Subsemnata Juduc Andreea Cristiana, candidat la examenul de licență la Facultatea de Geologie și Geofizică, din cadrul Universității București în… [302739]

[anonimizat]: [anonimizat], [anonimizat] a Mediului, [anonimizat], [anonimizat]. Declar, [anonimizat] a mai fost prezentată în fața unei alte comisii de examen de licență/diplomă/disertație. În cazul constatării ulterioare a [anonimizat], respectiv, anularea examenului de licență/diplomă/disertație.

INTRODUCERE

Apa subterană reprezintă o sursă importantă de apă în România. [anonimizat], sunt susceptibile să polueze apa subterană. [anonimizat]. Astfel, se fac eforturi pentru luarea măsurilor și protecția apei subterane. Pentru a [anonimizat].

[anonimizat], [anonimizat], lacuri sau râuri. [anonimizat], [anonimizat]. [anonimizat] a [anonimizat]. [anonimizat], din cauza sistemelor hidrogeologice complexe și a cunoștințelor tehnice necesare.

A [anonimizat] a curgerii apelor subterane este o metodă mai eficientă de prezicere a [anonimizat] a modela condiții hidrogeologice complexe.

Scopul acestei lucrări a fost de a [anonimizat], [anonimizat]. Acest amplasament prezintă o [anonimizat], [anonimizat] o amenințare pentru acviferul freatic. Modelarea a [anonimizat] a [anonimizat] a fluxului apei și a transportului contaminanților în subteran. Utilizarea acestor programe a avut două obiective principale. Primul a fost clasificarea condițiilor hidrogeologice ale amplasamentului. Al doilea obiectiv a fost evaluarea condițiilor de migrare a produselor petroliere în zona vadoasă și în zona saturată a acviferului freatic pe amplasamentul studiat. Acest lucru este necesar pentru anticiparea răspândirii contaminantului și pentru remedierea poluării de pe amplasament.

1 DESCRIEREA ZONEI STUDIATE: SC.ELECTROMONTAJ.SA

1.1 [anonimizat], [anonimizat]-Sabar la vest, și Câmpia Mostiștei la est.

Lunca Dâmboviței se extinde pe o lățime de 1,5-3 kilometri, având albia minoră meandrată intens alternativ pe fiecare parte a luncii. Panta medie a profilului longitudinal este de 1,6 ‰.

Râul Dâmbovița este caracterizat prin două nivele de terasă. Primul este un nivel superior, care s-a dezvoltat în partea stângă a râului, cu o altitudine medie de 8-15 metri. Acesta începe de la VNV de Fundeni și se continuă spre sud-est, iar la est de Aprozi este racordat cu “terasa veche” a Argeșului. Al doilea nivel, asemănător cu primul nivel, a fost observat pe partea stângă a râului Dâmbovița între Militari și Cățelu. Pe partea dreaptă, râul se extinde pe o suprafață mai restrânsă, la sud de Bălăceana. Acest nivel de terasă este dificil de delimitat de câmp pe teritoriul Bucureștiului, din cauza activităților antropogene (Sursa: Harta geologică, scara 1:200000, L-35-XXXIII, K-35-III, 44 București).

Figura 1 : Localizarea amplasamentului studiat

(Sursa: Google Earth)

1.2 Clima

1.2.1 Vântul

Vântul prezintă valori mari ale vitezei, în medie 2-3 m/s. În zona de curbură a Carpaților, predomină direcția vântului din nord-est. Vitezele maxime ale vântului sunt cuprinse între 20-30 m/s. În București, numărul mediu anual de zile cu vânt este de 2,8, care se înregistrează în perioada lunii martie.

1.2.2 Evapotranspirația

Evapotranspirația reprezintă un proces complex de transformare a apei în vapori, care se realizează prin procese fizice și biologice, cum ar fi evaporarea în cazul fazei lichide, sublimarea în cazul zăpezii și gheții sau transpirația în cazul proceselor biologice.

