimarea pe tronsoane de dimensiuni variabile, în func ție de datele
disponibile, a unor legi de variație de tip linear .
Dacă variabilitatea grosimii este aleatoare , lipsită de o tendin ță de varia ție
regională, hidrostructurii i se atribuie o grosime constant ă, egală cu valoarea medie
a grosimilor m ăsurate în punctele de observa ție disponibile ( Fig.5.6 ).
Pentru hidrostructurile regionale, variabilitatea grosimilor ( gi; i=1,…n ) are de
cele mai multe ori o distribuție normal ă și calculul valorii medii nu implic ă
complica ții, ea fiind estimat ă ca o medie aritmetic ă ponderat ă a valorilor r ămase
după eliminarea valorilor extreme.
Valoarea medie (g) este afectat ă de o eroare ( ()αε ) a cărei mărime
depinde de num ărul de valori disponibile (n), dispersia valorilor mediate și riscul erorii
de genul întâi ( α) (D.Scrădeanu, 1995):
()αε±g (5.2)
F1
g1 Fn
gn
()αε±gFi
gi F1 …. Fi … Fn
Fig.5.6. Schematizarea grosimii cu variabilitate aleatoare a unui acvifer cu
grosimea medie a valorilor m ăsurate.
1 23
T12 T23 1 23
T12T23
g1gx
x g3
g2
Fig. 5.7 Schematizarea varia ției grosimii prin legi de variatie liniar ă pe
tronsoane. x d12 d23 g
232În cazul abaterilor de la distribu ția normal ă, pentru evitarea supraestim ării/
subestim ării grosimii medii, se normalizeaz ă distribu ția selec țiilor de valori
disponibile (D.Scr ădeanu, R.Popa, 2001).
Prezența unei tendințe regionale a variației grosimii este schematizat ă prin
legi de varia ție simple. Prin împ ărțirea acviferelor în tronsoane (T 12, T 23) se pot
adopta legi de variație liniară fără a introduce mari abateri de la varia ția reală a
grosimii ( Fig.5.7 ).
Valoarea grosimii intr ă ca o variabil ă cu varia ție liniară în ecua țiile curgerii
apei subterane (A.Gheorghe et. al., 1983, F.Zamfirescu, 1995):
()
()⎪⎪
⎩⎪⎪
⎨⎧
∈ − +∈ − +
23 2 3
23212 1 2
121
:
Tx pentrug gdxgTx pentrug gdxg
gx (5.3)
5.1.3.2. Solu ții numerice
Soluțiile numerice ale ecua țiilor curgerii apelor subterane, chiar dac ă sunt
aproximative , se obțin în condi țiile luării în considerare a întregii complexit ăți a
formei hidrostructurilor atât în plan orizontal cât și în plan vertical . Gradul de
aproximare al solu țiilor numerice poate fi crescut prin cantitatea de informa ții utilizată
pentru descrierea formei frontierelor acviferului.
Schematizare în plan orizontal
Schematizarea în plan orizontal , în cazul solu ționării numerice, se
fundamenteaz ă pe discretizarea domeniului curgerii apelor subterane, pân ă la
limitele fizice ale acestuia sau pân ă la limita zonei de influen ță a perturb ării
hidrodinamice studiate, printr-o re țea de puncte plasate într-o re țea specific ă fiecărei
metode:
• metoda diferen țelor finite presupune discretizarea domeniului de curgere
printr-o rețea rectangular ă regulat ă/neregulat ă, în func ție de forma
frontierelor naturale, variabilitatea parametric ă a hidrostructurii și prezen ța
surselor de perturbare hidrodinamic ă (Fig.5.8b, 5.8c );
• metoda elementelor finite presupune discretizarea domeniului de curgere
printr-o rețea poligonal ă, cel mai frecvent triunghiular ă, care permite redarea
cu mai mare fidelitate a formei frontierelor naturale ale hidrostructurii
(Fig.5.8d ).
Acuratețea cu care este redat ă forma frontierelor acviferelor în plan
orizontal este condi ționată de dimensiunea celulelor de discretizare și de
caracteristicile sistemului informatic cu care se lucreaz ă (memoria disponibil ă a
mașinii de calcul și performan ța aplicației utilizate exprimat ă prin num ărul maxim de
celule de discretizare acceptat). Cu cât sistemul informatic este mai performant pot fi
utilizate celule de discretizare mai mici care pot reda mai fidel forma spa țială a
acviferului.
În cazul utiliz ării unor rețele de discretizare neregulate – necesare pentru
detalierea distribu ției câmpului piezometric în vecin ătatea forajelor sau a anumitor
incinte, variabilitatea dimensiunilor celulelor de discretizare este condi ționată și de
metoda numeric ă utilizată pentru solu ționarea ecua țiilor modelului (raportul
dimensiunilor a dou ă celule vecine nu trebuie s ă depășească o anumit ă valoare!!!).
233 În fine, dimensiunea celulelor de discretizare și implicit gradul de
schematizare al formei hidrostructurii în plan orizontal trebuie s ă țină seama de
gradul de detaliu la care este cunoscut ă forma real ă a frontierelor acesteia. Nu
trebuie exagerat cu reducerea dimensiunilor celulelor de discretizare dac ă nu este
cunoscut ă în detaliu morfologia frontierelor fizice ale hidrostructurii.
Schematizare în plan vertical
Acela și principiu al discretiz ării fundamenteaz ă și schematizarea în plan
vertical, el aplicându-se varia ției grosimii depozitelor permeabile, semipermeabile
sau impermeabile.
Varia ția grosimii, aleatoare sau înglobând și prezența unei tendin țe regionale,
se fragmenteaz ă într-un num ăr suficient de mare de tronsoane pe care se
calculeaz ă o grosime constant ă echivalent ă (Fig.5.9 ).
Dimensiunea tronsoanelor este determinat ă de mărimea celulelor de
discretizare ale re țelei utilizate pentru schematizarea formei în plan orizontal a
domeniului curgerii apelor subterane ( Fig.5.8 ). Fig.5.8 Schematizarea în plan orizontal a formei unei structuri acvifere
monoclinale pentru solu ționarea numeric ă a ecuațiilor modelului matematic:
a)-conturul frontierelor naturale ale acviferului;
b)-conturul frontierelor modelului matematic pentru metoda diferen țelor
finite cu o re țea rectangular ă regulată;
c)- conturul frontierelor modelului matematic pentru metoda elemetelor
finite cu o re țea triunghiular ă neregulat ă;
d)- conturul frontierelor modelului matematic pentru metoda diferen țelor
finite cu o re țea rectangular ă neregulat ă. a) b)
d) c)
Foraj de captare
234Pentru realizarea echivalen ței dintre varia ția reală a grosimii și cea
schematizat ă, într-un spa țiu 2D, se egaleaz ă aria depozitelor permeabile din
secțiune ( Atotală; Fig.5.9a ) cu suma ariilor din tronsoanele de discretizare ( T1, …, Tk;
Fig.5.9b ):
∑=
==ki
ii totala A A
1 (5.4)
Schematizarea într-un spa țiu
3D adaugă și a treia dimensiune
orientată perpendicular pe planul
secțiunii. Rezult ă o schematizare a
grosimii sub forma unor prisme
rectangulare:
• dreptunghiulare , în cazul
aplicării metodei diferen țelor
finite ( Fig.5.10a );
• triunghiulare/poligonale , în
cazul aplic ării metodei
elementelor finite ( Fig.5.10b ).
5.2. Schematizare parametric ă
Variabilitatea spa țială mare a condițiilor de formare a hidrostructurilor este
cauza fundamental ă a necesit ății schematiz ării distribu ției spațiale a parametrilor ce
cuantifică propriet ățile acvifere ale terenurilor .
Limitările introduse de resursele alocate cercet ării și de instrumentele de
prelucrare disponibile au condus la dezvoltarea unei metodologii laborioase pentru
schematizarea parametric ă a hidrostructurilor. Valabil ă pentru orice variabilă
regionalizat ă (D.Scrădeanu, 1996, 2001, 2003), în cazul schematiz ării parametrice,
metodologia este aplicabil ă tuturor parametrilor hidrostructurilor, cei mai frecvent
implicați în evalu ările cantitative fiind:
• porozitatea activ ă (na); g
a) b)
Fig.5.9 Schematizarea într-un spa țiu 2D a varia ției grosimii unui strat
permeabil în cazul solu ționării numerice a ecua țiilor modelului matematic:
a) variația reală a grosimii ( g) de-a lungul unui aliniament;
b) schematizarea grosimii ( g1, …g k) pe tronsoane ( T1, …,T k)
gk g1T1 Tk …
Atotală A1 … Ak
Fig.5.10 Schematizarea într-un spa țiu 3D a
variației grosimii unui strat permeabil în
cazul solu ționării ecua țiilor modelului
matematic prin:
a) metoda diferen țelor finite;
b) metoda elementelor finite. a) b)
235• conductivitatea hidraulic ă și transmisivitatea ( K/T);
• coeficientul de difuzivitate hidraulic ă și înmagazinare ( a/Se);
• coeficientul de realimentare ( w);
• coeficientul dispersiei hidrodinamice ( D);
• tensiunea interfacial ă(fluidσ ) etc.
Rezultatul schematiz ării parametrice este imaginea distribu ției spațiale a
parametrilor studia ți, realizat ă sub forma hărților și secțiunilor , pe baza valorilor
parametrilor determinate în diferite puncte din spațiu (aflorimentele cartate, forajele
de cercetare, probele recoltate, profilele de rezistivitate, carotajele geofizice etc.).
Densitatea punctelor de observa ție și variabilitatea parametrilor
condiționează gradul de precizie al schematiz ării parametrice.
Sunt posibile dou ă variante de realizare a schematiz ării distribu ției spațiale a
parametrilor hidrostructurilor ( Fig.5.11 ):
• estimarea celei mai probabile distribu ții spatiale, prin kriging , pe baza
minimizării varian ței erorilor de estimare;
• simularea domeniului de variabilitate maxim ă, prin simulare
condițională, pe baza legii de distribu ție a parametrului.
Alegerea variantei de schematizare se face în func ție de:
•
scara la care se realizeaz ă modelul matematic al curgerii apelor subterane.
• eroarea admis ă pentru estim ările realizate;
• senzitivitatea modelului în raport cu parametrii schematiza ți;
Pentru modelele matematice realizate la scară mică, utilizate pentru
estimarea resurselor hidrostructurilor regionale, se prefer ă schematizarea
parametric ă prin kriging (D.Scrădeanu, 1996), metod ă care solicit ă un volum mai
redus de date și este mai pu țin laborioas ă.
Pentru modelele matematice realizate la scară mare (mare detaliu), în
special cele realizate pentru evaluarea polu ării acviferelor, pentru schematizarea
parametric ă se apeleaz ă la simularea condi țională (A.G. Journel,1975), lucrându-
se cu modele stochastice în evalu ările hidrogeologice.
Simularea condi țională este preferat ă kriging-ului și în situa țiile în care
eroarea admisibil ă este mic ă pentru evalu ările realizate cu ajutorul modelelor
matematice.
Senzitivitatea redus ă a modelului matematic recomand ă utilizarea kriging –
ului deoarece minimizarea variabilit ății parametrilor favorizeaz ă calarea modelului și
în același timp nu afecteaz ă precizia estim ării câmpului piezometric al acviferelor. Valoarea
parametrului
Direcția de calcul Valoare
măsurată
Profilul variabilit ății reale
Profilul variabilit ății estimate prin kriging
Profilul variabilit ății simulate condi ționat
Fig.5.11 Schematizarea variabilit ății reale a parametrilor prin
kriging și simulare condi țională.
236În cazul modelelor cu senzitivitate mare și în condi țiile unor erori admisibile
reduse este obligatorie schematizarea parametric ă a hidrostructurilor prin simulare
condițională.
Schematizarea parametric ă a hidrostructurilor rezultate prin schematizare
spațială se face în func ție de:
• variabilitatea parametrilor hidrostructurilor;
• extinderea cercet ării hidrogeologice;
• rezolvarea ecua țiilor modelului matematic utilizat pentru evaluarea cantitativ ă
a curgerii.
5.2.1. Variabilitatea parametrului
Variabilitatea parametrului este cuantificat ă sub dou ă aspecte:
• variația valorii absolute a
parametrului de la un punct la altul
(omogenitate/neomoge
nitate )
• variația valorii
parametrului dintr-un
punct pe diferite direc ții
(izotropie/anizotropie ).
Indiferent de volumul
elementar reprezentativ pe
care este definit parametrul ( p)
și de modalitatea de
determinare a acestuia – în laborator sau în teren-, analiza variabilității parametrice se face
în general plecându-se de la o
distribuție spațială punctual
ă
a valorilor disponibile (valori
măsurate/determinate;
Fig.5.12 ).
5.2.1.1. Mediu omogen și izotrop
Dacă variabilitatea parametrului într-un domeniu spa țial (2D/3D) este
aleatoare și staționară (Fig.5.13a ) iar variogramele experimentale direc ționale sunt
de tip efect de pepit ă total (Fig.5.13b ; D.Scrădeanu, 1996) domeniul respectiv
poate fi schematizat ca fiind omogen și izotrop .
Pentru un domeniu spa țial omogen și izotrop parametrul studiat este
cuantificat printr-o valoare constant ă valabilă în toate punctele domeniului și în
toate direc țiile.
Valoarea constant ă este valoarea medie a parametrului ( p) și se estimeaz ă
după metodologia statistic ă clasică, cu o eroare ()αε dependent ă de dispersia
valorilor în jurul mediei și riscul asumat (α) (Fig.5.13a ; D.Scrădeanu, 1995):
()αε±p (5.5)
Fig.5.12 Distribu ția spațialăpunctual ă a valorilor
parametrului ce este schematizat:
-xi,yi- coordonatele punctului P;
-pi – valoarea parametrului;
-i – indicele punctului de observa ție;
-n – numărul total al punctelor de observa ție.
P1
P2
P3Pn Conturul
domeniului
cercetat Pi(xi,yi,pi) y
x
2375.2.1.2. Mediu neomogen și anizotrop
Majoritatea parametrilor hidrostructurilor au o varia ție neomogen ă și
anizotrop ă. Variabilitatea este aleatoare, sta ționară/nestationar ă, iar variogramele
direcționale, diferite în func ție de direc ția de calcul (datorit ă anizotropiei!!!), indic ă
prezența unei structuri spa țiale la scara de investigare realizat ă (Fig.5.14 ).
Schematizarea neomogenit ății și anizotropiei se cuantific ă prin intermediul
modelelor topo-probabiliste (D.Scr ădeanu, 2001,2003).
Neomogenitatea este schematizat ă prin variogram ă (()dγ~), modelul
stocastic al legii de varia ție spațială (Fig.5.14c ), utilizat ă atât în estimarea prin
kriging cât și prin simulare condițională.
Anizotropia este schematizat ă cel mai frecvent prin dou ă direcțiii ortogonale
(D1- direcția de variabilitate minim ă și D2- direcția de variabilitate maxim ă) după care
parametrul este minim (minp), respectiv maxim (maxp), raportul lor fiind constant în
toate punctele domeniului:
constpp=
minmax (5.6)
Un astfel de mediu anizotrop, denumit ortotrop , este descris prin doi
parametri elementari ( Fig.5.14d ):
• direcția de variabilitate maxim ă a parametrului: θ;
• raportul de anizotropie (anizη):
21
RR
aniz= η (5.7) Distanța între puncte (d) ()dγ
Direcția de calcul (D) p
p ()αε+
()αε−
Fig.5.13. Diagrama de variabilitate și variograma direc țională a unui
parametru cu variabilitate aleatoare și staționară:
a) diagrama de variabilitate;
b) variograma experimental ă de tip efect de pepit ă total.
a)
b)
238
în care
1R- raza de influen ță a variogramei de suprafa ță pe direc ția de variabilitate minim ă;
2R- raza de influen ță a variogramei de suprafa ță pe direc ția de variabilitate maxim ă.
În func ție de extinderea și de modalitatea de soluționare a ecua țiilor
modelului matematic, modelele topo-probabiliste sunt utilizate diferen țiat pentru
schematizarea parametrilor cu distribu ție neomogen ă și anizotrop ă.
5.2.2. Extinderea cercet ării
Corelarea extinderii zonei cercetate cu parametrul analizat conduce la situa ții
speciale de schematizare a distribu ției parametrilor acviferelor.
Direcția de calcul (D 1) p a)
Direcția de calcul (D 2) p b)
(D1) (D2) R1
R2
Est Vestθ R1
R2
Distanța între puncte(d) Variograma pe
direcția D 2
Variograma pe
direcția D 1 ()dγ c)
d)
Fig.5.14 Elementele de schematizare a variabilit ății structurilor parametrice
neomogene și anizotrope (ortotrope) :
-diagrame de variabilitate direc ționale: a) și b);
-variograme experimentale direc ționale: c);
-parametri ai anizotropiei: d).
2395.2.2.1. Extindere regional ă
Realizarea unui model regional , cu extindere mare a zonei cercetate,
estompeaz ă variabilitatea parametrilor și prin schematizare, în interiorul zonei
cercetate se tinde spre adoptarea unei distribu ții omogene și izotrope a parametrilor.
În astfel de situa ții, în toate punctele domeniului de curgere al apelor subterane
parametrii au valori constante egale cu valoarea medie a valorilor disponibile.
Acceptarea unei astfel de schematiz ări în cazul modelelor regionale este
favorizat ă și de senzitivitatea redus ă a modelelor regionale la varia ția parametrilor
de tipul porozității și conductivit ății hidraulice . Excepție de la aceast ă regulă face
coeficientul de înmagazinare elastic ă a cărui variabilitate, de cele mai multe ori
“sensibilizeaz ă” câmpul piezometric al acviferelor.
5.2.2.2. Extindere local ă
Modelele locale obligă la o rigurozitate special ă în legătură cu descrierea
variabilității parametrice în zona schematizat ă. Cu ajutorul modelelor topo-
probabiliste, zona modelat ă, cu extindere mult mai mică decât cea din cazul
modelelor regionale, este divizat ă în subzone în care parametrii studia ți au o
distribuție omogen ă și izotropă/ortotrop ă dar diferit ă de la o subzon ă la alta.
Realizarea modelului neomogen și ortotrop al zonei cercetate se bazeaz ă
pe hărțile cu izolinii ale parametrilor realizate prin kriging sau simulare
condițională.
Dimensiunile subzonelor sunt determinate de variabilitatea parametric ă și
de soluționarea analitic ă/numeric ă a ecuațiilor modelului matematic utilizat pentru
evaluarea curgerii apelor subterane.
2405.2.3. Rezolvarea ecua țiilor modelului matematic
Tipul de solu ții alese pentru rezolvarea ecua țiilor modelului matematic
condiționează nu numai dimensiunea subzonelor în care este separat ă zona
cercetată ci și modalit ățile de echivalare a acviferelor reale cu cele schematizate în
funcție de ipotezele hidrodinamice acceptate (ex.: direc ția de curgere a apelor
subterane în raport cu pozitia limitelor de separa ție ale subzonelor, tipul de tranzi ție
de la o subzon ă la alta etc.).
5.2.3.1. Solu ții analitice
Schematizarea neomogenit ății și anizotropiei în cazul solu țiilor analitice
apelează la două căi de rezolvare:
• identificarea unui model analitic pentru variabilitatea parametrului (cel mai
frecvent un model liniar);
• echivalarea domeniului neomogen/anizotrop cu unul omogen și izotrop prin
distorsiune parametric ă/geometric ă.
Schematizare a variabilit ății
Identificarea și
modelarea unei varia ții de tip
linear pentru conductivitatea
hidraulică a unui acvifer ( K)
poate fi realizat ă de-a lungul
unei direc ții de curgere ( D) pe
care se cunosc minimum trei
valori ale acesteia ( Fig.5.15 ).
Dac ă se admite c ă
mediul este neomogen iar
variația conductivit ății hidraulice
este continuă ea poate fi
aproximat ă cu o dreapt ă de-a
lungul direc ției D, schematizat ă
cu ecuația:
Dba DK ⋅+=)( (5.8)
Coeficien ții ași b pot fi determina ți grafic prin trasarea aproximativ ă a
dreptei care interpoleaz ă linear valorile disponibile, sau analitic prin metoda celor
mai mici p ătrate (D.Scr ădeanu, 1995).
Mediul real, neomogen , este înlocuit prin schematizare cu unul echivalent
având conductivitatea egal ă cu coeficientul a, pentru D=0, varia ția lui o dat ă cu
creșterea distan ței D fiind exprimat ă de ecua ția (5.8), în care coeficientul breprezint ă
gradientul de cre ștere direc țională.
Dac ă se dispune de mai multe valori ale parametrului de-a lungul unui
aliniament se pot identifica și alte modele analitice (parabolic, logaritmic etc.) pentru
variabilitatea parametrului, modele care complic ă soluționarea analitic ă a ecuațiilor
curgerii apelor subterane.
K
D aDΔ KΔ DKbΔΔ=
Fig.5.15 Evaluarea unei varia ții de tip linear
pentru conductivitatea hidraulic ă a unei
formațiuni permeabile.
241Schematizare prin echivalare
Schematizarea parametric ă prin echivalarea mediului neomogen cu unul
omogen se realizeaz ă atunci când varia ția parametrului este discontinu ă și se face
în două variante:
• distorsiune parametric ă, atunci când acviferul real și cel schematizat
echivalent au aceea și dimensiuni dar parametri diferi ți;
• distorsiune geometric ă, atunci când schematizarea mediului real se
bazează pe deformarea sa geometric ă, pe vertical ă/orizontal ă.
Distorsiunea parametric ă abordeaz ă numai aspectul neomogenit ății
distribuției parametrice și pentru schematizarea acesteia ține seam ă de:
• unghiul (α) dintre liniile de curent și limitele ce separ ă subzonele cu
valori diferite ale parametrului;
• dimensiunile subzonelor ( h1, h 2,…,h n) cu valori diferite ale
parametrului;
• valorile parametrului ( K1, K2, …K n) în mediul real, neomogen.
Valoarea parametrului pentru mediul omogen echivalent se calculeaz ă cu
relația (F.Zamfirescu, 1995):
()α αα2 2cos sin ⋅ + ⋅⋅=
m Mm M
K KK KK (5.9)
în care
α – unghiul între direc ția liniilor de curent și a limitelor ce separ ă subzonele cu
valori diferite ale parametrului;
MK – conductivitatea hidraulic ă a mediului omogen echivalent, atunci când 00=α
(Fig.5.16 ), se calculeaz ă ca o medie armonic ă ponderat ă (A. Gheorghe et. al, 1983):
Fig.5.16. Schematizarea prin distorsiune parametric ăa conductivit ății hidraulice
(K) a unui acvifer neomogen cu nivel liber în care curgerea apelor subterane se
face paralel cu limitele ce separ ă subzonele cu valori diferite ale conductivit ății
hidraulice ( 0=α ) h1+h2+h3+…+h nKM
h1h2h3hnK3 K2 Kn
K1
Direcția de
curgere Direcția de
curgere Nivel
piezometricNivel
piezometric
Culcușul
acviferuluiCulcușul
acviferului
242∑∑
=
==
=⋅
=11
i
niini
ii i
M
hhK
K (5.10)
iK- conductivit ățile hidraulice ale subzonelor mediului neomogen;
ih- grosimile subzonelor cu conductivit ăți diferite, m ăsurate perpendicular pe
direcția de curgere;
mK – conductivitatea hidraulic ă a mediului omogen echivalent atunci când 090=α
(Fig.5.17 ), se calculeaz ă cu relația (A.Gheorghe et.al.,1983):
∑∑
=
==
==ni
i iini
ii
m
Kdd
K
11 (5.11)
id – distan ța parcurs ă prin mediul de conductivitate iK, măsurată paralel cu
direcția de curgere.
Prin distorsiune parametric ă, spațiul în care are loc curgerea apelor
subterane r ămâne identic cu cel al acviferului real, neomogen, iar acviferul
schematizat este omogen, cu o conductivitate constant ă, echivalent ă (()αK ).
Distorsiunea geometric ă este utilizat ă pentru schematizarea
neomogenit ății și anizotropiei parametrice.
Schematizarea distribu ției neomogene a conductivit ății hidraulice prin
K1 K2 Km
d1 d2 d1+d2
Fig.5.17. Schematizarea prin distorsiune parametric ăa conductivit ății
hidraulice( K) a unui acvifer neomogen cu nivel liber în care curgerea apelor
subterane se face perpendicular pe limitele ce separ ă subzonele cu valori
diferite ale conductivit ății hidraulice (090=α )
K1 K2
l1 l2 h1
h2
Fig.5.18 Propor ționalitatea lungimii liniilor de curent cu
conductivit ățile hidraulice pentru acelea și condiții hidrodinamice pe
frontierele domeniului curgerii (dup ă V.Pietraru, 1977).
243distorsiune geometric ă se bazeaz ă pe observa ția că la acelea și condiții
hidrodinamice pe frontierele domeniului curgerii apelor subterane, are loc curgerea
aceluiași debit în dou ă medii permeabile diferite, dac ă lungimile liniilor de curent
(21,ll) sunt direct propor ționale cu conductivit ățile hidraulice (2 1,KK )
(Fig.5.18 ;V.Pietraru, 1977):
22
11
Kl
Kl= (5.12)
Utilizând aceast ă proprietate, schematizarea unui mediu neomogen se face
prin distorsionarea spa țiului omogenizat al curgerii pe direc ția liniilor de curent prin:
• dilatarea spațiului curgerii acolo unde conductivitatea este mai mic ă;
• comprimarea spațiului curgerii acolo unde conductivitatea este mai mare .
În cazul unui acvifer cu nivel liber, cu un tronson de conductivitate mai mic ă
(Kmică) în raport cu conductivitatea tronsoanelor vecine ( K), dilatarea spa țiului cu
conductivitate mic ă:
micamica eKKll ⋅ = (5.13)
conduce la un acvifer omogen echivalent cu conductivitatea K și lungimea mai
mare decât a acviferului real, neomogen ( Fig.5.16 ):
2 1 lllLe e ++= (5.14)
Schematizarea
anizotropiei parametrice de
tip ortotrop prin distorsiune
geometric ă conduce la un
mediu izotrop echivalent .
Dac ă cele dou ă
direcții ortogonale ale
anizotropiei sunt
x și z iar
pentru parametru
conductivitate hidraulic ă
constKK
xz= în tot domeniul
schematizat, mediul este lmica l2 l1 l2 l1 leh2h1
Kmica K K K
K K
Fig.5.19. Echivalarea unui acvifer neomogen cu un acvifer omogen prin
distorsiune geometric ă ( după V.Pietraru, 1977). eL
xKzK
K K
z
xZ
X
Fig.5.20. Schematizarea mediului ortotrop prin
distorsiune geometric ă pe direc ția x(după
V.Pietraru, 1977) Mediu real
ortotrop Mediu echivalent
izotrop
244ortotrop și se distorsioneaz ă după una din cele dou ă direcții. Alegând direc ția x,
pentru distorsiunea geometric ă, noile direc ții în care se va plasa mediul izotrop
echivalent vor fi ( Fig.5.20 ):
βxX= și zZ= (5.15)
Pentru acelea și condiții hidrodinamice pe frontierele domeniului curgerii
apelor subterane atât în mediul ortotrop cât și în cel izotrop echivalent, prin egalarea
debitelor rezult ă (V.Pietraru, 1977):
• coeficientul de distorsionare geometric ă pentru direc ția x:
zx
KK=β (5.16)
• conductivitatea hidraulic ă în mediul izotrop (aceea și pe cele dou ă direcții):
z x Z X KK K KK ⋅ = = = (5.17)
5.2.3.2. Solu ții numerice
Schematizarea parametric ă, în cazul adopt ării soluționării numerice a
ecuațiilor modelului matematic, se face în structura re țelelor de discretizare utilizate
pentru schematizarea formei hidrostructurilor utilizându-se modelele topo-probabiliste/geostatistice. Dou ă sunt problemele schematiz ării parametrice în acest
caz:
• orientarea/reorientarea re țelelor de discretizare în raport cu direc țiile de
anizotropie;
• calculul valorii parametrului în celulele re țelei de discretizare, celule de
formă dreptunghiular ă în cazul metodei diferen țelor finite sau poligonal ă în
cazul metodei elementelor finite.
Orientarea re țelei de discretizare
Orientarea re țelei de discretizare în raport cu axele de anizotropie ale
distribuției conductivit ății hidraulice/transmisivit ății hidrostructurilor decurge din
observația că într-un mediu permeabil real (neomogen și anizotrop) gradientul
hidraulic al sarcinii piezometrice și direcția vitezei de curgere a apelor subterane, de
cele mai multe ori nu coincid: curgerea apelor subterane tinde s ă urmeze direc țiile de
conductivitate maxim ă (G. de Marsily, 1986; Fig.5.21 ).
Din acest motiv în ecua țiile curgerii apelor subterane conductivitatea
hidraulică este reprezentat ă printr-un tensor (o matrice cu nou ă coeficien ți, simetric ă
în raport cu diagonala principal ă):
zz zy zxyz yy yxxz xy xx
K K KK K KK K K
K= cu
zy yzzx xzyx xy
K KK KK K
===
(5.18)
245 Pentru reducerea acestui tensor doar la cele trei componente ale diagonalei
principale (zz yy xx KKK ,, ):
zzyyxx
KKK
K
0 00 00 0
= (5.19)
axele de coordonate în care se plaseaz ă
curgerea ( X,Y,Z ) sunt direc țiile vectorilor
proprii ai matricei tensorului
K, iar din punct de vedere
fizic ele sunt principalele direcții de anizotropie ale
mediului.
În cazul unei curgeri
în plan orizontal r ămân
numai componentele din planul xoy.
Orientarea re țelelor
de discretizare se face paralel cu cele dou ă direcții
de variabilitate maxim ă și
minima ale mediului ortotrop (X,Y) și tensorul
conductivit ății hidraulice va
avea doar dou ă componente
nenule ( Fig.5.22 ):
yyxx
KK
K00
= (5.20)
Deoarece simplificarea ecua țiilor este foarte important ă în evaluarea
cantitativ ă a curgerii apelor subterane, analiza anizotropiei conductivit ății hidraulice
se face înaintea schematiz ării formei hidrostructurii pentru a nu fi necesar ă
reorientarea re țelei de discretizare la schematizarea parametric ă.
Calculul valorii parametrului
Schematizarea distribu ției valorii parametrului în re țeaua de discretizare
orientată paralel cu direc țiile principale de anizotropie se face prin estimarea unei
valori constante a parametrului pentru fiecare celul ă a rețelei, indiferent de forma ei
(triunghi, dreptunghi sau un poligon oarecare).
Direcția gradientului
sarcinii piezometrice H1
H2 Direcția
vitezei de
curgere
Fig.5.21. Efectul anizotropiei într-o
formațiune permeabil ă stratificat ă
(după G. de Marsily, 1989)
XY
xy
Fig.5.22. Orientarea re țelei de discretizare pentru
metoda diferen țelor finite, paralel cu direc țiile de
anizotro pie
246 Cea mai riguroas ă metodă de schematizare parametric ă, valabilă pentru orice
configura ție a rețelei de discretizare este cea a kriging-ului zonal (D.Scrădeanu,
1996).
Prin aceast ă metodă, variația continuă a parametrilor ilustrat ă de hărțile cu
izolinii ( Fig.5.23a ) este transformat ă într-o varia ție discontinu ă, limitele de
discontinuitate fiind contururile celulelor re țelei de discretizare ( Fig.5.23b ).
În evalu ările ulterioare, valoarea conductivit ății hidraulice la trecerea de la o
celulă la alta este estimat ă ca o medie armonic ă ponderat ă cu dimensiunile celulelor
de discretizare ( 5.11).
5.3. Schematizare hidrodinamic ă
Obiectivul schematiz ării hidrodinamice este precizarea contextului energetic
al curgerii prin :
• condițiile hidrodinamice (sarcina piezometric ă/debitul) pe frontierele
domeniului spa țial în care are loc curgerea apelor subterane;
• condițiile hidrodinamice ini țiale în interiorul frontierelor definite.
Schematizarea hidrodinamic ă este obligatorie pentru evaluarea sistemelor
acvifere cu ajutorul modelelor matematice al c ăror nucleu este constituit din ecuația
difuziei , ecuație diferen țială de tip eliptic pentru curgerea în regim sta ționar
( 0 /=∂ ∂ t H ) sau de tip parabolic pentru curgerea în regim nesta ționar ( 0≠∂∂ tH )
(V.Pietraru, 1977; G. de Marsily, 1986).
Prin rezolvarea ecua ției difuziei se ob ține distribu ția în spa țiu și timp a
sarcinii piezometrice a acviferului (H) exprimat ă prin intermediul unei func ții:
K[m/zi]
25
15
25
15
a) 25
15K[m/zi]
b)
Fig.5.23. Schematizarea distribu ției parametrice pentru conductivitatea
hidraulică (K) într-o re țea de discretizare rectangular ă regulată:
a) harta cu izolinii și o secțiune cu varia ția continuă a conductivit ății;
b)rețea de discretizare și o sec țiune cu varia ția discontinu ă a
conductivit ății de la o celul ă de discretizare la alta.2515
247),,,( tzyxf H= (5.21)
în care:
zyx,, – coordonatele
spațiale într-un sistem
ortogonal tridimensional;
t- timpul.
Soluția general ă
( ),,,( tzyxf H= ) conține
constante arbitrare care
se pot calcula doar dac ă
sunt precizate condițiile
hidrodinamice pe
frontierele domeniului
spațial al curgerii apelor
subterane precum și
condițiile hidrodinamice
inițiale în interiorul
acestuia.
Sunt definite trei
tipuri de condi ții pe
frontierele domeniului de
integrare:
• condiții Dirichlet , care
se refer ă la variabila
dependent ă (sarcina
piezometric ă:H);
• condiții Neumann , care
se refer ă la prima
derivată a variabilei
dependente ( n H∂ ∂/);
• condiții Chaucy , care
se refer ă atât la
variabila dependent ă
cât și la gradientul ei
normal la frontier ă
( () n H H ∂ ∂+ / α ).
În formularea unei probleme de modelare a curgerii subterane este esen țial
să se disting ă cu precizie între frontierele fizice ale sistemului acvifer natural și
frontierele modelului .
Din nefericire sunt rare cazurile când frontierele fizice ale sistemului acvifer
coincid cu frontierele modelului. Astfel de situa ții rare sunt cele ale frontierelor
reprezentate de cursurile de ap ă de suprafa ță (FV din Fig.5.24 ) sau ale frontierelor
reprezentate de contactul cu forma țiunile impermeabile ( FE din Fig.5.24 ).
De cele mai multe ori, frontierele modelului sunt limite imaginare care
separă zona de interes din interiorul acviferului ( Fig.5.25).
Succesul schematiz ării hidrodinamice a structurilor acvifere este asigurat de
stabilitatea și reprezentativitatea condițiilor hidrodinamice pe frontiere.
Stabilitatea condițiilor hidrodinamice pe frontierele domeniului curgerii este
dată de independen ța acestora fa ță de toate perturb ările din interiorul domeniului
delimitat. Vest Est
FE
Fig.5.24. Acvifer freatic în lunca unui râu, delimitat:
• pe frontiera vestic ă(FV) de contactul direct cu
râul (sarcin ă piezometric ă impusă);
• pe frontiera estic ă (FE) de contactul cu
formațiuni impermeabile (debit de alimentare
nul, în absen ța infiltrațiilor)
• frontiera nordic ă (FN) și sudică (FS) de-a
lungul a dou ă linii de curent (debit de
alimentare nul )Impermeabil Acvifer FVImpermeabil Acvifer
Sensul de
curgere a apei
în râu
FN
FS
248Reprezentativitatea condițiilor hidrodinamice este asigurat ă dacă frontierele
propuse în etapa de schematizare hidrodinamic ă pentru model, vor avea acela și
efect cu frontierele fizice ale sistemului acvifer natural. Pentru realizarea ambelor
obiective se recomand ă:
• identificarea c u p r e c i z i e m a x i m ă a frontierelor fizice ale sistemului
acvifer, chiar dac ă frontierele modelului sunt la mare distan ță de
acestea;
• justificarea frontierelor modelului printr-o analiză de senzitivitate a
modelului în func ție de poziția și tipul frontierelor
Analiza de senzitivitate presupune compararea rezultatelor model ării pentru
diferite pozi ții și tipuri ale frontierelor modelului în raport cu frontierele fizice ale
sistemului acvifer. Ea este absolut necesar ă pentru stabilirea corect ă a frontierelor
modelului atunci când:
• frontierele modelului nu coincid cu frontierele fizice ale sistemului
acvifer natural;
• modelul este construit pentru simularea unor condi ții de stress
hidrodinamic, stress hidrodinamic care poate modifica distribu ția
sarcinii piezometrice pe baza c ăreia s-au plasat frontierele modelului.
5.3.1 Frontiere hidrodinamice ale structurilor acvifere
Principalele tipuri hidrodinamice de frontiere utilizate pentru delimitarea în
spațiu a domeniului curgerii apelor subterane sunt:
• frontier ă tip sarcin ă piezometric ă impusă; Fig.5.25 Delimitarea zonei de studiu în vecin ătatea a dou ă foraje
de captare – executate într-un acvifer sub presiune – pe baza
spectrului hidrodinamic:
• frontiera vestic ă (FV) și estică (FE) de-a lungul a dou ă linii de
curent nedeformate de efectul pomp ării (debit de alimentare
nul);
• frontiera nordic ă (FN) și sudică (FS) de-a lungul a dou ă
echipoten țiale nedeformate de efectul pomp ării (sarcin ă
piezometric ă constant ă).Linie de
curent Linie
echipoten țială
FV FE FN
FS
249• frontier ă tip debit impus;
• frontier ă de tip debit dependent de sarcina piezometric ă;
• frontier ă de tip suprafa ță liberă;
• frontier ă de tip suprafa ță de prelingere.
5.3.1.1. Frontier ă de tip sarcin ă
piezometric ă impusă
Frontiera de tip sarcină
piezometric ă impus ă, este o
condiție matematic ă de tip Dirichlet
și se aplic ă în cazul în care sarcina
piezometric ă pe o frontier ă a
domenului curgerii este
independent ă de condi țiile de
curgere din acvifer.
Astfel de situa ții apar :
• la frontiera dintre un acvifer și o
apă de suprafa ță fără dinamic ă
(lac, mare etc.), acolo unde sarcina piezometric ă impus ă
este constant ă (Fig.5.26 );
• la contactul dintre un acvifer și o
apă de suprafa ță curgătoare
(fluviu, râu etc.), frontier ă pe care
sarcina piezometric ă impus ă
este variabil ă, aceast ă variație
fiind controlat ă de condi țiile de
suprafață și nu de condi ț
iile de
curgere ale apei subterane (în
cazul unui curs de ap ă de
suprafață: cota nivelului apei,
adică sarcina piezometric ă pe
frontieră, este condi ționată de
panta talvegului; Fig.5.27 );
• de-a lungul unei linii de izvoare
prin care se descarc ă un acvifer
(în perioada de timp în care
această descărcare este activ ă,
adică debitul izvoarelor este
constant și nenul) ( FE- frontier ă
de tip sarcin ă piezometric ă
impusă-constant ă; Fig.5.28 );
• pe zona de aflorare a unui strat
acvifer în care debitul infiltrat din
precipita ții este mai mare decât al
debitului curgerii subterane spre zona de drenaj, surplusul
transformându-se în scurgere de
suprafață (FV- frontier ă de tip
sarcină piezometric ă impus ă-
constant ă; Fig.5.29 ).