Această transformare în vapori se poate realiza la suprafața solului, la adâncimi reduse sau în învelișul vegetal.

Termenul de evapotranspirație exprimă, într-un singur cuvânt, cele două procese fundamentale prin care apa este retransmisă în atmosferă: evaporarea și transpirația.

Evaporarea este condiționată de câțiva factori: radiația solară și atmosferică, umiditatea și temperatura solului, presiunea atmosferică, dimensiunea pânzei freatice, calitatea apei subterane și caracteristicile subadiacente (circulația apei, panta profilului piezometric, tipul de sol, tipul de vegetație). Aceasta poate afecta toate formele de apă: apa meteorică din atmosferă, reținută de învelișul vegetal și apa căzută pe suprafața terenului; suprafețele de apă liberă ale Oceanului Planetar, lacurilor și cursurilor de apă; apa subterană din profilul de sol, din zona vadoasă, din zona capilară și din acviferele freatice de mică adâncime.

Evaporarea reprezintă procesul de "desprindere" a moleculelor de apă de la suprafața terenului umed, sub acțiunea radiației solare și trecerii în stare gazoasă.

În cazul unui acvifer cu nivel liber la adâncime mare, evaporarea este alimentară numai de apele meteorice infiltrate la mică adâncime. Rata evaporării scade odată cu creșterea adâncimii nivelului piezometric și a grosimii zonei vadoase.

Transpirația reprezintă procesul de transformare a apei subterane în vapori, prin intermediul vegetației, care revin în atmosferă. Este influențată de factorii fizici (puterea evaporantă a atmosferei, factorii meteorologici, umiditatea terenului) și de factorii fiziologici (specia vegetală, stadiul de vegetație, adâncimea de înrădăcinare).

Cantitativ, efectul transpirației poate fi exprimat în două moduri:

coloană de apă (mm) pe un anumit interval de timp, a cărei valoare poate fi transformată în debit corespunzător suprafeței de teren acoperite de vegetație. În climatul temperat, cantitatea de apă transpirată variază între 400 și 1200 mm/an;

coeficientul de transpirație, care este definit ca raport între greutatea apei absorbite, apoi transpirate, și greutatea de țesut uscat format în perioada respectivă. Acest parametru variază între 250 și 1000 la plantele cultivate și 80-1200 la arbori.

În zonele de câmpie, cea mai mare parte a apei sub formă de precipitații revine în atmosferă. Dacă panta suprafeței topografice este redusă, permeabilitatea formațiunilor acoperitoare este mare și temperatura este, de asemenea, redusă, există o șansă mai mare ca apa să se infiltreze în acvifer.

Evapotranspirația reală (Er) reprezintă transformarea, care se produce în condiții de umiditate naturale și este influențată în mod direct de apa disponibilă.

Acest parametru poate fi evaluat cu ajutorul formulei empirice:

unde:

X este precipitația anuală [mm];

Tm este temperatura medie anuală a atmosferei, care se calculează ca media ponderată a precipitațiilor lunare.

Evapotransirația potențială (Ep) este cantitatea de apă susceptibilă de a fi evaporată și transpirată în condițiile în care există rezerve de apă suficiente pentru a compensa pierderile.

Pentru estimarea evapotranspitației potențiale lunare (Epl), se folosește formula empirică, care ia în considerare doar deficitul de saturație. Formula Ivanov, care poate da erori de 10% este:

unde:

d este valoarea medie lunară a deficitului de saturație [mm].

Evapotranspirația potențială este definită ca un ansamblu al pierderilor de apă prin evaporare și transpirație al unei pături vegetale de referință, care acoperă tot terenul și este alimentată cu apă.

S-au descoperit diferite metode de calcul ale evapotranspirației potențiale, bazate pe factorii climatici. Formula Penman are la bază studiul bilanțului energetic și se exprimă:

unde:

Q este radiația netă;

Ea este un factor ce exprimă condițiile atmosferice în funcție de viteza vântului;

s este panta curbei tensiunii vaporilor de apă la temperatura t;

este constanta psyhrometrică.