Lac Linie
echipoten țialăLinie de
curent
Frontier ă de sarcin ă
piezometric ă
constant ă
Fig.5.26. Malul unui lac definit ca
frontieră/margine de tip sarcin ă piezometric ă
constant ă pentru acviferul drenat
Frontieră de sarcin ă
piezometric ă impusă
(egală cu cota apei din
râu)
Linie
echipoten țială
Linie de
curent
Fig.5.27. Râu care dreneaz ă un acvifer, definit
ca frontier ă de tip sarcin ă piezometric ă impusă
250Curgerea
subteran ă Precipita ții
Profil piezometric
Scurgerea de
suprafață
Fig.5.29. Zonă de aflorare a unui acvifer
alimentat prin infiltra ții FV
5.3.1.2. Frontier ă de tip debit impus
Frontiera de tip debit impus este o condiție matematic ă de tip Neumann prin care
se impune o valoare constant ă pentru prima
derivată a sarcinii piezometrice pe normala la
frontiera domeniului. În acord cu legea lui Darcy,
această condiție este echivalent ă cu impunerea
unui debit constant (
. / constn HK =∂ ∂− ) și se
aplică pentru frontierele acviferelor în dou ă
variante:
• debit impus nul (când frontierele
acviferului/modelului sunt
impermeabile sau paralele cu liniile de curent)
• debit impus nenul (când frontierele
acviferului sunt traversate de un
debit independent de condi țiile de
curgere din acvifer/model)
Debitul impus nul este condi ția
care se aplic ă de-a lungul unei frontiere
tangente în orice punct la direc ția de
curgere. O astfel de frontier ă nu va fi
traversat ă de nici o linie de curent, deci
valoarea debitului care o traverseaz ă
este nul ă. Un astfel de exemplu este o
frontieră practic impermeabil ă (raportul
dintre conductivitatea acviferului și a
formațiunii impermeabile este de 1/1000)
plasată pe o falie vertical ă, falie care
limitează un acvifer sub presiune în
vecinătatea unui pu ț de captare ( Fig.5.30 ).
Frontiere impermeabile (de tip debit impus
nul) pot fi create și prin lucr ări speciale de
tipul pere ților impermeabili verticali realiza ți
pentru crearea rezervoarelor de ap ă
plasate pe acvifere freatice ( Fig.5.31 ).
Frontierele care se comport ă impermeabil
într-o astfel de situa ție sunt:
• peretele impermeabil pe por țiunea
lui subteran ă
;
• culcușul impermeabil al acviferului.
Debitul impus nenul este o condi ție
specială de tip Neumann care se aplic ă pe
frontiere unde poate fi precizat ă distribuția
debitului în spa țiu și timp. Condi ția Râu
Izvor
Fig.5.28. Linie de izvoare
descendente la baza aluviunilor,
definită ca frontier ă de tip sarcin ă
piezometric ă impusă. Râu
Linie de
izvoareFE
FE
Falie PC Linie
echipoten țială
Fig.5.30. Falie în vecin ătatea unui pu ț
de captare ( PC), definită ca frontier ă
estică de tip debit impus nul ( FE)
251hidrodinamic ă de debit impus nenul permite cuantificarea:
• aporturilor de ap ă în
acvifer (infiltra ții, injec ții
etc.);
• pierderilor de ap ă din
acvifer (capt ări de ape
subterane, detension ări,
drenaje etc.).
Aportul de ap ă într-un acvifer
poate proveni din infiltra ții prin zona
de aflorare. Dac ă debitul provenit
din infiltra ții este mai mic decât
debitul curgerii subterane spre
zona de drenaj, zona de aflorare este definit ă ca o frontier ă de tip
debit impus constant , valoarea
acestuia fiind egal ă cu volumul de
apă infiltrat în acvifer pe unitatea
de suprafa ță și unitatea de timp
(Fig.5.32. ).
Pierderile de ap ă din acvifere sunt reprezentate prin pu țuri de captare,
drenuri orizontale, sisteme de asecare etc. În cazul simplu al unui pu ț de captare,
filtrul prin care apa are acces în pu ț este o frontier ă de tip debit impus, iar valoarea
impusă a debitului este egal ă cu debitul pompat ( Fig.5.33 ).
Frontieră de tip debit impus nenul poate fi plasat ă și la interfața dintre dou ă
formaț
iuni cu conductivit ăți net diferite dac ă debitul care traverseaz ă interfața este
practic independent de condi țiile de curgere din acviferul alimentat.
Un exemplu este cazul acviferelor din depozite aluvionare cu conductivitate
mare (K2) care sunt plasate pe forma țiuni permeabile cu conductiviate redus ă (K1).
(Fig.5.34 ).
Dacă pentru acviferul aluvionar cu conductivitate mare ( K2) frontiera este de
tip debit impus constant , pentru acviferul din forma țiunile cu conductivitate redus ă
(K1) frontiera poate fi schematizat ă ca o frontier ă de tip sarcină piezometric ă
impusă deoarece nivelul piezometric din acviferul cu conductivitate mare ( K2) este
nesemnificativ influen țat de curgerea din cel cu conductivitate mic ă (K1). Perete
impermeabil
Linie de
curent Culcuș
impermeabilRezervor
Frontiere de
tip debit nul Frontiere de
tip debit nul
Fig. 5.31 Frontiere de tip debit impus nul
pentru un acvifer în care a fost executat un
perete impermeabil vertical.
Precipita ții
Profil piezometric
Fig.5.32. Zonă de aflorare a unui acvifer
alimentat prin infiltra ții, definită ca frontier ă
de tip debit constant ( FQ:const ) FQ:const
Curgerea
subteran ă Frontiere de tip
debit impus Q Frontiere de tip
debit impus Q Q
Fig.5.33. Pierderi de ap ă din
acvifer prin pompare pe frontiere
de tip debit impus nenul
252În toate cele trei situa ții prezentate, debitul care
traverseaz ă frontierele de tip debit impus (nul sau
nenul) acest debit este prestabilit și nu este
afectat de varia țiile sarcinii piezometrice din
acvifer.
5.3.1.3. Frontier ă de tip debit dependent de sarcina
piezometric ă
Sunt frecvente situa țiile în care frontierele
care delimiteaz ă acviferele sunt traversate de
debite a c ăror valoare este dependent ă de
modificările de sarcin ă piezometric ă din acvifer.
Astfel de frontier ă, de tip debit dependent
de sarcina piezometric ă (F_Q=f(H ), este
acoperișul semipermeabil al unui acvifer sub
presiune cu sarcina piezometric ă diferită de a unui
acvifer cu nivel liber plasat în acoperi șul acestuia.
(Fig.5.35 ).
Debitul drenat ( q- exprimat în volum de
apă drenată pe unitatea de suprafa ță a ecranului
semipermeabil și unitate de timp) este direct
proporțional cu diferen ța de sarcin ă piezometric ă între cele dou ă acvifere ()1 2H H− ,
cu conductivitatea hidraulic ă a ecranului semipermeabil ( 'K) și invers propor țional cu
grosimea ecranului semipermeabil ( m):
( )
mH HKq1 2'−= (5.21).
Dacă sarcina piezometric ă a acviferului cu nivel liber ( H2) este constant ă,
atunci când sarcina piezometric ă a acviferului sub presiune ( H1) devine mai mic ă
decât cota acoperi șului ( za), debitul drenat din acviferul superior devine constant:
( )
mz HKqa−=2' ' (5.22)
independent de varia ția lui
H1.
Atunci când
H1<za, ecranul
semipermeabil r ămâne
saturat cu ap ă pe toat ă
grosimea iar culcu șul lui
devine pe anumite
porțiuni frontier ă de tip
suprafață de prelingere
sau frontier ă de tip debit
impus nenul pentru
acviferul inferior în care curgerea trece de la regimul sub presiune la
cel cu nivel liber Râu
K1
K2
Fig.5.34. Frontieră de tip debit
constant ( FQ:ct ) pentru
acviferul din depozitele
aluvionare cu K2. K2>>K1
RâuK1 K2
H1H2
±0 F_Q=f(H 2-H1)
K’m
Fig.5.35. Acvifer sub presiune cu sarcina piezometric ă H1,
alimentat prin drenan țăde un acvifer cu sarcina
piezometric ă H2.(acoperi șul acviferului sub presiune este o
frontieră de tip debit dependent de sarcina piezometric ă:
F_Q=f(H2-H1))za
253(Fig.5.36 ).
5.3.1.4. Frontier ă de tip
suprafață liberă
Suprafa ța liberă este
un tip de frontier ă specific
pentru sistemele acvifere a
căror curgere este
guvernat ă de for țele
gravitaționale.
Cea mai comun ă
frontieră de tip suprafa ță
liberă este suprafa ța
piezometric ă a acviferelor
cu nivel liber care separ ă
acviferul (zona saturat ă cu
apă) de atmosfer ă/zona de aerare/zona nesaturat ă/ zona vadoas ă. Caracteristicile
principale ale acestui tip de frontier ă sunt:
• variabilitatea în timp a morfologiei;
• sarcina piezometric ă a suprafe ței libere ( H) este egal ă cu cota suprafe ței
piezometrice ( z), deoarece presiunea pe suprafa ța liberă este egal ă cu cea
atmosferic ă
( 0 /=γp , adică într-
un piezometru plasat
cu limita inferioar ă la
nivelul suprafe ței
libere nu este fluid:
z H=).
Suprafa ța
piezometric ă a
acviferului care
traverseaz ă un baraj
permeabil ( CD în
fig.5.37 ) este un
exemplu de frontieră de
tip suprafa ță liberă
care:
• determin ă parțial
geometria acviferului
(numai la partea superioar ă);
• are varia ții în timp, care modific ă semnificativ condi țiile hidrodinamice pe frontiera
superioar ă a acviferului.
Din acest motiv caracteristica principal ă a sistemelor acvifere cu frontiere de
tip suprafa ță liberă este neliniaritatea relației dintre modific ările condi țiilor pe
frontieră și ale curgerii din interior.
Interfața dintre apa dulce și cea sărată într-un acvifer litoral este un alt
exemplu de frontier ă de tip suprafață liberă (Fig.5.38 ). Dacă se neglijeaz ă difuzia,
interfața apă dulce/ap ă sărată poate fi schematizat ă și ca o frontier ă de tip debit
impus nul . În aceste circumstan țe sarcina piezometric ă a apei dulci în punctele
plasate pe frontier ă variază numai în func ție de cota punctului. Frontiera de-a lungul
interfeței apă dulce/ap ă sărată este simultan frontier ă de tip suprafață liberă și de tip
debit impus nul . H1 H2
±0K’m
Fig.5.36 Acvifer cu nivel liber cu sarcina piezometric ă
H1, alimentat prin infiltra ții dintr-un acvifer cu nivel liber
cu sarcina piezometric ă H2. zaSuprafață
de infiltrare
Rezervor
Culcuș
impermeabiFrontieră tip
suprafață liberă
Linie
echipotențial
Linie de curentA BC
D
E F
Fig.5.37. Frontieră de tip suprafa ță liberă (CD) în zona
unui baraj permeabil amplasat pe o forma țiune
permeabil ă
254
5.3.1.5. Frontier ă
de tip suprafa ță de
prelingere
Trecerea
de la zona saturat ă
la atmosfer ă este o
suprafață de
“descărcare” a
acviferului prin
evapotranspira ție
sau prelingere pe
suprafața terenului
sub forma unui film
subțire care se
deplaseaz ă sub
acțiunea
gravitației.
Suprafa ța de prelingere este totdeauna asociat ă cu o frontier ă de tip
suprafață liberă. Intersec ția dintre frontiera de tip suprafa ță de prelingere și cea de tip
suprafață liberă este
de cele mai multe ori
necunoscut ă în faza
de schematizare a hidrostructurii și
trebuie ob ținută ca
rezultat al model ării
curgerii. Extinderea suprafeței de
prelingere este redus ă
și de cele mai multe
ori neglijat ă în cazul
modelării curgerii în
acviferele cu extindere mare. Ea este luat ă în
considerare pentru studierea curgerii pe zone restrânse în care este necesar ă o
estimare riguroas ă a
parametrilor acesteia.
Astfel de situa ț
ii sunt
de semnalat la
drenajul apelor subterane printr-un baraj permeabil ( DE
în Fig.5.37 și BC în
Fig.5.39 ) sau în
puțurile capt ărilor de
apă sau ale sistemelor
de asecare și drenaj ( BC în Fig.5.40 ).
Nivelu
l mării
Apă Apă dulce
Frontier ă tip
suprafață liberă Linie
echipoten țială
Linie de
Fig.5.38 Acvifer litoral separat de apa dulce printr-o frontier ă de
tip “suprafa ță liberă”
Rezervor
Rezervor Baraj
permeabil Frontieră tip
suprafață
liberă (AB)
Frontieră tip
suprafață de
prelingere( BC)A
B
C Linie
echipoten țială
Linie de
curent
Fig.5.39 Drenajul printr-un baraj permeabil cu pere ții
verticali Strat impermeabil
255
5.3.2. Condi ții
hidrodinamice ini țiale
Ob ținerea unei
soluții particulare
pentru un model cantitativ al curgerii apelor subterane în regim tranzitoriu
implică completarea
condițiilor
hidrodinamice pe
frontierele spa țiale
ale domeniului curgerii
cu condi țiile
hidrodinamice inițiale
în interiorul acestuia. Schematizarea
condițiilor
hidrodinamice inițiale
presupune
specificarea distribuției spațiale a
sarcinii piezometrice în interiorul domeniului curgerii la un moment dat:
( )0;,, = = tzyxf H (5.23)
Condițiile hidrodinamice inițiale pot fi asimilate cu condi ții de frontieră
hidrodinamic ă în timp . Modific ările sarcinii piezometrice în timp sunt raportate la
cele inițiale iar prin conven ție timpul de referin ță este egal cu zero.
Schematizarea morfologiei câmpului piezometric ini țial se realizeaz ă pe baza
cotelor nivelurilor piezometrice m ăsurate în piezometre la un moment de echilibru
hidrodinamic (regim sta ționar de curgere).
Realizarea unui moment de echilibru hidrodinamic poate fi ob ținut nu numai
în absen ța oricărei perturb ări hidrodinamice ci și prin men ținerea constant ă a
caracteristicilor unor astfel de perturb ări (Fig.5.41 ):
• variațiile nivelului piezometric al acviferului din prima perioad ă de
echilibru hidrodinamic (a), în jurul cotei de 170m, sunt datorate
variațiilor anuale ale infiltra țiilor din zona de aflorare a nisipurilor
daciene în care este acumulat acviferul în care va fi realizat ă
captarea;
• a doua perioad ă de echilibru hidrodinamic (c), în care nivelul
piezometric se stabilizeaz ă la o cot ă de 150m, începe dup ă
stabilizarea parametrilor de func ționare ai capt ării.
Cu ajutorul nivelurilor m ăsurate în perioadele de echilibru hidrodinamic se
schematizeaz ă distribuția sarcinii piezometrice sub forma h ărților cu izopieze. Pentru
realizarea h ărților cu izopieze se recomand ă utilizarea kriging-ului punctual
universal deoarece este metoda de interpolare care elimin ă erorile determinate de
prezența tendințelor regionale de variabilitate ale câmpului piezometric
(D.Scrădeanu, 1996).
Complexitatea distribu ției sarcinii piezometrice m ăsurate în regim de
echilibru hidrodinamic fac imposibil ă utilizarea acesteia ca nivel de referin ță inițial în
modelarea curgerii în regim nesta ționar. Frontieră tip
suprafață liberă
(AB)
A
B
C
Linie
echipoten țială
Linie de
curent
Fig.5.40 Schematizarea frontierelor curgerii apei
subterane în vecin ătatea unui pu ț de captare Strat impermeabil B
Frontieră tip
suprafață de
prelingere ( BC) Puț de
captare
C
Decantor Filtru
256Condițiile hidrodinamice ini țiale obținute prin măsurători sunt utilizate
pentru simularea unei curgeri staționare corespunz ătoare perioadei de echilibru
hidrodinamic (perioada a din Fig.5.41 ). Rezultatele ob ținute prin simularea acestei
curgeri sta ționare reprezint ă condițiile hidrodinamice ini țiale pentru simularea
regimului nesta ționar de curgere care urmeaz ă perioadei de echilibru hidrodinamic
(perioada b din Fig.5.41 )
BIBLIOGRAFIE
Albu M., 1981, Mecanica apelor subterane, Editura tehnic ă, București.
Albu M., 1984, Termodinamica crustei terestre, Editura tehnic ă, București.
Albu M., 1987, Energia geotermic ă, Editura tehnic ă, București.
Anderson, M.P. and Woessner, W.W., 1992, Applied Groundwater Modelling,
Academic Press, New York.
Andrei S., 1967, Apa în p ământurile nesaturate, Editura tehnic ă, București.
Baehr, Arthur L., 1987, Selective transport of hydrocarbons in the unsaturated zone
duet o aqueous and vapor phase partitioning. Water Resources Research 23, no. 10.
Bandrabur T., Opran C., Feru M., 1967, Cercet ări hidrogeologice în zona dun ăreană
dintre Jiu și Călmățui., I.G.G., St.t.e. Seria E 6, Bucure ști.
Banks, D., 1992, Aquifer management – an introduction to hydrogeology., Geology
Today, 8(2), Earth Reference No.6, i-iv.
Bear, J. , 1969, Hydrodinamic dispersion, in Flow Through Porous Media (ed. R.J.M.
De Weist), Academic Press, New York- London.
Bear, J., 1972, Dynamics in Porous Media, Amer.Elsevir, New York.
Bear, J., Zaslavsky, D., and Irmy, S., 1968, Ph ysical Principles of Water Percolation
and Seepage, UNESCO, Paris. Momentul încet ării
funcționării captării Momentul intr ării în func țiune
a captării de apă.
Fig.5.41. Hidrograful nivelurilor piezometrice în zona capt ării
Motru:
a-perioadă de echilibru hidrodinamic ( regim sta ționar )
înainte de intrarea în func țiune a capt ării;
b-perioada de dezechilibru hidrodinamic ( regim
nestaționar ) datorat intr ării în func țiune a capt ării;
c-perioadă de echilibru hidrodinamic ( regim sta ționar )
în perioada func ționării captării cu un debit constant. 170
150 Cota
NP
a b c timp
BBoussinesq, J., 1904, Recherches théorique sur l’écloulement des nappes d’eau
infiltrées dans le sol e sur le débit des sources. Journal de Mathématiques
Pure sat Appliquées10:5-78.
Brătianu, C., 1983, Metode cu elemente finite în mecanica fluidelor, Ed.Academiei
R.S.R., Bucure ști.
Brebbia, C. A., 1978, The boundary Element Method for Engineers, Pentech Press,
London
Bredehoeft, J. D., Pinder G. F., 1973, Mass transport in flowing groundwater. Water
Resources Research 9: 194-210
Brigham, W. E., 1974, Mixing equations in short laboratory columns. Society
of Petroleum Engineering Journal, 14: 91-99. Castany, G., 1967, Traité pratique des eaux souterraines, Deuxieme Edition Dunod,
Paris.
Castany G., 1972, Prospec țiunea și exploatarea apelor subterane (traducere din
limba francez ă), Editura tehnic ă, București.
Carozzi, A.V., 1975, Sedimentary Rocks, Halsted press, Strasbourg. Ciocârdel, R., 1952, Hidrogeologia, Editura tehnic ă, București.
Ciocârdel, R., 1957, Manual de Hidrogeologie, Editura tehnic ă, București.
Coates, M. S., C.B. Haimson, W. J. Hinze, &W. R. Van Schmuss. 1983. Introduction
to the Illinois deep hole project. Jourbnal of Geophysical Research 88, B9.
Crăciun, P., Barnes, I., and Bandrabur, T., 1989, Stable isotopes in hydrothermal
structures in Romania. Studii Tehnice Economice, Seria E, Hidrogeologie, 15, 17-39.
Crețu I., Soare Al.,1967, Cercetarea hidrodinamic ă a sondelor, Editura tehnic ă,
București.
Dagan, G., 1967, A method of determining the permeability and effective porosity on
unconfined anisotropic aquifers. Water Resour.Res. 3(4), 1059.
Dagan, G., 1979, Models of groundwater fl ow in statistically homogenous porous
formations. Water Resour.Res. 15(1), 47-63.
Dagan, G. and Bresler, E., 1980, Solute dispersion in unsaturated heterogenous soi
land field scale: theory. Soil Sci. Soc. Am.J. 43, 461-467.
Davis, S.N., and De Wiest, R.J.M., 1965, Hydrogeology, John Wiley, New York. Davis A. D., 1986, Deterministic modeling of dispersion in heterogenous permeable
media. Ground Water 24. no.5.
Delhomme, J. P., 1974, La chartographie d’une grandeur physique a partir de
donnée de différentes quaualités. Proc. Meet., Int. Assoc. Hydrogeol., Mem.
10 (1), 185-194.
Delhomme, J. P., 1976, Applicatin de la théorie des variables régionalisées dans les
sciences de l’ eau. Thèse, Univ. Paris VI.
De Wiest, R.J.M., 1965, Geohydrology, John Wiley, New York.
De Wiest, R.J.M., 1969, Fundamental principles of ground-water flow, in Flow
through Porous Media, Academic Press.
Domenico, P. A., 1972, Concepts and m odel in groundwater hydrogeology, New
York, nMcGraw-Hill.
Domenico, P.A. and Schwartz, F.W., 1990, Physical and chemical Hydrogeology,
John Wiley, New York.
Faust, Charles R., 1985, Transport of imiscible fluids within and below the
unsaturated zone: a numerical model. Water Resources Research 21, no.
4:587-96.
Feru, U.M., 1978, Apele minerale de la Ol ănești, I.G.G., St.t.e. Seria E 13, Bucure ști.
Fetter, C.W., 1972, The concept of seif groundwater yield in coastal aquifer. Water
Resources Bulletin 8, no.5.
Fetter, C.W., 1980, Applied Hydrogeolgy, Merrill, Columbus, Ohio.
Fetter, C, W, 1993, Contaminant hydrogeology, Maxwell Macmillan International,
New York, Oxford, Singapore, Sydney.
CFreeze, R.A., and Cherry, J.C. (1979), “Groundwater”, Prentice Hall, Enflewood
Cliffs, New Jersey.
Freezy, R. Allen, and John A. Cherry, 1979, Groundwater. Englewood Cliffs, N.J.:
Prentice Hall, 606 pp.
Florea M.N., 1964, Date noi privind procesul de filtrare a apei privind capilaritate,
Bul.Inst.de Petrol, Gaze și Ggeologie, vol.XII, p.23-31.
Gardner, W. R., Calculation of capillary conductivity from pressure plate out flow
data. Proc.Soil Sci.Soc. Amer., 20:317-320, 1956.
Gardner, W.R., Measurement of capillary conduc tivity an diffusivity with tensiometer.
Transaction of the 7-th International Congress of Soil Science, I, 1960.
Gheorghe A., Bomboe P.,1963, Hidrogeologie minier ă, Editura tehnic ă, București.
Gheorghe, A., 1973, Analiza și sinteza datelor hidrogeologice, Editura tehnic ă,
București
Gheorghe A., Zamfirescu F., Scr ădeanu D., Albu M., 1983, Aplica ții și probleme de
hidrogeologie, Editura Universit ății Bucure ști.
De Josselin De Jong, G., 1958, Longitudinal and transverse diffusion in granular
deposits. Transactions, American Geophysical Union 39, no, 1:67.
Journel, A.G., Huijbregts, Ch.J., Mining Geostatistics, Academic Press, London,
1978.
Journel, A.G., Exploitation des mines.Guide pratique de geostatistique, Ecole des
mines d'Ales, 1975.
Kelly W. E., Mares S., 1993, Applied geophysics in hydrogelogical and engineering
practice, Elsevir S.P., Amsterdam.
Levorsen, A.I.(revised and edited by F. A. F.Berry), 1954, 1967, Geology of
petroleum, W.H.Freeman and Company, San Francisco and London.
Manahan S. E., 1991, Environmental Chemistr y, Lewis Publisher, Chelsea, MI.
Matheron G., 1962, Traite de geostatistique appliques, t. I et II. Memoires du Bureau
de Recherches Geologiques et minieres. 14, France.
McDonald, M.G., Harbaugh, A.W., 1984, A modular three-dimensional finite-
difference groundwater flow model. U.S.Geological Srvey.
Morris M., 1947, Physical Principles of Oil Production, McGraw-Hill Book Co., New
York.
Nosova, O.N., Rascet vodootdaci pescianîh gruntov. Goenergoizdat. Mosckva,-
Leningrad, 1962.
Pascu M. R., 1983, Apele subterane din România, Editura tehnic ă, București.
Pietraru V., 1977, Calculul infiltra țiilor, Editura Ceres, Bucure ști.
Pricăjan A., 1985, Substan țele Minerale Terapeutice din România, Ed.Stiin țifică și
Enciclopedic ă, București.
Radu Ciocârdel, 1952, Hidrogeologie, 329p., Editura tehnic ă București.
Radu Ciocârdel, 1957, Manual de Hidrogeologie, 380 p., Editura tehnic ă, București
Scrădeanu D., 1996, Modele geostatistice în hidrogeologie, Editura didactic ă și
pedagogic ă, R.A.-Bucure ști.
Scrădeanu D.l, 1995, Informatic ă geologic ă, Editura Universita ții Bucuresti.
Scrădeanu D., 1997, Modele geostatistice în hidrogeologie, Editura Didactic ă și
Pedagogic ă, București.
Scrădeanu D., Popa R., 2001, Geostatistic ă aplicată, Editura Universitã ții Bucure ști.
Scrădeanu D., Trâmbi țașu M.,Vãtuiu T., 2002, Calculatoare, Editura Academiei
Române de Management.
Singh V. P., 1995, Environmental Hydrology, Kluwer Academic Publisher, Dordrecht.
Schofield, R., K., The pF of water in soil., trans. 3rd Int.Congr. Soil Sci, II (disc. Vol.III,
1936), Oxford, 1936.
Schoeller, H., 1962, Les eaux souterraines, Masson, Paris.
Țenu, A.,1981, Z ăcămintele de ape hipertermale din nord-vestul Romaniei, Edit.
Acad., Bucure ști, 210 p.
DȚenu, A., Slavescu, A., Davidescu, F., 1989, Level and evolution of the tritium
concentrations in the natural waters of Romania. Meteorol. & Hydrol., Sp.
Rep., pp. 41-48.
Țenu, A., Davidescu, F (1998) – “Environmental isotopic studies on mineral and
thermal waters in Romania: a review over the last 25 years”. Mineral and
Thermal Groundwater, Proc. of Intern. RAH Symp., M.Ciuc 1998, pp. 271-280.
Ujvari, I., 1970, Geografia apelor României, Editura științifică, București.
Van Genuchten, M. Th. And P.J. Wierenga., 1976, Mass-transfer studies in sorbing
porous media, 1. Analytical solutions. Soil Science Society of America Journal 40.
White, W. B., 1969, Conceptual models for carbonate aquifers, Ground water 7, no.
3:15-22.
260 ANEXE
Anexa 1a. Unități de măsură ale caracteristicilor hidrofizice
Categoria Denumirea
mărimii fizice U.M. Simbolul
U.M. Definiția unității de măsură
Lungime metru m Lungimea egal ă cu 1.650.763,73 lungimi de und ă în vid ale radia ției
care corespunde tranzi ției între nivelele de energie 2 p 10 și 5 d 5 ale
atomului de kripton86.
Masă kilogram kg Reprezint ă masa unui dm3 de apă pură la 40 C.
Timp secund ă s Reprezint ă durata a 9.192.631.770 perioade ale radia ției
corespunz ătoare tranzi ției între cele dou ă nivele hiperfine ale st ării
fundamentale a atomului de cesiu113.
Intensitatea
curentului electric amper A Reprezint ă intensitatea curentului electric constant, care men ținut în
două conductoare paralele, rectilinii, de lungime infinit ă și de sec țiune
circulară neglijabil ă, așezate în vid, la distan ța de un metru unul de altul,
ar produce între acestea, pe lungime de un metru, o for ță egală cu 2*10-
7 N.
Temperatur ă kelvin K Reprezint ă fracțiunea 1/273,16 din temperatura absolut ă a stării triple a
apei.
Intensitatea luminoas ă candelă cd Reprezint ă intensitatea luminoas ă, în direc ția normalei, a unei suprafe țe
cu aria de 1/600000 metri p ătrați, a unui corp negru la temperatura de
solidificare a platinei la presiunea de 1,01325 N/m
2
Cantitatea de
materie mol mol Reprezint ă cantitatea de substan ță a unui sistem care con ține un num ăr
de unități elementare (atomi, molecule, ioni, electroni etc.) egal cu
numărul atomilor existen ți în 0,012 kilograme de carbon12.
Unghiul plan radian rad Reprezint ă unghiul plan cu vârful în centrul unui cerc, care delimiteaz ă
pe circumferin ța cercului un arc, a c ărui lungime este egal ă cu raza
cercului.
Unitățile de măsură
elementare în
Sistemul
Internațional
Unghiul solid steradian sr Reprezint ă unghiul solid cu vârful în centrul unei sfere, care delimiteaz ă
pe suprafa ța sferei o arie egal ă cu aria unui p ătrat, a cărui latură este
egală cu raza sferei.
261
Anexa 1b. Unități de măsură ale caracteristicilor hidrofizice
Categoria Denumirea
mărimii fizice U.M. Simbolul
U.M. Definiția unității de măsură
Sarcina electric ă Coulomb C Cantitatea de electricitate transportat ă de un curent de 1 A într-o
secundă.
Potențialul electric Volt V Diferen ța de poten țial care disipeaz ă o putere de 1 W pentru un curent
constant cu intensitatea de 1 A.
Rezisten ță electrică Ohm Ω Rezisten ța unui conductor prin care la o diferen ță de poten țial de 1 V
circulă un curent cu intensitatea de 1 A.
Capacitatea electric ă Farad F Capacitatea unui condensator care se încarc ă cu 1C sub o diferen ță de
potențial de 1 V.
Inductan ța electric ă Henry H Inductan ța electric ă a unui circuit închis în care e diferen ța de poten țial
de 1 V se produce atunci când intensitatea curentului variaz ă uniform cu
1 A/s.
Fluxul magnetic weber Wb Fluxul magnetic produs de o bobin ă cu o singur ă spiră prin reducerea
uniformă, într-o secund ă, a unei diferen țe de poten țial de 1 V, de la 1 la
zero.
Densitatea fluxului
magnetic Tesla T Este densitatea fluxului magnetic uniform care produce un flux magnetic
total de 1 Wb distribuit uniform și normal pe o suprafa ță de 1 m2.
Unități de
măsură
electrice
Intensitatea fluxului
magnetic Amper/metru A/m Intensitatea câmpului magnetic creat în centrul unui circuit cu diametrul
de 1 metru prin trecerea unui curent de 1 amper prin circuitul realizat
într-un fir conductor cu sec țiune transversal ă neglijabil ă.
262
Anexa 1c. Unități de măsură ale caracteristicilor hidrofizice
Categoria Denumirea
mărimii fizice U.M. Simbolul
U.M. Definiția unității de măsură
Candelă/metru
pătrat cd/m2 Luminozitatea unei surse cu o suprafa ță de 1 m2 care emite cu o
intensitate de 1 cd (candel ă);
Luminozitate
Stilb sb 1 sb = 104 cd/m2
Flux luminos Lumen lm Fluxul luminos emis într-un unghi solid de 1 sr de o surs ă uniformă
punctual ă plasată în apexul unghiului solid și având o intensitate
luminoas ă de 1cd.
lux lx Iluminarea unei suprafe țe care prime ște sub un unghi de inciden ța
normal un flux de 1lm/m2 uniform distribuit.
Iluminarea
phot ph 1 ph = 104 lux
Unități de
măsură optice
Vergența sistemelor
optice dioptria δ Puterea refractiv ă a unui sistem optic cu o distan ță focală de 1 m
într-un mediu cu indicele de refrac ție 1.
263
Anexa 1d. Unități de măsură ale caracteristicilor hidrofizice
Categoria Denumirea
mărimii fizice U.M. Simbolul
U.M. Definiția unității de măsură
Bequerel Bq O dezintegrare pe secund ă a unui corp radioactiv Activitate nuclear ă
Curie Ci 1 Ci=37 GBq (gigabecquerel)
Timp de înjum ătățire – – Intervalul de timp necesar înjum ătățirii prin dezintegrare a
masei unui element radioactiv
Coulomb/kilogram
C/kg Cantitatea de radia ții X sau gama care produce intr-un
kilogram de aer ioni ce transport ă o cantitate de
electricitate de 1 C Cantitatea de radia ții X și
gama
Roentgen R 1 R = 2,58 x 10-4 C/kg
Rad Rad Cantitatea de energie transferat ă unei mase, de obicei
umană
1 Rad=0.01 Gy Cantitatea /doza de
radiații absorbite
Gray Gy 1Gy = 1 j/kg
Roentgen Equivalent
Man Rem Unitate care coreleaz ă cantitatea de radia ții absorbite cu
efectul biologic; 1 rem=10 milisievert (mSv)
Unități de măsură
radiologice
Doza biologic ă efectivă Sievert Sv Doza absorbit ă produsă de o radia ție care are un efect
egal cu al unei radia ții X sau gama de la 200 la 250 kV.
Dozele recomandate de Comisia Interna țională pentru
Protecția la Radia ții sunt:
• 0,05 Sv/an pentru lucr ătorii în industria nuclear ă;
• 0,005 Sv/an pentru public, din orice surse;
• 0,001 Sv/an pentru public, în cazul expunerii pe
timp îndelungat
264
Anexă 2. Unități de lungime și echivalen țe
Unități Å mm cm m km in ft yd mi
1 Ångström 1 10-7 10-8 10-10 10-13 3,97×10-93,28×10-101,09×10-106,21×10-14
1 milimetru 10-7 1 0,1 0,001 10-6 0,0397 0,00328 0,00109 6,21×10-7
1 centimetru 10-8 10 1 0,01 0,0001 0,3937 0,0328 0,0109 6,21×10-6
1 metru 10-10 1000 100 1 0,001 39,37 3,281 1.094 6,21×10-4
1 kilometru 10-13 106 105 1000 1 39.370 3281 1093,6 0,621
1 inch 3,97×10-9 24,4 2,54 0,0254 2,54×10-5 1 0.0833 0,0278 1,58×10-5
1 foot 3,28×10-10304,8 30,48 0,3048 3,05×10-4 12 1 0,333 1,89×10-4
1 yard 1,09×10-10914,4 91,44 0,9144 9,14×10-4 36 3 1 5,68×10-4
1 milă 6,21×10-141,61×1061,01×1051,61×1031,6093 63.360 5280 1760 1
Anexa 3. Unit ăți de suprafa ță și echivalen țe
Unități cm2 m2 km2 ha in2 ft2 yd2 mi2 ac
1 centimetru p ătrat 1 0,0001 10-10 10-8 0,155 1,08×10-3 1,2×10-4 3,86×10-11 2,47×10-8
1 metru p ătrat 104 1 10-6 10-4 1550 10,76 1,196 3,86×10-7 2,47×10-4
1 kilometru p ătrat 1010 106 1 100 1,55×109 1,076×1071,196×1060,3861 247,1
1 hectar 108 104 0,01 1 1,55×105 1,076×1051,196×1043,861×10-32,471
1 inch pătrat 6,452 6,45×10-4 6,45×10-86,45×10-81 6,94×10-3 7,7×10-4 2,49×10-10 1,574×107
1 foot pătrat 929 0,0929 9,29×10-69,29×10-6144 1 0,111 3,587×10-82,3×10-5
1 yard pătrat 8361 0,8361 8,36×10-58,36×10-51296 9 1 3,23×10-7 2,07×10-4
1 milă pătrată 2,59×10102,59×106 2,59 259 4.01×109 2,79×107 3.098×1061 640
1 acru 4,04×107 4,047×10-30,4047 0,4047 6,27×106 43.560 4840 1,562×10-31
265
Anexa 4 . Unități de volume și echivalen țe
Unități mL litru m
3 in3 ft3 gal ac-ft baril
1 mililitru 1 0,001 10-6 0,06102 3,53×10-5 2,64×104 8,1×10-10 6,41×10-6
1 litru 103 1 0,001 61,02 0,0353 0,264 8,1×10-7 0,0064
1 metru cub 106 1000 1 61,023 35,31 264,17 8,1×10-4 6,410
1 inch cub 16,39 1,64×10-2 1,64×10-5 1 5,79×10-4 4,33×10-3 1,218×10-8 1,05×10-4
1 foot cub 28,317 28,317 0,02832 1728 1 7,48 2,296×10-5 0,182
1 U.S.gallon 3785,4 3,785 3,78×10-3 231 0,134 1 3,069×10-6 0,024
1 acre-foot 1,233×109 1,233×1061233,5 75,27×10643.560 3,26×105 1 7,91×103
1 barril 1,56×105 156 0,156 9519,17 5,507 41,184 1,26×10-4 1
Anexa 5a. Unități de măsură și echivalen țe cu unit ățile Sistemului Interna țional
Dimensiunea English SI SI English
Difuzivitate termic ă (()c⋅
ρ
λ/ ) 1 ft2/s 0,0929 m2/s 1 m2/s 10,76 ft2/s
1 ft/s 0,3048 m/s 1 m/s 3,28 ft/s Conductivitate hidraulic ă
1 US gal/day ft24,720×10-7 m/s 1 m/s 2,119×106 US gal/day ft2
1 ft2/s 9,290×10-2 m2/s 1 m2/s 10,76 ft2/s Transmisivitate
1 US gal/dat ft 1,438×10-7 m2/s 1 m2/s 6,954×106 US gal/day ft
Permeabilitatea intrinsec ă 1 ft2 9,412×1010 darcy 1 darcy 0,106×10-10 ft2
1 darcy 0,987×10-12 m2 1 m2 1,013×1012 darcy
Difuzivitatea termic ă 1 ft2/s 0,0929 m2/s 1 m2/s 10,76 ft2/s
Vâscozitate dinamic ă (μ) 1 poise 0,1 Pa. s 1 Pa. s 10 poise
Viscozitatea cinematic ă (ρ
μ
ν /= )1 stokes 10-4 m2/s 1 m2/s 10+4 stokes
266 Anexa 5b. Unități de măsură și echivalen țe cu unit ătile Sistemului Interna țional
Dimensiunea English SI SI English
Lungime 1 inch ( țol) 2,54 cm 1 cm 0,3937 inch
1 picior (foot) 0,3048 m 1 m 3,281 ft
1 Ångstrom 1010 metru 1 metru 10-10 Ångstrom
1 mil ă terestră 1,609 km 1 km 0,6215 mi
Suprafața 1 inch2 6,4516 cm2 1 cm2 0,155 inch2
1 ft2 0,0929 m2 1 m2 10,76 ft2
1 acru 0,4047 ha 1 ha 2,471 acri
1 mi2 2,590 km2 1 km2 0,3861 mi2
Unghi plan 1 grad sexagesimal (1o) 180/
π rad 1o 60’= 3600’’
1 grad centesimal (1gon: 1g) 200/
π rad 1g 100c= 10000cc
1 US fluid ounce 29,54 cm3 1 cm3 3,385×10-2 Fl.oz
1 ft3 2,832×10-2 m3 1 m3 35,311 ft2
1 ft3 28,32 litru 1 l 0,2642 US gal
1 US gal 3,785×10-3 m3 1 l 0,2200 UK gal
1 UK gal 4,546×10-3 m3 1 m3 220 UK gal
1 UK gal 4,546 l 1 m3 28,38 US bushel
1 US bushel 3,524×10-2 m3 1 m3 27,377 US bushel
Volum
1 barril 0,156 m
3 1 m3 6,41 barril
1 ft3/sec 2,832×10-2m3/s 1m3/sec 35,311 ft3/sec
1 US gal/min 6,309×10-5 m3/s 1 litru/s 15,85 US gal/min
Debit
1 UK gal/min 7,576×10-5 m3/s 1 litru/s 13,20 UK gal/min
1 ounce (oz) 28,35 g 1 g 3,257×10-2 oz
1 pound (lb m) 0,4536 kg 1 kg 1 2,205 lb m
1 short ton (s.ton) 907 kg 1 ton ă 1,103 s.ton
Masă
1 long ton (l.ton) 1,016 kg 1 ton ă 0,984 l.ton
1 lb m/ft3 16,02 kg/m3 1 kg/m3 6,242×10-2 lbm/ft3 Densitate
1 lb m/ft3 16,02 g/litru 1 kg/m3 1 g/litru
267
Anexa 5c. Unități de măsură și echivalen țe cu unit ățile Sistemului Interna țional
Dimensiunea English SI SI English
Accelera ție 1 ft/s2 0,3048 m/s2 1 m/s2 3,281 ft/s2