Ecuația Turc determină evapotranspirația potențială zilnică, în funcție de temperatura aerului, de umiditatea relativă și de radiația solară. Metoda Turc cuprinde două ecuații, iar utilizarea lor depinde de umiditatea relativă (RH):

Dacă RH>50%:

Dacă RH<50%:

1.2.3 Precipitațiile

Precipitațiile atmosferice reprezintă totalitatea proceselor de condensare și cristalizare a vaporilor de apă din atmosferă. În rețeaua meteorologică din România, cantitățile de precipitații se măsoară cu pluviometrul tip IMC.

Precipitațiile anuale medii sunt de 613,2 mm și prezintă un debit mai ridicat vara, având cele mai mari cantități medii lunare în iunie (85 mm), iar cele mai scăzute în luna martie (15 mm). Pe teritoriul Bucureștiului, cad, în medie, timp de 117 zile/an. Au fost conturate trei tipuri diferite de microclimate, din cauza diferențelor de relief, a naturii și a particularităților construcțiilor urbane imprimate suprafeței terenurilor:

microclimatul zonei centrale a orașului se află sub directa influență a construcțiilor urbane, zonă în care temperaturile sunt ridicate, iar nebulozitatea și calmul atmosferic au o frecvență mare;

microclimatul zonelor industriale, în care ploile și ceața apar mai des, din cauza impurităților din aer;

microclimatul din zonele rezidențiale periferice, care se caracterizează prin vânturi mai puternice și temperaturi mai scăzute.

1.2.4 Umiditatea aerului

Fenomenul de evaporare al apei prin procese fizice și biologice are ca rezultat cantitatea de vapori de apă din aerul atmosferic.

Umiditatea aerului atmosferic este variabilă în timp și spațiu și contribuie la alimentarea apelor subterane prin infiltrare. Fenomenul se extinde și la atmosfera subterană, respectiv la conținutul în vapori de apă din zona de aerare.

Umiditatea aerului se exprimă în forme diferite:

1. Umiditatea absolută (Ua) reprezintă cantitatea de vapori de apă existentă în atmosferă la un moment dat. Este măsurată cu ajutorul psihrometrelor, care conțin două termometre cu mercur, unul umed și altul uscat.

unde:

Us este umiditatea de saturație;

c este un coeficient;

t1 este temperatura termometrului uscat [C];

t2 este temperatura termometrului umed [C];

pa este presiunea atmosferică.

2. Umiditatea de saturație (Us) reprezintă cantitatea maximă de vapori de apă ce poate fi reținută de atmosferă la o temperatură dată.

3. Umiditatea relativă (Ur) este exprimată ca raport între umiditatea absolută și umiditatea de saturație:

În zona Bucureștiului, umezeala relativă a aerului este de aproximativ 77% pe an.

1.2.4.1 Deficitul de saturație

Deficitul de saturație reprezintă diferența dintre tensiunea maximă de saturație și tensiunea reală a vaporilor de apă, în condiții date de temperatură și presiune. Media anuală a deficitului de saturație, în București-Băneasa, este de 4,8 hPa.

Tabelul 1: Media lunară și anuală a deficitului de saturație în București

1.2.5 Presiunea atmosferică

Presiunea medie anuală în București-Filaret este de 1007 hPa, fiind o valoare medie față de restul teritoriului. Valorile medii lunare sunt în stransă dependență cu altitudinea. Astfel, cu cât altitudinea scade, cu atât presiunea atmosferică este mai mare. Cele mai mari amplitudini diurne ale presiunii atmosferice sunt produse în luna aprilie. La București-Băneasa, amplitudinea este de 1,7 hPa, iar cele mai mici valori ale amplitudinii se regăsesc în luna ianuarie, cu valori de 1,1 hPa.