Accelera ția gravita țională (g) g 9,80665 m/s2 la nivelul m ării și la latitudinea de 450
Forță 1 lb f 4,448 N 1 N 0,2248 lb f
1 lb f/foot2 47,88 Pa 1 Pa 2,089×10-2 lbf/ft2
1 pounds per square inch (psi) 6,895×10-3 Pa 1 Pa 1,450×10-4 psi
1 atm 1,013×105 Pa 1 Pa 10-5 bari
Presiune
1 bar 105 Pa 1 MPa 10 bari
1 ft lb f 1,356 J 1 J 0,7374 ft lb f
1 calorie 4,185 J 1 J 0,2389 calorie
1 erg 10-7 J 1 J 107 erg
1 kWh 3,6×106 J 1 J 0,278 x10-6 kWh
Energie
1 British Termal Unites (BTU) 1,055×103 J 1 J 9,479×10-4 BTU
1 watt (W) 1 J/s 1J/s 1 watt
1 Horsepower (HP) 736 W 1 HP 0,0014 W
1 erg/s 10-7 W 1 W 107 erg/s Putere
1 BTU/s 1,055×103 W 1 W 0,948 BTU/s
Temperatura X
oF () C Xo3295− X
oC F Xo3259+
Zero “absolut” -459,69oF 0 K -273,15oC0 K
Conductivitate termic ă (λ) 1 kcal/s m oC 4,18×103 W/m K 1W/m K 0,239×10-3 kcal/s.m.0C
Capacitate termic ă masică (c)1 kcal/kg. oC 4,18×103 J/kg K 1 J/kg.K 0,239×10-3 kcal/kg.0C
268
Anexa 6a. Propriet ăți ale apei pure
Temperatura
[
oC] Coeficient de
compresibilitate
[10-10Pa-1] Modulul lui
Young
[106kPa] Coeficient
dilatării termice
volumice
()dT d / lnρ
α=
[10-6K] Căldura
specifică
masică
[J/kg K] Conductivitate
termică
[W/m K] Difuzivitate
termică
[10
-8 m2/s]
0 5,098 2,02 -68 4217,4 0,564 13,4
5 4,928 2,06 16 – – –
10 4,789 2,10 88 4191,9 0,578 13,8
15 4,678 2,15 151 – – –
20 4,591 2,18 207 4181,6 0,598 14,2
25 4,524 2,22 257 – – –
30 4,475 2,25 303 4178,2 0,607 14,6
40 4,422 2,28 385 4178,3 0,628 15,2
50 4,417 2,29 458 4180,4 – –
60 4,450 2,28 523 4184,1 0,652 15,8
70 4,515 2,25 584 4189,3 – –
80 4,610 2,20 641 4196,1 0,669 16,4
90 4,734 2,14 696 4204,8 – –
100 4,890 2,07 750 4215,7 0,671 16,6
269
Anexa 6b . Propriet ăți ale apei pure
Temperatura
[oC] Greutatea
specifică
[kN/m3] Densitatea [kg/m
3] Viscozitatea dinamică
[10
3/Pa.s] Vâscozitatea cinematica [10
-6m2/s] Căldura
latentă de
vaporizare [J/g] Presiunea absolută
de vapori [kPa]
0 9,805 999,8 1,781 1,785 2500,3 0,61
5 9,807 1000,0 1,518 1,519 2488,6 0,87
10 9,804 999,7 1,307 1,306 2476,9 1,23
15 9,798 999,1 1,139 1,139 2465,1 1,70
20 9,789 998,2 1,002 1,003 2453,0 2,34
25 9,777 997,0 0,890 0,893 2441,3 3,17
30 9,764 995,7 0,798 0,800 2429,6 4,24
40 9,730 992,2 0,653 0,658 2405,7 7,38
50 9,689 988,0 0,547 0,553 2381,8 12,33
60 9,642 983,2 0,466 0,474 2357,6 19,92
70 9,589 977,8 0,404 0,413 2333,3 31,16
80 9,530 971,8 0,354 0,364 2308,2 47,34
90 9,466 965,3 0,315 0,326 2282,6 70,10
100 9,399 958,4 0,282 0,294 2256,7 101,33
Anexa 7 . Propriet ăți ale apei s ărate cu concentra ția de 34 kg/m
3
Temperatura
[oC] Densitatea
[kg/m3] Căldura specific ă
[J/kg K] Vâscozitatea
cinematic ă
[106m2/s]
0 1027,32 3989 1,80
5 1026,91 3992 1,60
10 1026,19 3995 1,40
15 1025,22 3997 1,20
20 1024,02 4000 1,10
25 1022,61 4002 0,94
Anexa 8 . Propriet ăți ale apei s ărate la diferite concentra ții
Concentra ția
în NaCl
[kg/m
3] Masa de NaCl
raportată la
masa de
soluție la 20oC
[%] Masa de NaCl
raportata la volumul de
soluție la 15
oC
[kg/m3] Masa de NaCl
raportata la volumul de
soluție la 20
oC
[kg/m3] Căldura
specifică la
20oC
[J/kg K]
0 0,000 999,13 998,23 4182
10 0,995 1006,30 1005,30 4127
20 1,976 1013,39 1012,29 4075
30 2,943 1020,41 1019,22 4024
40 3,898 1027,35 1026,07 3975
50 4,841 1034,25 1032,88 3929
60 5,772 1041,05 1039,60 3884
70 6,690 1047,83 1046,32 3841
270
Anexa 9 . Densitatea și vâscozitatea absolut ă a apei
Temperatura
[
oC] Densitatea
[kg/m3] Densitatea
[g/cm3] Vâscozitatea
[g/s.cm]
0 999,841 0,999841 0,017921
1 999,900 0,999900 0,017313
2 999,941 0,999941 0,016728
3 999,965 0,999965 0,016191
4 999,973 0,999973 0,015674
5 999,965 0,999965 0,015188
6 999,941 0,999941 0,014728
7 999,902 0,999902 0,014284
8 999,849 0,999849 0.013860
9 999,781 0,999781 0,013462
10 999,700 0,999700 0,013077
11 999,605 0,999605 0,012713
12 999,498 0,999498 0,012363
13 999,377 0,999377 0,012028
14 999,244 0,999244 0,011709
15 999,099 0,999099 0,011404
16 999,943 0,999943 0,011111
17 999,774 0,999774 0,010828
18 998,595 0,998595 0,010559
19 998,405 0,998405 0,010299
20 998,203 0,998203 0,010050
21 997,992 0,997992 0,009810
22 997,770 0,997770 0.009579
23 997,538 0,000998 0,009358
24 997,296 0,997296 0,009142
25 997,044 0,997044 0,008937
26 996,783 0,996783 0,008737
27 996,512 0,996512 0,008545
28 996,232 0,996232 0,008360
29 995,944 0,995944 0,008180
30 995,646 0,995646 0,008007
35 994,029 0,994029 0,007225
40 992,214 0,992214 0,006560
45 990,212 0,990212 0,005988
50 988,047 0,988047 0,005494
271
Anexa 9. Prefixe utilizate pentru multiplii și submultipli ai unit ăților de m ăsură
Factor de multiplicare
Prefix
Simbol Forma zecimal ă Forma exponen țială
yotta Y 1000000000000000000000000 1024
zetta Z 1000000000000000000000 1021
exa E 1000000000000000000 1018
penta P 1000000000000000 1015
tera T 1000000000000 1012
giga G 1000000000 109
mega M 1000000 106
kilo k 1000 103
hecto h 100 102
deca da 10 10
deci d 0,1 10-1
centi c 0,01 10-2
mili m 0,001 10-3
micro μ 0,000001 10-6
nano n 0,000000001 10-9
pico p 0,000000000001 10-12
femto f 0,000000000000001 10-15
atto a 0,000000000000000001 10-18
zepto z 0,000000000000000000001 10-21
yocto y 0,000000000000000000000001 10-24
272
TERMINOLOGIE HIDROGEOLOGIC Ă STANDARDIZAT Ă
Terminologia utilizat ă curent în documenta țiile hidrogeologice este
standardizat ă în STAS 4621-91, elaborat în 1954 și revizuit în 1969 și 1979.
Responsabilul proiectului pentru elaborarea terminologiei a fost geolog
Sînziana Țenu de la Institutul de Meteorologie și Hidrologie iar redactarea final ă a
fost realizat ă de ing. Magda Ionescu. Colaboratorii din cadrul proiectului au fost
Institutul de Geologie și Geofizic ă, Institutul de Studii și Proiect ări Hidroenergetice,
Institutul de Cercet ări și Proiectări pentru Gospod ărirea Apelor Bucure ști.
În tabelul urm ător este prezentat ă o selecție de termeni pentru completarea
definițiilor cu informa țiile prezentate în Hidrogeologia general ă.
Termen Defini ție
Acvifer Termen comprehensiv, semnificând o forma țiune
geologică purtătoare de ap ă (strat, orizont, complex
acvifer)
Acvifer multistrat Sistem acvifer constituit dintr-o alternan ță de
orizonturi acvifere și semipermeabile,
interdependente din punct de vedere hidrodinamic,
în regim de drenan ță.
Adâncime critic ă a
apei freatice Adâncime de la care ascensiunea capilar ă a apei
freatice poate provoca s ărăturarea solului
Aflux Debitul intrat printr-o sec țiune dată într-o forma țiune
acviferă
Agresivitatea apei Proprietatea apei de a ataca chimic suprafa ța
corpurilor cu care vine în contact
Alimentare
artificială Introducere voluntar ă de apă într-un acvifer pentru
mărirea afluxului sau pentru ridicarea nivelului
apelor subterane. (Aportul de ap ă într-un acvifere
suplimentar, fa ță de alimentarea natural ă)
Alimentarea specifică Raportul dintre cantitatea global ă de apă intrată în
medie într-un acvifer, într-o anumit ă perioad ă de
timp, și aria acviferului considerat: alimentare
medie pe unitatea de suprafa ță
Alimentare stimulată Procedeu ce const ă în extragerea apei subterane
dintr-o zon ă situată în apropierea unui curs sau a
unei suprafe țe de ap ă, astfel încât sc ăderea
nivelului apelor freatice s ă provoace un aflux al
apelor de suprafa ță către rezervorul subteran
Anomalie geotermal ă Zonă din aria de dezvoltare a unui acvifer în care
gradientul geotermal este mai mic (anomalie
negativă) sau mai mare (anomalie pozitiv ă) decât
valoarea medie de 3,3
0C la 100 m
Apă capilară Apa care, sub ac țiunea for țelor capilare, umple
parțial sau total porii sau fisurile capilare ale rocilor
Apă de adâncime Apă acumulat ă în strate acvifere de adâncime
Apă de zăcământ Apă fosilă singenetic ă asociat ă zăcămintelor de
hidrocarburi
Apă dulce Apă fără gust, a c ărei compozi ție chimic ă o face în
general bun ă pentru consum prin con ținutul său
scăzut în componen ți dizolvați și liberi.
Apă dură Apă care con ține cantit ăți relativ importante de
săruri de calciu și magneziu
Apă de fosilă Ap ă subteran ă provenit ă din bazinele marine sau
lacustre care a saturat sedimentele în procesul
depunerii lor, fie din infiltra țiile produse în cursul
273
timpurilor geologice ale apelor ini țial vadoase
acumulate și conservate în sisteme acvifere subterane
închise
Apă gravitațională
Sinonim: ap ă
eliberabil ă Apă subteran ă a cărei circula ție este determinat ă
preponderent de for țele de gravita ție, celelalte for țe
fiind neglijabile
Apă juvenilă Ap ă rezultat ă prin procesele magmatice sau
metamorfice
Apă minerală Ap ă subteran ă sau de suprafa ță, termală sau rece, cu
un conținut variabil de s ăruri, gaze sau substan țe
minerale radioactive
Apă oligomineral ă Apă dulce cu o mineraliza ție de regul ă sub 500 mg/l
Apă pelicular ă
Apă reținută în sol de c ătre forțele de atrac ție
molelcular ă, formând o pelicul ă în jurul particulelor
solide constituente ale solului
Apă pendular ă Ap ă reținută prin leg ături slabe mixte de valen ță și
capilare, în zona de contact dintre granulele rocii,
unde formeaz ă inele izolate
Apă plată Ap ă subteran ă dulce sau mineral ă (cu mineraliza ție
totală de maximum 9 g/l), f ără conținut de CO 2 liber,
cu puritate natural ă (nepoluat ă) și cu stabilitate
chimică în timp, îmbuteliat ă pentru consum f ără a fi
supusă nici unui amendament tehnologic
Apă potabilă Ap ă natural ă, subteran ă sau de suprafa ță care
îndepline ște anumite condi ții organoleptice, fizico-
chimice, bacteriologice, biologice etc. pentru a putea fi
folosită în alimenta ție
Apă salmastr ă Ap ă sărată, cu con ținut în componen ți dizolva ți mai
mic decât al apei de mare, a c ărei concentra ție este
convențional cuprins ă între 1 și 10 g/l
Apă sărată Ap ă în care concentra ția de săruri este relativ ridicat ă
(peste 10 g/l)
Apă structural ă Ap ă care rămâne în proba litologic ă, după uscarea
acesteia în cuptor la 105oC
Apă subteran ă Ap ă acumulat ă în porii, fisurile sau golurile rocilor
Apă terapeutic ă Ap ă subteran ă cu conținut în substan țe în solu ție, cu
temperatur ă și cu alte propriet ăți fizice și chimice care
o fac apt ă pentru
Apă termală Ap ă subteran ă care are la emergen ță temperatura mai
ridicată decât o valoare minim ă convențională (20oC
sau 23oC) stabilit ă, în general, în func ție de
temperatura medie normal ă a apelor freatice sau de
temperatura medie a aerului. După temperatur ă se diferen țiază în:
• Hipotermal ă
• Mezotermal ă
• Hipertermal ă
274
Apă uzată
Sinonim: ap ă
reziduală Apă conținând reziduuri solide, lichide sau
gazoase,evacuat ă după utilizarea în diverse scopuri
menajere sau industriale
Apă vadoasă Ap ă acumulat ă în subteran, provenit ă din infiltra ții
(precipita ții și ape de suprafa ță) sau din condensarea
vaporilor de ap ă din atmosfer ă
Apă vitriolică Ap ă acidă (pH mai mic de 3…5), sulfatat ă (în special
ape de min ă), conținând cantit ăți mari, uneori pân ă la
câteva g/l, fier și adesea alte metale (Al, Cu,
Arie de artezianism Domeniu în care suprafa ța piezometric ă a unui acvifer
sub presiune se afl ă deasupra suprafe ței solului
Ascensiune
capilară Ridicarea apei în sol, deasupra nivelului apelor freatice, sub ac țiunea capilarit ății
Baraj subteran Mas ă naturală sau artificial ă de material impermeabil
sau foarte slab permeabil, situat ă sub suprafa ța
solului, având o asemenea pozi ție încât s ă împiedice
scurgerea subteran ă.
Barieră de apă
dulce Front de ap ă dulce subteran care are sarcina
hidraulică suficient ă pentru a împiedica avansarea
apelor sărate sau salmastre.
Bazin artezian Structur ă geologic ă, adesea de mari dimensiuni, în
care sistemele acvifere subterane au caracter artezian
Bazin de infiltra ție
artificială Bazin săpat până în stratul permeabil, în care apa
introdusă se infiltreaz ă în stratul acvifer
Bazin hidrogeologic Unitate hidrogeologic ă caracterizat ă prin prezen ța
unor condi ții litofaciale favorabile acumul ării apei în
subteran, precum și a unor zone de alimentare și
drenare, având individualitate din punct de vedere
structural și hidrochimic
Bilanțul apei în sol Rela ție între cantit ățile totale de ap ă intrate sau
extrase dintr-un sol sau dintr-o zon ă nesaturat ă în
timpul unei perioade determinate, evaluat ă prin
diferențele conținutului în ap ă
Bilanț hidric Rela ție între cantit ățile de ap ă intrate, ie șite și
acumulate într-un anumit domeniu (bazin de recep ție,
lac, teritoriu, domeniu subteran etc.) într-un interval de
timp dat
Bilanț hidrogeologic
Sinonim: bilan țul
apelor subterane Relațiile între cantit ățile de ap ă intrate și ieșite dintr-un
domeniu subteran, într-un interval de timp dat, ținând
cont de varia ția rezervelor înmagazinate
Caliatatea apei Ansamblul propriet ățile organoleptice, fizice,
radioactive, chimice, bacteriologice și biologice ale
apei
Capacitatea de
câmp Cantitatea de ap ă reținută în sol dup ă scurgerea apei
gravitaționale. Se exprim ă prin raportul dintre
greutatea maxim ă de apă nemobilizat ă gravitaționale
poate fi ob ținută într-un mediu poros și greutatea
275
totală a mediului poros în stare uscat ă
Capacitatea de
infiltrație Intensitatea maxim ă cu care un sol dat poate absorbi
apa pe unitatea de suprafa ță, în anumite condi ții date
Capilaritate Fenomen asociat tensiunii superficiale a
lichidelor,întâlnit în tuburile capilare și în mediile
poroase, unde suprafe țele gaz – lichid – solid sunt în
contact și datorită căruia apa se poate deplasa în sol
contra gravita ției
Captare de ap ă
subteran ă Construc ție hidrotehnic ă realizat ă în vederea
extragerii apei subterane pentru folosirea ei în diferite scopuri
Cracteristici hidrogeologice Mărimi care caracterizeaz ă propriet ățile fizice și
chimice și condițiile de circula ție și acumulare a apelor
subterane într-un acvifer
Carst Totalitatea fenomenelor produse în regiunile cu roci
solubile, în special calcaroase, ca urmare a dizolv ării
produse de circula ția apelor (superficiale sau
subterane) înc ărcate cu CO 2
Cartare hidrogeologic ă Ansamblu de opera țiuni, executate în teren prin
observare direct ă în vederea ob ținerii unor date
hidrogeologice, necesare întocmirii h ărții
hidrogeologice
Ciclu freatic Durata total ă cuprinzând o perioad ă de creștere până
la un maximum, urmat ă de o perioad ă de scădere
până la un minimum, a nivelului apelor freatice
Coeficient al variației de nivel
(
na) Mărime care caracterizeaz ă capacitatea unui acvifer
cu suprafa ța liberă de a transmite varia țiile nivelului
apei subterane. Se exprim ă prin rela ția:
în care
medT- transmisivitatea medie a acviferului, în metri
pătrați pe zi;
μ – coeficientul de cedare
Coeficient de
alimentare subteran ă a râului
(
rK) Raportul exprimat în procente sau valori subunitare,
dintre valoarea scurgerii subterane și scurgerea total ă
a râului pentru o anumit ă perioadă
Coeficient de
cedare ( μ) Coeficient care reprezint ă volumul de ap ă cedată
gravitațional de un acvifer cu suprafa ță liberă,printr-o
secțiune orizontal ă de arie unitar ă, la o sc ădere a
nivelului liber egal ă cu unitatea, exprimându-se identic
cu porozitatea eficace
Coeficient de cedare elastic ă
(
eμ) Coeficient caracteristic orizonturilor acvifere sub presiune, reprezentând volumul de ap ă care poate fi
obținut dintr-o prism ă având sec țiunea bazei egal ă cu μmed
nTa= ]/[ dm
276
unitatea, la o coborâre a suprafe ței piezometrice cu o
unitate de în ălțime
Coeficient de
compresibilitate (
*β) Fracțiunea volumului de ap ă dizlocuit dintr-un volum
de rocă acviferă prin scăderea presiunii din el cu o
atmosfer ă. Se exprim ă în: unu pe kilopascali sau metri
pătrați pe kilogram for ță
Coeficient de dinamicitate al scurgerii subterane
(
dK) Coeficient ce caracterizeaz ă dinamicitatea scurgerii
subterane pentru o anumit ă perioad ă de timp,
exprimat prin raportul dintre valoarea cea mai mare a
scurgerii subterane pentru o perioad ă oarecare și cea
mai mică valoare pentru aceea și perioad ă.