1.2.6 Temperatura

Temperatura medie anuală este un parametru al temperaturii solului, care pune în evidență rolul acestuia ca sursă de căldură.

Tabelul 2: Temperaturile medii lunare din București în perioada 1895-2017

1.3 Geologia

Pleistocenul superior este caracterizat prin faptul că în bază are un orizont de nisipuri mărunte, fine, gălbui, cu intercalații de concrețiuni grezoase, având o grosime de 8-20 de metri. Acest orizont stă sub denumirea de „Nisipurile de Mostiștea” (E. Liteanu, 1953).

Nisipurile de Mostiștea se găsesc la zi în malul drept al Argeșului și al Dâmboviței, pe valea Mostiștei.

Peste nisipurile de Mostiștea, urmează o serie de depozite, formată din depozitele intermediare, pietrișurile de Colentina și depozitele loessoide (E. Liteanu, 1952).

Depozitele intermediare se regăsesc în zona orașului București, fiind alcătuite din argile și argile nisipoase, cu grosimea de 5-10 metri.

Pietrișurile de Colentina sunt prezente peste depozitele intermediare, uneori direct peste nisipurile de Mostiștea, și reprezintă un orizont de pietrișuri și nisipuri, cu o grosime de 4-8 metri. Acestea, din punct de vedere petrografic, se constituie din cuarțite, micașisturi, gresii și gnaise. În afloriment, se pot observa pe valea Colentinei și pe malul drept al Dâmboviței.

Depozitele loessoide se găsesc în câmpurile Găvanu-Burdea, Mostiștei și Bărăganului și reprezintă echivalentul pietrișurilor din Colentina. Acestea sunt compuse din prafuri nisipoase, prafuri argiloase gălbui, cu concrețiuni calcaroase, având o grosime de 15-20 de metri. În aceste depozite, se observă intercalații de prafuri argiloase cărămizii-roșcate, cu grosimea de 1-5 metri, care au fost analizate și s-a observat că prezintă diferențe legate de grosime, dar și de poziția stratigrafică. Depozitele loessoide au fost considerate, din punct de vedere genetic, deluvial-proluviale (E. Liteanu, 1956).

Holocenul inferior apare sub forma depozitelor loessoide din terasele inferioare a râurilor Dunăre, Argeș, Dâmbovița și Neajlov și sub formă de aluviuni grosiere. Tereasa inferioară cuprinde depozite loessoide alcătuite din prafuri argiloase, slab nisipoase, cenușii-gălbui, cu o grosime de 10-20 de metri. Din analize granulometrice a rezultat faptul că depozitele loessoide nu sunt diferite din punct de vedere litologic față de depozitele acoperitoare de pe terasa veche a Argeșului.

Aluviunile grosiere din cadrul terasei joase sunt alcătuite din pietrișuri și nisipuri, având o grosime de 7-12 metri. Din punct de vedere petrografic, acestea sunt compuse din gnaise, cuarțite, gresii, micașisturi, silexuri, calcare albe și tufuri calcaroase.

Holocenul superior este constitut din depozitele loessoide ale terasei joase, depozitele de dune din partea de nord a câmpului Bărăgan și aluviunile grosiere și fine ale luncilor. Depozitele loessoide ocupă o grosime de 6-15 metri și sunt alcătuite din prafuri argiloase cenușii-gălbui. Acestea sunt asemănătoare cu depozitele din stratele superioare. Aluviunile din baza luncii au în componență nisipuri, pietrișuri și bolovănișuri, având o grosime de 5-10 metri în lunca Argeșului și Dâmboviței. Seria Holocenului superior se încheie cu depozite psamitice și intercalații de mâluri la partea superioară a acumulărilor de luncă, care au grosimea de 5-10 metri în lunca Dâmboviței.

1.4 Hidrogeologia

„Apa subterană reprezintă apa acumulată în spațiile dintre granule, aflate în conexiune, sau pe sisteme de fisuri, din diferite formațiuni geologice” (PMB Argeș-Vedea). Apa subterană se acumulează în acvifere, care pot conține unul sau mai multe strate, cu porozitate și permeabilitate suficient de mare încât să permită curgerea apelor subterane.