Coeficient de elasticitate (
ε)
Sinonim: modul de elasticitate Mărime invers ă coeficientului de compresibilitate:
Se exprim ă în kilopascali sau kilograme for ță pe metru
pătrat
Coeficient de
filtrație (fK)
Sinonime: • Coeficient de
conductivitate
hidraulică
• Coeficient de
permeabilitate Darcy Coeficient care exprim ă conductivitatea hidraulic ă,
definit prin debitul volumic de fluid printr-o sec țiune vie
de arie unitar ă a rocii acvifere pentru o pant ă
hidraulică egală cu unitatea. Are dimensiunile unei
viteze și se exprim ă prin rela ția:
în care
fK- coeficient de permeabilitate, în metri p ătrați;
γ – greutatea specific ă a fluidului (apei), în kilonewtoni
pe metru cub;
η- vâscozitatea dinamic ă a fluidului (apei), în
kilonewtoni și zi pe metru p ătrat
Coeficient de
înmagazinare ( S) Coeficient care reprezint ă volumul de ap ă
înmagazinat ă (sau eliberat ă) de un acvifer, pe o
suprafață orizontal ă de arie unitar ă, prin cre șterea
(sau, respectiv sc ăderea) nivelului piezometric al
acviferului pe o în ălțime egal ă cu unitatea. În cazul
acviferelor cu suprafa ță liberă, este reprezentat prin
coeficientul de cedare iar în cazul acviferelor sub
presiune este reprezentat prin coeficientul de cedare elastică.
Coeficient de
neuniformitate (nU) Coeficient exprimat prin rela ția:
60d- dimensiunea granulei corespunz ătoare
conținutului de 60% (procente de mas ă) pe curba de *1
βε=
ηγ⋅ =p fK K dm/
1060
ddUn=
277
granulozitate a rocii considerate;
10d- diametrul efectiv al rocii considerate
Coeficient de
permeabilitate (
pK) Coeficient ce exprim ă permeabilitatea, caracterizând
proprietățile geometrice ale mediului poros. Depinde
de structura și textura terenului și are dimensiunile
unei suprafe țe. Se exprim ă în metri p ătrați
Coeficient de piezoconductivitate (
a)
Sinonime: • Coeficient de
piezotransmisivit
ate
• Difuzivitate
hidraulică Mărime care caracterizeaz ă capacitatea unui acvifere
sub presiune de a transmite varia țiile presiunii apei
subterane. Se exprim ă prin raportul:
În care
T – transmisivitatea acviferului în metri p ătrațipe zi;
S- coeficient de înmagazinare;
fK- coeficient de filtra ție, în metri pe zi;
γ – greutatea specific ă a fluidului (apei), în kilonewtoni
pe metru cub;
*β- coeficientul de compresibilitate, în unu pe
kilopascali
Coeficient modul al
scurgerii subterane Raportul dintre o m ărime oarecare, variabil ă, a
scurgerii subterane (zilnic ă, decadal ă, lunară, anuală)
și o valoare medie sinonim ă
Coeficientul scurgerii subterane (
sη) Raportul dintre cantitatea de ap ă (coloana de ap ă)
echivalent ă scurgerii subterane (sY) și cantitatea de
precipita ții
Colmatarea stratului acvifer Efectul de reducere a permeabilit ății prin depunerea în
golurile intergranulare sau fisurale a particulelor solide antrenate de ap ă
Complex acvifer Succesiune de strate acvifere, separate prin strate
impermeabile cu extensiune neregulat ă, aparținând
aceluiași tip genetic și având o zon ă de alimentare
comună
Con de depresiune Suprafa ță de depresiune creat ă într-un strat acvifer ca
urmare a dren ării apei prin pompare dintr-un pu ț sau
foraj
Condiții
hidrogeologice Totalitatea particularit ăților care caracterizeaz ă
condițiile de z ăcământ ale apelor subterane :
alcătuirea litologic ă, parametrii stratului acvifer,
caracteristicile regimului în condi țiile naturale și sub
influența factorilor artificiali
Conductivitatea Proprietatea unei roci poroase sau fisurate de a *βγ⋅= =fK
STa [ ]zi m/2
MsK
278
hidraulică permite circula ția prin ea a unui fluid, adic ă
proprietatea invers ă rezisten ței rocii fa ță de curgerea
fluidului
Coperișul stratului
acvifer Suprafața de contact dintre partea superioar ă a
stratului permeabil și partea inferioar ă a stratului
impermeabil acoperitor
Cumpăna apelor
subterane Linia de separare între dou ă bazine hidrogeologice
Curbă de
depresiune Curbă rezultat ă prin intersec ția suprafe ței de
depresiune cu un plan vertical, orientat dup ă direcția
curgerii curentului acvifer subteran
Curent subteran
consecvent Curent subteran în sensul pantei unui strat impermeabil înclinat
Curent subteran obsecvent Curent subteran în sens invers pantei unui strat impermeabil înclinat
Curgerea laminar ă
a apei subterane Curgerea apei subterane prin roci permeabile, în care liniile de curent sunt aproximativ paralele, cu vitez ă
mai mică decât viteza critic ă de circula ție
Darcy (D) Unitate de m ăsură a permeabilit ății rocilor, definit ă ca
permeabilitatea unui mediu prin care se filtreaz ă un
fluid cu o viscozitate dinamic ă 1 centipoise, printr-o
suprafață a secțiunii transversale de 1 cm2 cu o vitez ă
de 1 cm/s sub ac țiunea unui gradient de presiune de 1
at. Se\exprim ă în centimetri p ătrați
1 D= 0,981 10-8 cm2
Se utilizeaz ă de regul ă o unitate mai mic ă mD
Datarea apelor subterane Evaluarea vârstei medii a unei probe de ap ă
subteran ă pe baza radioizotopilor de mediu (tritiu și
carbon 14)
Debit al curentului subteran Volumul de ap ă care trece în unitatea de timp printr-o
secțiune dat ă, dispusă perpendicular pe direc ția de
curgere a unui strat acvifer
Debit modul al apei Cantitatea de ap ă care se poate ob ține prin lucr ări de
captare, dintr-un strat acvifer în unitatea de timp, pe o arie de 1 km
2
Debit specific al curentului subteran Debitul curentului acvifer subteran care se filtreaz ă în
condiții naturale prin unitatea de arie a sec țiunii sale vii
Debit unitar Debitul curentului subteran pe unitatea de l ățime de
front al acestuia
Deficit de umiditate Diferența dintre capacitatea de absorb ție a solului
și valoarea instantanee a umidit ății de sol
Diametrul efectiv (d
10) Dimensiunea granulei corespunz ătoare con ținutului
de 10 % (procente de mas ă) pe curba de
granulozitate a rocii considerate
Dinamica apelor subterane Parte a hidrogeologiei care aplic ă legile generale
ale hidraulicii subterane la particularit ățile stratelor
acvifere
Direcție de curgere Linia de cea mai mare pant ă pe care are loc
curgerea apei subterane
279
Domeniu de
influență Domeniu în care suprafa ța piezometric ă a unui
acvifer este modificat ă prin sc ăderi sau cre șteri
sesizabile sub efectul unor prelev ări sau injec ții de
apă într-o construc ție apropiat ă. În func ție de
sensul influen ței, se pot identifica domenii
depresionare sau domenii de ridicare
Drenanță Fenomenul (natural sau indus) de comunicare
hidraulică pe vertical ă între dou ă sau mai multe
acvifere, cu niveluri piezometrice diferite, separate
de orizonturi semipermeabile
Drenarea apelor
subterane a) Proces natural manifestat prin apari ția de
izvoare determinate de emergen ța unui acvifer
ca rezultat al eroziunii sau al altor ac țiuni
geologice
b) Dirijarea gravita țională a unui curent subteran
prin amenaj ări hidrotehnice
c) Crearea unui aflux de ap ă într-o captare prin
evacuarea apei subterane cu ajutorul unor
mijloace mecanice
Durata regener ării
(reînnoirii)
rezervelor naturale Intervalul de timp necesar pentru refacerea
integrală a rezervelor naturale (totale) medii, dac ă
ele ar fi fost epuizate. Se exprim ă prin inversul
indicelui de regenerare a rezervelor naturale.
Duritatea apei Proprietatea apei dat ă de prezen ța în solu ție a
sărurilor de calciu și magneziu. Se deosebesc:
– duritate temporar ă dată de bicarbona ții de Ca și
Mg;
– duritate permanent ă dată de sulfa ții și clorurile de
Ca și Mg;
– duritate total ă = duritate temporar ă + duritate
permanent ă
Emergen ța Apari ția natural ă la zi a apei subterane, fie localizat ă
sub form ă de izvoare, fie difuz ă – prin capilaritate,
exfiltrație și suprafe țe de prelingere
Epuisment Extragerea prelungit ă a apei dintr-o forma țiune
acviferă, cu o intensitate superioar ă celei de
realimentare, prin care se produce o sc ădere continu ă
a nivelului apei subterane
Erupție (a apei
subterane) Descărcarea violent ă a apei dintr-un strat acvifer
datorită energiei proprii pe care aceasta o are în
condiții naturale
Evapotranspira ția
apelor subterane Fenomenul complex de pierdere a apei din zona de
aerare și din acviferele freatice de mic ă adâncime,
prin procesul fizic de evaporare și cel biologic de
transpira ție a plantelor
Evapotranspira ție
potențială Evapotranspira ția maxim ă posibil ă în condi țiile
meteorologice date și a unor disponibilit ăți de apă care
să poată compensa pierderea
Evapotranspira ție
reală
Evapotranspira ția în condi țiile meteorologice și
hidrogeologice date
Exces de umiditate Fenomenul de ridicare a nivelului apelor subterane la
cote superioare adâncimii critice sau de existen ță a
280
unei satura ții complete în ap ă a zonei de aerare,
datorită unei aliment ări excesive (natural ă sau
artificială) și a unui drenaj deficitar
Explorare
hidrogeologic ă Ansamblul lucr ărilor de teren efectuate prin foraje și
uneori prin lucr ări miniere în vederea stabilirii
caracteristicilor hidrogeologice de detaliu ale
acviferelor
Exsurgen ță Emergen ța unui acvifer carstic a c ărui suprafa ță de
alimentare coincide în întregime cu aria pe care se
extinde acviferul
Factor de drenan ță
(B) Mărime caracteristic ă pentru alimentare prin drenan ță
a unui strat acvifer, care se exprim ă prin rela ția:
[m]
în care T – transmisivitatea acviferului [m
2/zi];
parametru de drenan ță [zi-1]
Filtrație Curgerea unui fluid printr-o roc ă poroasă sau fisurat ă,
saturată
Franjă capilară
Sinonim: – zonă capilară Zonă situată imediat deasupra suprafe ței unui strat
acvifer freatic în care apa se ridic ă prin capilaritate
deasupra acestei suprafe țe
Gaz-lift Fenomen de țâșnire a apelor subterane suprasaturate
în gaze, datorit ă formării pe cale natural ă sau
artificială în foraj sau în canalul sursei naturale a unui
amestec gaz-ap ă cu densitate mai mic ă decât apa
Gheizer Izvor artezian cu manifestare intermitent ă, hipertermal
(cu temperatura apropiat ă de cea de fierbere) situat
într-o regiune vulcanic ă
Gradient geotermal Parametru fizic care exprim ă creșterea temperaturii cu
adâncimea, într-o zon ă cu acvifere termale. De regul ă,
se exprim ă în oC/100 m
Gradient hidraulic (I) Sinonime:
– pantă hidraulic ă
– panta suprafe ței
piezometrice Raportul dintre pierderea de sarcin ă ΔH (care pentru
apele subterane se consider ă ca diferen ță de nivel
piezometric) între dou ă secțiuni situate pe direc ția de
curgere și distanța dintre acestea (l):
Gradient hidraulic
critic Valoarea gradientului hidraulic de la care se produce antrenarea hidrodinamic ă a unor particule solide care
formează stratul permeabil
Grosimea acviferului cu suprafața liberă Distanța de la patul impermeabil pân ă la nivelul liber al
apei într-un punct considerat ''
bKf''
fKTbB=
lHIΔ=
281
Grosimea
acviferului sub
presiune (M) Distanța dintre patul (culcu șul) și coperișul acviferului
Hartă
hidrogeologic ă Reprezentare grafic ă în plan orizontal a
caracteristicilor hidrogeologice (geometrice,
hidrodinamice, hidrochimice, termice, etc.) ale unuia
sau mai multor acvifere
Hartă piezometric ă Reprezentare grafic ă în plan orizontal a suprafe ței
piezometrice a unui acvifer prin hidroizohipse sau
hidroizopieze
Hidroizohips ă Curb ă rezultat ă din unirea punctelor de egal ă cotă
piezometric ă a unui acvifer cu suprafa ță liberă
Hidroizopiez ă Termen sinonim cu hidroizohipsa utilizat în special
pentru acviferele sub presiune
Indicele porilor Raportul dintre volumul golurilor și volumul
materialului solid (scheletului mineral) dintr-un anumit volum de roc ă
Indice de regenerare (reînnoire) a
rezervelor naturale
Raportul dintre rezervele temporare medii și rezervele
naturale (totale) medii
Infiltrație Mi șcarea descendent ă a apelor de la suprafa ța
scoarței terestre, prin porii și fisurile rocilor, în mediu
nesaturat al zonei de aerare
Infiltrație eficace
(Ie)
Sinonim: Modul de infiltra ție Debitul de ap ă infiltrată de la suprafa ța solului prin
zona de aerare și transferat ă prin unitatea de arie a
suprafeței libere a unui acvifer. Se exprim ă în metri pe
zi sau în milimetri pe an.
Interacțiunea
forajelor Influența hidrodinamic ă reciproc ă între dou ă sau mai
multe foraje în func țiune, amplasate la o distan ță mai
mică decât suma razelor lor de influen ță, care are
drept consecin ță scăderea suplimentar ă a nivelului
dinamic și (sau) a debitului în raport cu func ționarea
independent ă a forajelor
Interfață apă
dulce/ap ă sărată Suprafața ideală ce separ ă într-un acvifer o mas ă de
apă dulce de una salmastr ă sau salin ă
Izbuc Punctul de emergen ță cu intermiten ță al apei
subterane ce curge pe un canal carstic și funcționează
pe principiul sifonului
Izobată a nivelului
piezometric Sinonim:
hidroizobat ă Curbă rezultat ă din unirea punctelor de egal ă
adâncime de la suprafa ța solului a nivelului
piezometric al apei subterane dintr-un acvifer
Izobată a stratului
acvifer Curba rezultat ă din unirea punctelor de egal ă valoare
a adâncimii patului sau coperi șului unui strat acvifer
față de un reper orizontal
Izodiname Curbe rezultate din unirea punctelor de egal ă sarcină
282
hidrodinamic ă a unui strat acvifer aflat sub ac țiunea și
în timpul dren ării lui
Izoduritate Curb ă rezultat ă din unirea punctelor în care apele
subterane au aceea și duritate
Izofreate Izobatele nivelului piezometric dintr-un acvifer freatic
Izomineralizare Curb ă rezultat ă din unirea punctelor în care apele
subterane au aceea și mineralizare total ă, exprimat ă în
miligrame pe litru
Izopahitele stratului
acvifer Sinonim:
hidroizopahite Curbe ce unesc punctele de egal ă grosime ale unui
strat acvifer
Izotermele stratului
acvifer Sinonim:
hidroizoterme Curbe care unesc punctele cu aceea și temperatur ă a
apei subterane
Izotopi de mediu Izotopi care se întâlnesc în mediul natural, la scar ă
globală sau regional ă, fără nici o posibilitate de control
uman. Utiliza ți în hidrogeologie sunt:
– izotopi radioactivi: tritiul (T, ЗH) și radiocarbonul (14C);
– izotopi stabili: deuteriul (D, 2H); oxigenul 18 (18O) și
carbonul 13 (13C)
Izvor Punct de apari ție natural ă a apei subterane la
suprafața terenului
Izvor ascendent
(artezian) Izvor generat de un strat acvifer sub presiune care apare la zi datorit ă unor condi ții geologice naturale
Izvor descendent Izvor generat de intersec ția suprafe ței solului cu
nivelul piezometric al unui acvifer cu suprafa ță liberă
Izvor intermitent Sinonim: izvor periodic Izvor în care perioadele de debitare sunt alternate cu perioade de stagnare
Izvor mineral Izvor care debiteaz ă apă minerală
Izvor peren Izvor care debiteaz ă în tot cursul anului
Izvor submers Izvor generat de un acvifer a c ărui emergen ță are loc
sub nivelul unei ape de suprafa ță
Izvor temporar Izvor care debiteaz ă numai în anumite perioade ale
anului, în func ție de refacerea din precipita ții a
acumulărilor de ap ă subteran ă care-l alimenteaz ă
Izvor termal Izvor care debiteaz ă apă termală
Înălțimea limit ă a
ascensiunii capilare Înălțimea pân ă la care se ridic ă apa deasupra stratului
acvifer, datorit ă capilarității
Încercare prin revenire Urmărirea evolu ției în timp a nivelului apei subterane
în zona de influen ță a unei lucr ări (puț, foraj, dren) sau
grup de lucr ări de captare, care se produce dup ă
reducerea debitului captat sau oprirea pomp ării
Înmagazinare Acumularea apei (unui fluid) într-o roc ă poroasă sau
fisurată
283
Legea lui Darcy Legea liniar ă de mi șcare a fluidelor prin medii
poroase, exprimat ă prin rela ția:
în care Q – debitul, în metri cubi pe zi; K
f – coeficientul de filtra ție, în metri pe zi;
Ω – aria sec țiunii ortogonale direc ției mișcării, în metri
pătrați;
I – gradientul hidraulic.
Linie de curent Curb ă la care sunt tangen ți în puntele lor de aplica ție
vectorii vitez ă ai particulelor fluide în mi șcare. În regim
stabilizat, linia de curent reprezint ă traiectoria unei
particule fluide.
Linie de izvoare În șiruire de izvoare determinate de un afloriment
continuu al unui acvifer
Linie (sau
suprafață)
echipoten țială Curbă (sau suprafa ță) de egal poten țial de vitez ă a
apei subterane, ortogonal ă în fiecare punct liniilor de
curent pe care le intersecteaz ă
Lizimetru Dispozitiv îngropat într-un teren pentru a intercepta și
colecta apele ce se infiltreaz ă prin el, putând avea
multiple aplica ții în studiul diverselor faze ale ciclului
hidrologic (infiltra ții, evapotranspira ții etc.)
Mediu poros Material solid, con ținând pori ce comunic ă între ei,
distribuiți mai mult sau mai pu țin regulat
Mediu poros izotrop Mediu poros ale c ărui propriet ăți fizice rămân identice
în toate direc țiile
Mediu poros omogen Mediu poros ale c ărui caracteristici (porozitate,
granulometrie, permeabilitate, conductivitate hidraulică) sunt acelea și în toate punctele mediului
Mineraliza ția totală
a apei Conținutul total al apei în componen ți dizolvați și liberi,
exprimat în miligrame pe litru
Model analogic Model ce transpune fenomenul hidrogeologic de
studiat în alt domeniu fizic, cercetându-l prin intermediul unor fenomene analoage (electrice,
termice)
Modelare
hidrogeologic ă Reproducerea cu ajutorul unui model oarecare a unei situații reale din natur ă în vederea cercet ării în
laborator a evolu ției hidrodinamice sau hidrochimice
probabile a unui acvifer
Model matematic Sistem de rela ții matematice care leag ă între ele
mărimile de stare ale sistemului hidrogeologic modelat
Model redus Model ce reproduce la scar ă redusă un anumit proces
hidrogeologic, f ără a modifica natura fenomenului
studiat
Modulul scurgerii subterane (M
s) Cantitatea de ap ă care se scurge în unitatea de timp
de pe unitatea de suprafa ță a stratului acvifer,
exprimat ă, de regul ă, în litri pe secund ă și kilometru I KQfΩ =
284
pătrat
Nisip curg ător Nisip ce trece în stare de curgere datorit ă forțelor
hidrodinamice care ac ționează asupra particulelor
solide constituente și le antreneaz ă
Nivel artezian Nivel piezometric al apei subterane care se situeaz ă la
o cotă superioar ă cotei terenului
Nivel ascensional Nivel piezometric care se situeaz ă la o cot ă
superioar ă coperișului stratului acvifer, f ără a fi
artezian
Nivel hidrodinamic Nivel piezometric modificat prin lucr ări experimentale
de captare și drenaj
Nivel hidrostatic Nivel piezometric natural (ini țial) al unui acvifer
Nivel liber Nivelul piezometric ala apei subterane dintr-un acvifer,
caracterizat prin umplerea par țială cu apă a stratului
permeabil de c ătre curentul subteran
Nivel piezometric Cot ă absolută sau relativ ă a nivelului
apei subterane, la un moment dat,
care exprim ă suma energiei de
poziție și a energiei de presiune ()
Nivel stabilizat Sinonim: nivel staționar Nivel al apei subterane care se men ține neschimbat In
timp, într-un punct de observa ție situat în zona de
influență a unei lucr ări (puț, foraj, dren) sau grup de
lucrări de captare cu debit constant
Norma scurgerii subterane (
sM) Valoarea medie a scurgerii subterane pentru o perioadă multianual ă; în cazul unei perioade suficient
de mari este echivalent ă cu resursele naturale ale
apelor subterane sau cu alimentarea (infiltra ția) medie
multianual ă
Parametru de drenanță (
'/'b Kf ) Mărime care reprezint ă capacitatea unui strat
semipermeabil de a transmite prin el apa în cadrul unui sistem de drenan ță. Se exprim ă prin raportul
dintre coeficientul de filtra ție pe vertical ă (
fK) a
stratului semipermeabil și grosimea sa 'b
Parametri hidrogeologici Mărimi fizice constante ce definesc cantitativ
comportamentul unui mediu poros fa ță de un fluid;
aptitudinea de a-l con aptitudinea de a-l con ține și de
a permite mi șcarea sa. Principalii parametrii
hidrogeologici sunt: coeficientul de înmagazinare,
porozitatea eficace, coeficientul de filtra ție,
transmisivitatea
Patul/ Culcu șul
stratului acvifer
Suprafața de contact dintre partea inferioar ă a stratului
acvifer și partea superioar ă a stratului impermeabil din
culcuș
Permeabilitate Proprietatea unui mediu poros sau fisurat de a permite
circulația fluidelor sau a gazelor prin golurile sale, sub
acțiunea for țelor de gravita ție și de presiune
Permeametru Dispozitiv utilizat pentru determinarea, în laborator, a
coeficien ților de permeabilitate și de filtra ție ai rocilor γpz H +=
285
Pierdere de sarcin ă
hidraulică Scăderea sarcinii hidraulice între dou ă puncte care
aparțin unei aceleia și linii de curent sau între dou ă
secțiuni ale unui curent acvifer subteran
Piezometru Foraj de observa ție, de diametru mic, în care se
efectueaz ă măsurători asupra nivelului apelor
subterane
Poluarea apelor Modificarea propriet ăților organoleptice, fizice, chimice
și bacteriologice ale apei prin introducerea unor
substanțe (microorganisme, produ și chimici, de șeuri)
care dep ășesc limitele admisibile, în urma c ăreia apa
devine necorespunz ătoare normelor admise pentru
utilizare în diverse scopuri
Pompare
experimental ă Pompare de încercare, în regim nepermanent sau permanent, a unui acvifer, efectuat ă în scopul
determin ării parametrilor hidrogeologici
Porozitate total ă (n)
Sinonim: – porozitate absolută Raportul procentual dintre volumul total al golurilor V
g
și volumul total al unei probe de roc ă Vt
100⋅ =
tg
VVn
Porozitate eficace Frac țiunea pe care o reprezint ă volumul eficace al
golurilor (volumul apei eliber abile) din volumul total al
rocii. Se exprim ă ca fracție zecimal ă sau în procente
Presiune de strat Greutatea coloanei de ap ă raportat ă la o sec țiune de
arie unitar ă, care are în ălțimea măsurată de la cota
nivelului piezometric pân ă la cota unui punct oarecare
din stratul acvifer
Probă de apă Cantitatea de ap ă recoltată dintr-un acvifer, în scopul
determin ării propriet ăților fizico-chimice sau biologice
ale apei
Prospecțiune
hidrogeologic ă Ansamblul lucr ărilor de teren efectuate prin observa ții
directe și foraje hidrogeologice în scopul stabilirii
condițiilor hidrogeologice ale unei regiuni
Punct de ap ă
subteran ă Punct de ivire natural ă sau de deschidere artificial ă a
unui acvifer
Puț Excava ție sub forma unei coloane cilindrice sau
prismatice, cu orice dimensiuni, având axa vertical ă,
consolidat ă sau neconsolidat ă, executat ă în scopul
cercetării sau exploat ării apelor subterane
Puț de observa ție Pu ț executat în scopul urm ăririi varia ției nivelului apei
subterane în timpul explor ării sau exploat ării unui
zăcământ de substan țe minerale utile, fluide sau
solide, pe o perioad ă variabilă
Puț satelit Piezometru care se amplaseaz ă în zona de influen ță a
unui foraj din care se pompeaz ă apa
Raport genetic Raport al unor gaze și a unor ioni con ținuți în apele
minerale (termale) a c ărui valoare poate indica indirect
geneza acestor ape
Rază de influen ță Distan ța pe direc ția de curgere a curentului subteran
către foraj, m ăsurată pe orizontal ă de la axa forajului
până la punctul unde înceteaz ă efectul dren ării
Regimul apelor subterane Variația în timp a caracteristicilor calitative și
cantitative a apelor subterane, exprimat ă prin
modificarea unor m ărimi hidrogeologice reprezentative
286
(nivel piezometric, vitez ă, debit, compozi ție chimic ă
etc.)
Resurgen ță Reapari ția la zi, în terenuri carstice, a unui curs de ap ă
subteran
Resurse naturale A se vedea nr. crt. 265
Rețea de observa ții
hidrogeologice Totalitatea sta țiilor hidrogeologice în care se fac
observații sistematice asupra regimului apelor
subterane dup ă același program și metodic ă în funcție
de scopul urm ărit
Revenire Ridicare a suprafe ței piezometrice a apei subterane
din zona de influen ță a unei lucr ări (puț, foraj, dren)
sau grup de lucr ări de captare, ca urmare a reducerii
debitului captat
Rezerve de bilan ț Partea din rezervele exploatabile de ape subterane a
căror exploatare în prezent este posibil ă din punct de
vedere tehnic și rațională din punct de vedere
economic, astfel încât s ă fie satisf ăcute condi țiile
privind cantitatea și calitatea apei pentru scopul și
regimul de exploatare prev ăzut, precum și
conservarea și protecția zăcămintelor
Rezerve de
prognoză Rezerve de ap ă subteran ă estimate pe baza unor
considerente generale, geologice, geofizice, hidrologice și hidrogeologice stabilite pe mari unit ăți
hidrogeologice
Rezerve dinamice Sinonim:
resurse naturale Cantitatea de ap ă reprezentând afluxurile
corespunz ătoare curgerii naturale a apelor subterane
prin zăcământ
Rezerve exploatabile
Sinonim: rezerve disponibile Volumul de ape subterane care poate fi extras dintr-un
zăcământ într-o perioad ă determinat ă, corespunzând
unor anumite condi ții tehnico-economice și necesit ăți
de conservare și protecție a zăcământului respectiv
Rezerve în afar ă
de bilanț Partea din rezervele exploatabile de ape subterane a
căror exploatare în prezent este nera țională din punct
de vedere economic datorit ă capacit ății reduse de
debitare, calit ății necorespunz ătoare a apelor fa ță de
normele impuse de domeniul de utilizare, condi țiilor
tehnice de exploatare complicate, dar care pot
constitui obiecte valorificate în viitor
Rezerve naturale
Sinonime:
– rezerve
potențiale
– rezerve totale Volumul de ape eliberabile, înmagazinat în cursul unei perioade determinate sau la un moment dat, într-un zăcământ
Rezerve
permanente
Sinonime:
– rezerve
geologice
– rezerve seculare Partea din rezervele naturale în care nu se resimt
variațiile raportului dintre alimentare și pierderile
naturale ale z ăcământului prezentând un volum
practic invariabil
Rezerve temporare
medii
Sinonime:
– rezerve de
regularizare Partea din rezervele naturale a c ărei existen ță este
datorată exclusiv raportului dintre alimentare și
pierderile naturale ale z ăcământului, reprezentând
volumul de ape eliberabile înmagazinat suplimentar
față de volumul rezervelor permanente, în cursul unei
287
– rezerve
regulatrice perioade determinate sau la un moment dat
Rocă acviclud ă Roc ă în cuprinsul c ăreia porii, intersti țiile și fisurile au
dimensiuni capilare și subcapilare ce nu permit decât
o slabă circulație a apei, sub un anumit gradient de
presiune (ex. argile, marne)
Rocă acviferă Roc ă poroasă, fisurată sau cavernoas ă care con ține
apă gravitațională (eliberabil ă)
Rocă acvifugă Roc ă lipsită de goluri sau pori, socotit ă practic
impermeabil ă (ex. rocile eruptive compacte)
Rocă permeabil ă Roc ă a cărei porozitate este dat ă de intersti ții, pori
supracapilari cu diametru mai mare de 0,5 mm, fisuri,
diaclaze, fe țe de stratifica ție etc.
Sarcină
piezometric ă Suma energiei de pozi ție și a energiei de presiune
⎟⎟
⎠⎞
⎜⎜
⎝⎛+=γpz H care practic este concretizat ă prin cota
absolută sau relativ ă a nivelului apei subterane,
măsurat într-un punct pe verticala unui acvifer
Scurgere
subteran ă Mișcarea apelor subterane în procesul ciclic al
circuitului apei în natur ă, sub ac țiunea for țelor
hidrodinamice
Secțiune
hidrogeologic ă Reprezentarea, în sec țiune vertical ă a datelor
geologice și hidrogeologice dintr-o anumit ă regiune:
litologia depozitelor, dezvoltarea orizonturilor acvifere, nivelul piezometric etc.
Secțiune vie a
curentului Sinonim: secțiune activ ă Suprafața normal ă direcției de ansamblu a curgerii
unui curent acvifer subteran
Sistem acvifer subteran Unul sau mai multe strate acvifere și sisteme fisurale
acvifere, interdependente din punct de vedere hidrodinamic
Sistem fisural acvifer Sistem hidraulic al rocilor acvifere predominant fisurate
Spectru
hidrodinamic Reprezentare grafic ă în plan orizontal a distribu ției
liniilor de curent și echipoten țialelor unui curent acvifer
Stație (post)
hidrogeologic ă Foraj sau grup de foraje hidrogeologice în care se fac observații sistematice asupra regimului apelor
subterane
Stație
hidrogeologic ă
experimental ă Complex de lucr ări hidrogeologice în vederea
efectuării de observa ții hidrogeologice și de lucr ări
experimentale permanente, în scopul perfec ționării
metodelor de cercetare hidrogeologic ă
Strat acvifer
Sinonim: orizont acvifer Strat reprezentat prin roci poroase sau fisurate, saturate cu ap ă eliberabil ă
Strat acvifer artezian Strat acvifer aflat sub o presiune suficient de mare pentru a determina ridicarea apei, într-un foraj,
deasupra suprafe ței terenului
Strat acvifer cu suprafață liberă
(nivel liber) Strat acvifer delimitat la partea superioar ă de
suprafața liberă a apelor subterane pe care le con ține
Strat acvifer de Strat permeabil saturat cu ap ă, în general sub
288
adâncime presiune, situat sub stratul acvifer freatic, la adâncimi
variabile
Strat acvifer freatic Stratul acvifer cel mai apropiat de suprafa ța terenului
situat pe primul orizont impermeabil de extindere
regională, având zona de alimentare aproximativ
egală cu extinderea și nivelul (de obicei liber)
influențat de varia ția factorilor hidrometeorologici
Strat acvifer sub presiune Sinonim: strat acvifer captiv Strat acvifer limitat la partea superioar ă de un strat
impermeabil și al cărui nivel piezometric dep ășește
cota coperi șului stratului acvifer
Strat acvifer suspendat Sinonime:
– strat acvifer
sezonier
– strat acvifer
suprafreatic Acumulare de ap ă subteran ă cu caracter temporar,
suspendat ă pe un pat impermeabil lenticular, situat ă
deasupra unui strat acvifer freatic propriu-zis
Strat impermeabil Strat constituit din roci acviclude sau acvifuge
Strat permeabil Strat constituit din roci permeabile, în care este
posibilă acumularea și circulația apei
Stratul (coloana de apă echivalent ă)
scurgerii subterane (Y
S) Volumul scurgerii subterane raportat la aria suprafe ței
acviferului. Se exprim ă în mm coloan ă de apă
Structură
hidrogeologic ă Structura geologic ă care cuprinde unul sau mai multe
sisteme acvifere într-o unitate hidrogeologic ă
Substanțe minerale
terapeutice Apele minerale, apele termale, apa din lacuri,
nămolurile și gazele, situate în interiorul sau la
suprafața scoarței terestre, care au sau pot avea
utilizări în scopuri balneare, fie direct, fie în urma
prelucrării sau în scop de valorificare prin îmbuteliere
Sufoziune Sp ălare chimic ă (prin dizolvare) și mai ales mecanic ă
(prin transport) a particulelor solubile sau foarte fine
de rocă, de către apele subterane
Suprafață
piezometric ă Suprafață ce delimiteaz ă la partea superioar ă un
acvifer cu suprafa ță liberă sau suprafa ța determinat ă
de totalitatea punctelor reprezentând nivelurile piezometrice ale apei dintr-un acvifer sub presiune
Termogaz-lift Fenomen de gaz-lift intensificat datorit ă temperaturii
ridicate a apelor subterane
Timp de reînnoire Durata teoretic ă în care volumul de ap ă dintr-un
acvifer este reînnoit prin realimentarea natural ă,
echivalând pe termen lung cu raportul dintre volumul mediu înmagazinat în acvifer (V) și deflux (Q)
Transmisivitate (T) Debitul printr-un acvifer pentru un gradient hidraulic
unitar, raportat la unitatea de l ățime de front. Se
exprimă prin produsul între coeficientul de filtra ție K f și
grosimea M sau H a acviferului sub presiune, respectiv cu nivel liber:
MKTf= ; HKTf=
Se exprim ă în m2/zi
Trasor Substan ța ajunsă, în mod natural sau artificial, într-un
acvifer care permite identificarea și descrierea
289
caracteristicilor de mi șcare a apei
Turnare
experimental ă Introducerea în regim nepermanent sau permanent a apei într-un pu ț, în scopul determin ării parametrilor
hidrogeologici ai unui acvifer sau a unei roci poroase sau fisurate
Umiditate (w) Raportul, în procente, dintre masa apei con ținută într-
un volum de roc ă și masa aceluia și volum de roc ă
uscată la temperatura de 105 °C
Viteza admisibil ă
de intrare a apei în foraj Viteza curentului subteran cu valoarea limitat ă de
viteza critic ă de sufoziune
Viteza critic ă de
circulație Viteza limit ă a curentului subteran de la care circula ția
(curgerea) laminar ă în roci omogene trece la o
circulație (curgerea) în regim turbulent sau invers
Viteza critic ă de
sufoziune Viteza limit ă a curentului subteran peste care are loc
antrenarea granulelor fine ale rocii permeabile
Viteza de filtrare a curentului subteran
Sinonim:
viteza aparent ă a
curentului subteran Raportul dintre debitul curentului acvifer subteran printr-o sec țiune vie și întreaga arie a sec țiunii vii
considerate
Viteza real ă a
curentului subteran Sinonim: viteza efectiv ă Raportul dintre debitul curentului acvifer subteran printr-o sec țiune vie și aria golurilor sec țiunii vii
considerate (sec țiune efectiv ă), care este egal cu
raportul dintre viteza de filtrare a aceluia și curent și
porozitatea eficace
Vârsta apelor
subterane
Sinonime:
– timp de
rezidentă;
– timp de tranzit Durata prezen ței în subsol a unui volum de ap ă de
origine meteoric ă de la infiltrarea sa natural ă, până la
momentul prob ării
Volumul scurgerii subterane (W
S) Produsul dintre debitul mediu al scurgerii subterane și
intervalul de timp pe care s-a mediat acest debit.
Se exprim ă în m3 sau km3
Zăcământ de ap ă
subteran ă Sistem acvifer subteran caracterizat prin individualitatea sa hidrodinamic ă din care se poate
extrage ap ă utilizabil ă în prezent sau în viitor, într-un
domeniu al economiei
Zonă capilară A se vedea nr. crt. 147(147 scrie in stas?)