Acviferul este o rocă poros–permeabilă sau fisurat–permeabilă, având porozitate efectivă și permeabilitate. Este delimitat de un culcuș impermeabil sau semipermeabil și de un acoperiș, care poate fi impermeabil (în cazul acviferelor sub presiune) sau poate fi permeabil sau inexistent (în cazul acviferelor cu nivel liber). De asemenea, acviferul poate fi saturat total (ASP – acvifer sub presiune) sau parțial cu apă, cazul în care poate exista zona vadoasă (ANL – acvifer cu nivel liber).

În general, ca un corp de apă subterană să fie acvifer, acesta trebuie să aibă extindere spațială semnificativă și să fie posibilă pomparea unui debit semnificativ economic.

Apa subterană este apa provenită din apele de suprafață, care ajunge în adâncime prin infiltrare, printr-un sistem de discontinuități cu geometrie variabilă, sub acțiunea forței gravitaționale (D. Scrădeanu).

Sistemele de discontinuități se caracterizează prin diferitele medii de curgere.

Mediul poros este alcătuit dintr-un sistem complex de canale cu diametre variabile, fiind rezultatul comunicării spațiilor ce separă granulele, care formează majoritatea rocilor. Discontinuitățile mediului poros sunt singenetice și se găsesc, în general, în rocile sedimentare și vulcanice (D. Scrădeanu).

Mediul fisural este reprezentat printr-un sistem de canale constituit din falii, fisuri sau galerii subterane. Discotinuitățile mediului fisural sunt epigenetice, a căror dimensiune au o variabilitate mare (rețelele cristaline a mineralelor pot avea câțiva angstromi, iar formațunile carstice pot avea galerii care se întind până la câțiva kilometri) (D. Scrădeanu).

Mediul fisural–poros se găsește, în special, în rocile fisurate sau fracturate. Aceste roci se caracterizează printr-un sistem de discontinuități singenetice, cum ar fi porii rocii, și printr-un sistem de discontinuități epigenetice, cum ar fi fisurile și fracturile (D. Scrădeanu).

Mediul discontinuu se separă în patru categorii, în funcție de comportamentul lor față de apă:

Acvifug – mediul care nu stochează apa, nu o transferă și nu o cedează;

Acviclud – mediul care stochează apa, dar nu o transferă și nu o cedează;

Acvitard – mediul care stochează și transferă apa, dar nu o cedează;

Acvifer – mediul care stochează, transferă și cedează apa. (D. Scrădeanu)

În România, identificarea și delimitarea corpurilor de apă a fost realizată în concordanță cu metodologia de caracterizare a apelor subterane în cadrul INHGA și care a ținut cont de prevederile Directivei Cadru a Apei 2000/60/EC (PMB Argeș-Vedea).

Corpul de apă subterană ROAG13–București

Corpul de apă subterană de adâncime este poros–permeabil, fiind cantonat în depozite de vârstă Romanian Superior–Pleistocen Inferior, adică Formațiunea de Frătești.

În această formațiune, în zona orașului București, există două intercalații argiloase-nisipoase, cu o grosime de aproximativ 20 de metri, care o separă în trei strate ce prezintă o granulometrie variabilă, având pietrișuri în partea inferioară și nisipuri în partea superioară.

Formațiunea de Frătești stă poziționată sub Complexul Marnos, în alcătuirea căruia intră lentile groase de marne și argile nisipoase, dar având și intercalații subțiri de nisipuri fine sub formă de lentile. Complexului i s-a atribuit vârsta Pleistocen Mediu, datorită faunei fosile și datorită poziției geometrice.

Nisipurile de Mostiștea, în regiunea Argeș – Ialomița, sunt acoperite de depozite loessoide, cu grosimea de 10-20 de metri, care prezintă o înclinare mică de la nord la sud și au vârsta Pleistocen Superior.

Tot în această perioadă de timp geologic, Pietrișurile de Colentina au fost identificate ca depuneri ale vechilor terase ale bazinului hidrografic Argeș-Vedea.

Cele două orizonturi suprapuse sistemului acvifer al Formațiunii de Frătești au o extindere redusă, în consecință, se poate considera că acestea au o importanță locală.

Datorită celor aproximativ 350 de foraje efectuate în zona Bucureștiului, a fost facută analiza structurală detaliată a Formațiunii de Frătești.

Aceasta prezintă un regim de sedimentare mixt fluvio-lacustru cu caracter ciclic, datorită variației faciesului litologic pe verticală:

Pietrișuri cu nisipuri – depozite de origine fluvială;

Nisipuri argiloase și argile nisipoase – depozite de origine lacustră.

În cadrul Formațiunii de Frătești, au fost evidențiate trei strate A, B și C, în zona municipiului București.

Stratul A variază în grosime, de la 5-10 metri până la 60-65 de metri, cu o frecvență maximă de 25-30 de metri. Acesta are o presiune de strat de 40 de metri coloană de apă în zona sudică a orașului București și de 146 de metri coloană de apă în zona nordică a orașului. Nivelul piezometric pentru stratul A variază între cotele +54 m și +24 m față de nivelul de referință.

Stratele B și C variază între 5-10 metri și 50-55 de metri, respectiv 45-50 de metri, având frecvențe maxime de 20-25 de metri și respectiv 25-30 de metri.

Stratul B are o presiune de strat de 70 de metri coloană de apă în sud și de 200 de metri în nord, iar stratul C prezintă o presiune de 100 de metri coloană de apă în sud și de 215 metri în nord. Nivelulrile piezometrice pentru stratele B și C sunt situate la cote de +56 m și respectiv +54 m.

Afluxul subteran de apă calculat pe conturul circular al zonei de centură a Bucureștiului este de 1200 l/s, care depășește debitul maxim admis. Acest lucru confirmă existența subzonelor depresionare aflate în centrul și în zonele periferice ale orașului.

Corpul de apă subterană ROAG03–Colentina

Corpul de apă subterană freatică este poros-permeabil, fiind cantonat în depozite de pietrișuri și nisipuri, sub denumirea de Pietrișurile de Colentina, de vârstă Pleistocen Superior. Aceste depozite se dezvoltă în interfluviul Argeș-Dâmbovița-Sabar-Pasărea.

Depozitele superficiale trec într-un nisip fin ruginiu, apoi într-un nisip roșcat cu resturi organice. În adâncime, granulometria nisipurilor crește, trecând la pietrișuri.

Orizontul acvifer prezintă sedimentare în lentile, care cresc în dimensiune spre bază, indifefrent dacă sunt formate din nisip fin sau pietriș grosier. Din aceasta, rezultă faptul că pietrișurile din bază s-au format în regim torențial.

În concordanță cu forajele executate în acest orizont acvifer, în dreapta Dâmboviței, argila ce stă peste nisipuri și pietrișuri nu este continuă, în unele locuri fiind sub formă de lentile.

Printr-o secțiune cu orientarea NV-SE, care trece prin centrul orașului București, orizontul prezintă o înclinare, având patul la cota de 42 de metri în zona de nord-vest și la cota de 32 de metri în sectorul de est-sud-est.

Diagramele Piper și Schoeller au fost realizate pe baza analizelor chimice ale apei din forajele de monitorizare, care pun în evidență caracterul bicarbonatic calco-magnezian al apei și variația relativ restrânsă a chimismului (PMB Argeș-Vedea).

Volumul de apă captat din corpul de apă subterană ROAG03 pentru alimentarea populației este de 999,110 m3/an, pentru industrie este de 2,009,770 m3/an, iar pentru agricultură este de 456,300 m3/an.