Zonă de aerare Zon ă cuprins ă între suprafa ța terenului și suprafa ța
liberă a apei subterane
Zonă de alimentare
a unui acvifer Zona (suprafa ța) prin care se realizeaz ă alimentarea
unui acvifer cu ape meteorice și de suprafa ță, sau din
sistemele acvifere subterane adiacente
Zonă de drenare
naturală a unui
acvifer
Sinonim:
zonă de
descărcare Zonă limitrofă a unui acvifer subteran prin care se
realizeaz ă o desc ărcare a acestuia prin pierderi la
suprafața terenului, în apele de suprafa ță, sau în
sistemele acvifere subterane adiacente
Zonă de fluctua ție Parte dintr-un acvifer cu suprafa ță liberă cuprinsă între
suprafețele piezometrice extreme (cele mai ridicate și
cele mai coborâte) atinse în cursul fluctua țiilor pe o
290
durată de un an sau mai mul ți ani (perioad ă dată)
Zonă de satura ție Partea din stratul permeabil saturat ă cu apă, adică
aflată sub suprafa ța liberă a pei subterane
Zonare
hidrogeologic ă Operație de delimitare grafic ă pe hărți a unor domenii
având caracteristici hidrogeologice diferite, conform unor criterii prestabilite
291INDEX
A
abaterea standard……………………….67
absorbția ………………………………….173
acviclud ……………………………………193
Acvifer ………………………………193, 194 acvifer artezian………………………….202 acvifer ascensional…………………….203 Acvifer bazal……………………………..221
acvifer bazal cu nivel liber…………..221
acvifer cu extindere infinit ă………….229
acvifer liniar/band ă…………………….229
acvifer neomogen și anizotrop …….199
acvifer neomogen și ortotrop……….199
acvifer omogen și izotrop ……………198
acvifer omogen și ortotrop…………..198
acvifer semiînchis/unghiular………..229
acvifer semiinfinit……………………….229 acvifere carbonatice carstice……….218
acvifere carbonatice difuze …………218
acvifere carbonatice sub presiune 218,
220
acvifere cu nivel liber sus ținute ……207
acvifere geotermale……………………214 acvifere închise …………………………229
Acvifere litorale………………………….208
acvifere sub presiune…………………214 Acvifere suspendate…………………..221 acvifere suspendate cu nivel liber..206 Acvifere suspendate cu nivel liber..206
acviferele carstice ……………………..219
acvifug……………………………………..193 acvitard…………………………………….193 adsorbția ………………………………….173
adsorbția higroscopic ă…………………80
advecția……………………………………168
advecție…………………………….167, 169
albedou ……………………………………….7 albia major ă………………………………..38
albia minor ă………………………………..38
Alimentarea acviferelor ………………218
Analiza de senzitivitate……………….248
Apa capilar ă……………………………….86
apa capilar ă discontinu ă………………86
apa capilar ă legată………………………86
apa capilar ă mobilă……………………..86
apa capilar ă suspendat ă……….86, 145
apă capilară suspendat ă…………….144
apă gravitațională………………………..85
Apa higroscopic ă…………………………85
Apa în stare de vapori………………….85 Apa în stare solid ă
………………………86 Apa în stare supracritic ă……………….86
apa ireductibil ă………………………….190
Apa legat ă chimic………………………..85
Apa legat ă fizic……………………………85
Apa liber ă…………………………………..86
Apa magmatic ă…………………………….5
apa mobil ă………………………………..189
Apa pelicular ă……………………………..85
apă sedimentogen ă…….See ape fosile
apă vadoasă…………………………………4
ape fosile……………………………………83 Ape fosile epigenetice ………………….83 Ape fosile singenetice ………………….83
Ape regenerate……………………………82
ape subterane ………………………………2 ape vadoase……………………………….81 Archie ………………………………………116 Asigurare experimental ă………………64
asigurarea empiric ă de egalare sau
depășire………………………………….64
asigurarea empiric ă de nedep ășire..64
averse………………………………………..12
B
Bazinul hidrogeologic …………………..35
Bazinul hidrografic……………………….32
bilanț global al unui bazin de recep ție
………………………………………………70
bilanț global al unui bazin
hidrogeologic …………………………..70
Bilanțul apei………………………………..70
Bilanțul mediu multianual ……………..77
bilanțul unui acvifer………………………70
bilanțul zonei vadoase………………….71
C
calcare compact-cristaline…………..111
calcare cretoase………………………..111
calcare granulare-zaharoide………..112 căldura latent ă a apei…………………196
căldură specifică a apei………………196
capacitatea caloric ă a apei………….196
Capacitatea de infiltrare ……………….47 Caracteristici hidrofizice ……………..102 Cheia limnimetric ă……………………….43
chemosorb ț
ia…………………………….173
ciclu hidrologic global …………………….2
Ciclul hidrologic …………………………….3
Cimentul argilos…………………………111
Cimentul carbonatic……………………111 Cimentul silicios…………………………111 circuitul mic…………………………………..6
293coeficient al varia ției de nivel ………164
coeficient de cedare a zonei capilare
…………………………………………….148
coeficient de cedare curent…………149
coeficient de cedare final ă………….148
coeficient de cedare superficial ă….149
coeficient de difuzivitate a presiunii
apei din pori…………………………..163
coeficient de drenan ță………………..154
coeficient de epuizare a acviferului..53 coeficient de înmagazinare …………149 coeficient de productivitate specific ă
…………………………………………….123
coeficient specific de înmagazinare150
Coeficientul aliment ării subterane….63
coeficientul de autocorela ție………….67
Coeficientul de difuzie………………..168
coeficientul de difuzie efectiv ă……117,
167, 168, 169
coeficientul de distorsionare
geometric ă…………………………….244
coeficientul de form ă al bazinului
hidrografic……………………………….33
Coeficientul de neuniformitate……..104 coeficientul de permeabilitate.104, 126
Coeficientul de permeabilitate……..126
Coeficientul de productivitate specific ă
…………………………………………….124
Coeficientul de sortare ……………….105 coeficientul dispersiei hidrodinamice
…………………………………………….170
coeficientul dispersiei hidrodinamice
transversale…………………………..170
Coeficientul scurgerii medii …………..76 Coeficientul scurgerii subterane…….63 coeficientul specific de înmagazinare
…………………………………………….164
Coloana de ap ă a scurgerii medii…..62
Coloana echivalent ă a scurgerii
subterane………………………………..63
condensarea endocarstic ă……………81
condiții Chaucy………………………….247
condiții Dirichlet…………………………247
condiții Neumann ………………………247
Conductan ța……………………………..153
conductivitate hidraulic ă……………..108
conductivitatea hidraulic ă…….150, 161
convecție………………………………….169
Cota medie a bazinului hidrografic…34
cubic………… Vezi medii poroase fictive curba de concentrare …………………..45 curba de epuizare ……………………….45
curba de granula ție ……………………104
curba de recesiune………………………45
curba de secare ………………………….45 curbă granulometric ă medie………..106
Curbă granulometric ă medie……….106
Curba hipsometric ă
……………………..33
curba nivel-debit………………………….43 curgere polifazice ………………………177 curs de ap ă drenant …………………….49
curs de ap ă independent………………49
curs de ap ă infiltrant…………………….49
curs de ap ă suspendat…………………50
D
darcy………………………………………..111
Datele hidrometrice ……………………..40 debit impus nenul ………………………250 Debit impus nenul………………………250
debit impus nul ………………………….250
Debit impus nul………………………….250 Debitele specifice minime……………..76 debitul de etiaj …………………………….44 Debitul elementar ………………………..42
Debitul instantaneu………………………42
Debitul mediu multianual………………61 Debitul mediu specific …………….61, 76 debitul minim minimorum ……………..44 Debitul modul ……………………………..44 debitul normal……………………………..44
Debitul specific subteran ………………63
Debitul unitar al aliment ării subterane
………………………………………………63
Debitul unui curs de ap ă……………….42
Deficit de satura ție……………………..133
deficitul de umiditate…………………….26 Deficitul scurgerii…………………………74 Densitatea re țelei hidrografice….39, 40
Depozite glaciale fluviatile…………..212 Depozite glaciare frontale……………212 Descărcarea acviferelor ……………..219
Deschiderea fisurilor…………………..120 diagrame ternare……………………….178 Diametrul efectiv………………………..105 diametrul hidraulic ……………………..113 diametrul hidraulic al calaului de pori
…………………………………………….113
difuzia molecular ă……………………..168
difuzia vaporilor de ap ă………………..80
difuzie………………………………………167 difuziei ……………………………………..172 direcții de anizotropie …………………245
dispersia…………………………………..168 dispersia hidrodinamic ă………………169
dispersia hidrodinamic ă longitudinal ă
…………………………………………….171
dispersie…………………………………..169
dispersiei mecanice……………………172
294Dispersivitatea…………………………..170
dispersivitatea dinamic ă longitudinal ă
…………………………………………….170
dispersivitatea dinamic ă transversal ă
…………………………………………….170
dispersivitatea longitudinal ă………..167
Dispersivitatea longitudinal ă……….171
dispesia mecanic ă……………………..169
Distanțarea fisurilor ……………………119
distorsiune geometric ă……………….241
distorsiune parametric ă……….241, 242
Distorsiunea geometric ă…………….242
dolomitizare………………………………111
domeniu granulometric……………….106
Domeniu granulometric………………106
domeniu hidrologic………………………32 Domeniul de alimentare ……………..228 Drenanța ………………………………….155
durată de refacere…………………………6
E
ecuația lui Bernoulli……………………200
ecuației de bilan ț termic …………………9
Energia liber ă……………………………136
Energia mecanic ă a apelor subterane
…………………………………………….199
Energia total ă a apei subterane …..199
Evaporarea…………………………………19 evapotranspira ția potențială………….23
evapotranspira ția potențială lunară..24
evapotranspira ția reală…………………23
Evapotranspira ția reală anuală……..24
Extinderea infinit ă a hidrostructurii.229
extinderea modelului………………….227
F
factor de retardare……………………..176 Factorii climatici…………………………….1
Factorii geologici …………………………..2
Factorii hidrologici …………………………1 Factorii naturali……………………………..1 factorul de forma ție ……………………115
factorul de retardare…………………..173
Factorul de retardare………………….176
factorului de forma ție…………..116, 117
Filtrarea capilar ă……………………….146
fisuri capilare…………………………….114 fisuri supracapilare…………………….114
Flotorii de suprafa ță…………………….42
fluide newtoniene ………………………129
Fluidul imiscibil fg mobil ……………..189
foraj de captare …………………………228 Foraje de observa ție ………………….162
Forajul central …………………………..162 Formula lui Hazen ……………………..159
formula lui Horton………………………..46 Formula lui Zamarin …………………..160
Freatofitele …………………………………22
frontiere fizice……………………………247 frontierele modelului…………………..247 funcția conductoare……………………194
funcția de schimb ………………………194
Funcția de schimb ……………………..196
funcția de stocaj ………………………..194
G
grad Celsius ……………………………..129 Grad de satura ție……………………….132
grad zi………………………………………….7
gradientul concentra ției ………………168
Gradientul de presiunea lateral ……191
gradientului geotermic……………………8 gradul de carstifiere……………………125 gradul de cimentare……………………215
Gradul de fisura ție……………………..119
Gradul de împ ădurile……………………34
gradul de satura ție……………………..177
Gradul de satura ție…………………….177
granulozitatea……………………………104
Greutatea specific ă……………………128
grosime constant ă echivalent ă…….233
grosimea minim ă a stratului de fluid
…………………………………………….185
grosimea zonei capilare saturate …146
H
hidrograf de nivel…………………………41
Hidrografe complexe ……………………45 Hidrograful debitelor…………………….43 Hidrograful elementar…………………..44 Hidrostructura……………………………192 Hidrostructuri închise………………….205
Hidrostructuri par țial deschise……..205
higrograf …………………………………….26
higrometru ………………………………….26 histerezis ………………………………….152 Humble…………………………………….116
I
înălțime de ascensiune capilar ă…..147
înălțimea de ascensiune capilar ă…142
indicele de distribu ție al porilor…….140
Indicele pF………………………………..113
infiltrarea…………………………………….32
Infiltrarea ……………………………………46
infiltrarea eficace …………………………74 Infiltrația eficace ………………………….49
295infiltrometru ………………………………..47
Intensitatea precipita țiilor ……………..12
izocore……………………………………..225
Izohietă………………………………………14
izohipse……………………………………225
izopachite…………………………………225 izopletă………………………………………10
Izotahă………………………………………41
izoterma Freundlich……………………174
izoterma Langmuir …………………….174
Izotop ………………………………………..96 izotop instabil ……………………………..96 izotop stabil ………………………………..96
K
kelvin……………………………………….129 kriging………………………………………235 kriging zonal……………………………..246
L
langley…………………………………………7
lanț Marcov…………………………………67
lățimea medie a bazinului hidrografic
………………………………………………33
legea lui Darcy ………………………….150
Legea lui Darcy …………………………150 legea lui Fick …………………………….168
Limita inferioar ă a zonei de satura ție89
limita zonei de influen ță………………228
limnigraf……………………………………..41
linia de cump ănă a apelor de
suprafață…………………………………32
linia de cump ăna apelor subterane..35
Lizimetru…………………………………….48
M
macrofisuri………………………………..114 macropori …………………………………114 Marnele ……………………………………213
maxima hidrografului……………………45
media aritmetic ă………………………….67
mediana …………………………………..127
medii poroase fictive …………..109, 112 Metoda analizei optice ……………….112
metoda diferen țelor finite…………….232
metoda elementelor finite……………232
metoda hidrochimic ă……………………56
metoda hidrografului ……………………56 Metoda izohietelor……………………….14 Metoda Kriging-ului zonal……………..15
Metoda mediei aritmetice……………..14
Metoda Thiessen…………………………15
metode geofizice……………………….220 microfisuri capilare …………………….114
micropori subcapilari ………………….114
Mira hidrometic ă………………………….40
mișcarea litogen ă………………………..91
mișcarea magmatogen ă……………….91
mișcarea meteogen ă……………………91
modelul Brooks &Corey………………139 Modulul de infiltrare atmosferic ă……28
modulul scurgerii …………………………61
Morene …………………………………….211
Morenele ………………………………….211 Morișca hidrometric ă……………………41
N
nivel în hidrologie ………………………..40
nivel piezometric………………………..219
nivelul de etiaj……………………………..40
Nivelul piezometric …………………….219 Nivometru…………………………………..13 Norii…………………………………………..11
număr Peclet …………………………….172
numărul de particule…………………..107
O
Originea magmatic ă…………………….82
Originea vulcanic ă……………………….82
P
Panta medie a bazinului hidrografic .34
parametrii Brooks&Corey ……………186
parametrii van Ghenuchten…………188 parametrul lui Bousinesque…………164 perioada de repetare……………………65
Permabilitatea relativ ă………………..178
permeabilitate primar ă………………..215
permeabilitate relativ ă………………..177
permeabilitate secundar ă……………215
Permeabilitatea ………………….126, 127
permeabilitatea intrinsec ă…………..177
permeabilitatea relativ ă a apei …….178
Permeametrul cu gradient hidraulic
variabil ………………………………….161
Perturbarea fizico-chimic ă…………..224
Perturbarea hidrodinamic ă………….223
piezometru………………………………..162 ploaie acid ă………………………………..15
ploi toren țiale………………………………12
pluviograf……………………………………12 Pluviometrul………………………………..12 pori capilari……………………………….114
pori capilari mari………………………..115
pori capilari mici…………………………115 pori supracapilari……………………….114
296Porometria………………………………..112
pororozitate secundare ………………221
porozitate activ ă………………………..120
Porozitate activ ă………………………..121
porozitate de reten ție …………………120
porozitate deschis ă……………………120
porozitate dinamic ă……………………122
Porozitate eficace……………….121, 148 porozitate fisural ă………………………119
porozitate închis ă………………………120
porozitate primar ă………………216, 221
porozitate secundar ă………………….217
Porozitatea……………………………….108 Porozitatea activ ă………………………121
Porozitatea bazaltelor ………………..110 porozitatea cenu șii vulcanice ………110
Porozitatea dinamic ă………………….122
porozitatea intersti țială……………….118
porozitatea intersti țială dublă………119
porozitatea intersti țială redusă…….119
porozitatea intersti țială simplă……..119
porozitatea pentru piatra ponce …..110 porozitatea primar ă……………………127
Porozitatea primar ă112, 118, 125, 127
Porozitatea rocilor carbonatice…….110
Porozitatea rocilor clastice ………….110
porozitatea rocilor cristaline ………..110 porozitatea secundar ă………………..127
Porozitatea secundar ă…118, 119, 125
Porozitatea total ă……………….124, 125
porozitatea tufului………………………110 porozitatea vacuolar ă…………………118
porozității interstițiale………………….112
Potențialul curgerii apelor……………179
Potențialul fluidelor…………………….181
Pragul pluviometric………………………49
Precipita ț
ia eficace………………………12
precipita ție medie multianual ă……….28
precipita ții convective…………………..11
precipita ții frontale……………………….11
precipita ții orografice……………………11
presiune minim ă de drenaj…..137, 140
Presiunea capilar ă…………………….136
Profilul longitudinal al albiei…………..39
Profilul transversal al albiei …………..38 psihrometru ………………………………..25 punctul de rou ă…………………………..26
Puterea evaporant ă……………………..19
R
Regim pluviometric………………………14
Regimul termic al aerului………………..8 regimul termic al apelor………………….9
Regimul termic al solului ………………..8 regularizare ………………………………….3
Reprezentativitatea ……………………223 respirația solului ………………………….81
resursă elastică…………………………150
retenția superficil ă……………………….32
rezerva dinamic ă……………………….195
Roci argiloase……………………………213 Roci epiclastice …………………………213 Roci psefitice…………………………….213
Roci sedimentare carbonatice……..216
romboedric ..Vezi medii poroase fictive
S
saprolit……………………………………..222 Sarcina piezometric ă………………….200
sarcină piezometric ă impusă……….249
Saturația capilar ă………………………145
Saturația ireductibil ă în apă…………177
saturația rezidual ă……………………..189
saturație rezidual ă în petrol…………177
Schematizarea hidrostructurilor……223 schimb biologic………………………….196
scurgere total ă…………………………….61
Scurgerea de pe versan ți ……………..30
Scurgerea de suprafa ță………………..30
Scurgerea hipodermic ă………………..30
Scurgerea maxim ă…………………46, 65
Scurgerea medie…………………………46
Scurgerea medie multianual ă………..61
Scurgerea medie subteran ă………….76
scurgerea minim ă………………………..65
Scurgerea minim ă……………………….46
scurgerea subteran ă……………………76
Scurgerea subteran ă……………………31
Scurgerea total ă………………………….61
Sedimente glaciare lacustre………..211
senzitivitatea……………………………..235
Senzitivitatea redus ă………………….235
Sezonul hidrologic de iarn ă…………..75
Sezonul hidrologic de prim ăvară……75
Sezonul hidrologic de toamn ă……….75
Sezonul hidrologic de var ă……………75
simulare condi țională………………….235
Simularea condi țională……………….235
Sistem secundar de drenaj………….219
sisteme trifazice…………………………178 soluția analitic ă a lui G.Tison…………55
sorbția………………………………………168
Sorbția……………………………………..174
sorbție………………………..167, 173, 196
structură hidrogeologic ă deschisă….93
structură hidrogeologic ă închisă…….93
structură hidrogeologic ă parțial
deschisă………………………………….93
297sublimarea……………………………………3
sucțiunea………………………………….113
suprafața specific ă…………………….108
Suprafața specific ă…………………….107
suprafață specifică…….. See suprafa ță
totală
suprafață totală…………. See suprafat ă
specifică
suprafețe echipoten țiale……………..180
T
talvegul………………………………………38
temperatura punctului de rou ă………11
tensiunea superficial ă a apei……….196
Teoria condens ării vaporilor de ap ă.78
Teoria infiltr ării…………………………….78
Teoria juvenil ă…………………………….81
Teoria originii arteziene………………..82 Teste hidrodinamice…………………..162 timp de injum ătățire……………………..99
timpul de r ăspuns………………………..45
tortuozitatate …………………………….168 tortuozitate ……………………………….168 Tortuozitatea …………………………….115 transmisivitate …………………………..213 Transmisivitatea………………………..154
Transpira ția ………………………………..21
U
umiditate de satura ție…………………137
Umiditate masic ă……………………….132
umiditate minim ă ireductibil ă……….137
Umiditate volumic ă…………………….132
umiditate volumic ă de satura ție……133
umiditatea absolut ă……………………..25
Umiditatea absolut ă…………………….26
umiditatea de satura ție…………………26 umiditatea relativ ă……………………….26
unghiul de contact ……………………..177
unghiul de umezire…………………….142
V
vâcozitatea cinematic ă a apei ……..130
vâcozitatea dinamic ă………………….129
vâcozitatea dinamic ă a apei………..129
vârsta izotopic ă…………………………..99
Vâscozitatea……………………………..129
vâscozitatea cinematic ă……………..130
Vâscozitatea dinamic ă……………….129
viteza de filtrare Darcy………………..161
volumul de fluid imiscibil……………..185 volumul elementar reprezentativ ….236
Volumul scurgerii subterane………….63
Volumul scurgerii totale………………..61
Z
zona capilar ă…………………………….188
zona capilar ă nesaturat ă…………….143
zona capilar ă saturată………………..143
zona de aerare ……………………………87 zonă de aerare ……………………………..4
zona de ascensiune capilar ă……….145
Zona de ascensiune capilar ă………..88
zona de evapotranspira ție…………….87
zona de reten ție…………………………..87
Zona de satura ție ………………………..88
Zona nesaturat ă………………………….87
zona neutr ă………………………………..80
zona saturat ă…………………………….188
Zona schimbului activ…………………..93 Zona schimbului lent de ape …………93 Zona schimbului pasiv de ape……….93 zona vadoas ă……………………………188
zonă vadoasă……………………………….4
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: DANIEL SCR ĂDEANU ALEXANDRU GHEORGHE CUPRINS… [624324] (ID: 624324)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.