Starea chimică a apei

Calitatea apei subterane, aparținând corpului ROAG03, a fost determinată pe baza porbelor prelevate din forajele de monitorizare. Analizele au determinat depășiri ale standardului de calitate pentru fosfați, azotați și cloruri. Deși suprafața poluată cu nitrați este de 11,46% din suprafața corpului de apă, s-a constatat că starea chimică a acestui corp de apă este bună (PMB Argeș-Vedea).

2 CURGEREA APEI ÎN SUBTERAN

2.1 Parametrii

2.1.1 Porozitatea

Porozitatea este proprietatea fizică a terenurilor de a avea pori. Porozitatea unui teren reprezintă raportul între porii și volumul total al probei studiate. Aceasta determină capacitatea de stocare a terenului și se exprimă în procente.

unde:

Vp este volumul porilor dintr-o probă;

V este volumul total al probei.

Agregatele de sfere pot prezenta diferite modele de asamblare pe forma poliedrului elementar, datorita modelării porozității pe medii poroase cu aranjament cubic și romboedric.

Situația aranjamentului cubic dă o stare de afânare maximă, iar aranjamentul romboedric corespunde unei stări de afânare maximă.

Dacă există o rețea cubică, porozitatea se poate calcula astfel:

unde:

V este volumul total al cubului;

Vs este volumul părții solide;

Vp este volumul porilor.

Pentru orice fel de aranjament, formula generală se determină în funcție de unghiul poliedrului elementar :

Dacă =90, atunci se va obține porozitatea aranjamentului cubic.

Dacă =60, atunci se va obține porozitatea aranjamentului romboedric.

Factori geologici care determină porozitatea:

Litologia

Spațiul poros are caracteristici structurale, care determină diferențe fundamentale de la un tip de rocă la altul.

Rocile sedimentare au cea mai complexă structura a spațiului poros. Formarea și procesele la care sunt supuse rocile sedimentare duc la o structură variată a spațiului poros. Rocile clastice au o porozitate de la 3% până la 40%, iar calcarele și dolomitele au o porozitate de la 1% până la 30%.

Rocile clastice, cum ar fi gresiile, au o porozitate care depinde de dimensiunea și de gradul de sortare al materialului.

Rocile magmatice și metamorfice au o porozitate primară foarte scăzută, însă fracturarea crește porozitatea rocilor cristaline până la 2-5%.

Rocile vulcanice au porozități diferite decât cele ale rocilor magmatice, deși au aceeași compoziție chimică. Acestea sunt consolidate rapid în condiții de suprafață.

Bazaltele au porozitatea de la 1% până la 12%, iar piatra ponce, care are un conținut mare de gaze, poate atinge porozități de până la 87%. Cea mai mare parte din această porozitate este porozitate de retenție.

Compactarea

Acest fenomen este declanșat de greutatea depozitelor acoperitoare sau de presiunile orogenice și are ca urmare reducerea porozității.

Gresiile au o compresibilitate foarte redusă, deci efectul compactării este redus, însă pentru argile este mare.

După consolidarea sedimentelor prin compactare, presiunile litostatice și stresul tectonic duc la apariția sistemelor de fisuri și la creșterea porozității acestora.

Cimentarea

Cimentarea afectează dimensiunea, forma și continuitatea porilor, având cel mai mare impact asupra porozității primare.

Cimentarea constă în depunerea de calcit, dolomit sau cuarț secundar în porii rocilor, uneori chiar și argila.

Cimentul carbonatic, în cazul gresiilor, se poate forma în același timp cu nisipul sau imediat după sedimentare. Cimentul dolomitic formează structuri cristaline, iar cel calcitic creează forme neregulate.

Cimentul silicios nu schimbă forma porilor în stadiul inițial al cimentării. Odată cu avansarea acesteia, porii sunt invadați, iar forma lor este modificată. În stadiul final, porii sunt umpluți și rezultă un cuarțit impermeabil.

Cimentul argilos nu reprezintă un factor de consolidare a rocilor. Particulele argiloase determină ca rocile să devină friabile. Acest ciment se depune în același timp cu nisipul, reducând porozitatea.

Dolomitizarea

Dolomitizarea reprezintă procesul de înlocuire al calciului din calcare cu magneziu, proces care are ca efect creșterea cu 12% a volumului porilor.

Tipuri de pori:

În funcție de mărimea diametrului porilor, clasificarea acestora ia în considerare interacțiunea dintre apă și particula minerală. Această interacțiune determină gradul de mobilitate a apei și formarea proprietăților filtrante.

Clasificarea împarte trei tipuri de pori și fisuri:

Pori supracapilari (macropori) cu diametre d>0,5 mm

Fisuri supracapilare (macrofisuri) cu deschideri b>0,254 mm;

Pori capilari cu diametre d[0,5;0,0002] mm

Fisuri capilare cu b[0,254;0,0001] mm;

Micropori subcapilari cu d<0,0002 mm

Microfisuri capilare cu b<0,0001 mm.

Tipurile de pori sunt importante în evaluarea condițiilor de formare a acviferelor și a condițiilor de curgere a apelor subterane.

În cazul porozității capilare, se separă:

Pori capilari mari, care au d=20-500 µ;

Pori capilari mici, care au d=0,2-20 µ.

2.1.1.1 Porozitatea activă

Porozitatea activă sau eficace (na sau ne) reprezintă raportul între volumul de apă eliberat de un mediu poros saturat sub efectul unui drenaj complet și volumul total al mediului.

Aceasta este caracteristica finală a drenajului gravitațional și reprezintă diferența dintre hidrocapacitatea de saturație (n) și hidrocapacitatea moleculară maximă (wmax):

Pentru un nisip fin argilos cu o porozitate totală de 30% și cu un diametru de 0,47 mm, porozitatea eficace determinată în laborator este:

15% după o încercare de o oră;

24% după o încercare de 9 zile;

25% după o încercare de 30 de luni.

Tabelul 3: Porozitatea activă pentru un nisip fin argilos cu n=30%, d=0,47 mm

2.1.2 Sucțiunea

Sucțiunea reprezintă reducerea presiunii apei din pori, în raport cu presiunea atmosferică. Aceasta se datorează forțelor de interacțiune dintre apă și matricea minerală.

Rezultatul sucțiunii este formarea unei pelicule de apă în jurul particulelor. Această peliculă de apă are o grosime în funcție de tensiunea interfacială și diametrul granulelor.

Sucțiunea este pusă în evidență prin introducerea unui vas cilindric poros, plin cu apă, legat la manometru cu mercur, într-o masă de particule argiloase. Apa este adsorbită de masa de particule și formează pelicule în jurul acestora până când forța de adsorbție și greutatea coloanei de mercur sunt echilibrate. Coloana de mercur se exprimă în centimetri coloană H2O și reprezintă valoarea sucțiunii.

Această valoare se exprimă pe o scară logaritmică „pF”. Indincele pF este logaritmul zecimal al sucțiunii, exprimat în cenimetri coloană de apă.

„Curba sucțiune–grad de saturație are ca echivalent curba cumulativă a repartiției porilor pe dimensiuni, iar valoarea gradului de saturație corespunde fracțiunii de porozitate ocupată de apă la o anumită sucțiune.” (D. Scrădeanu, A. Gheorghe, 2007)

Formula pentru calculul diametrului tubului capilar pe curba cumulativă, în funcție de sucțiunea măsurată la o anumită saturație Sr este:

unde:

reprezintă tensiunea interfacială, măsurată în dyn/cm;

apa este greutatea specifică a apei, măsurată în dyn/cm3;

este unghiul de incidență la umezire completă.

2.1.3 Tortuozitatea

Tortuozitatea () reprezintă raportul între distante dintre două puncte dintr-un mediu poros (l) și lungimea traseului real, pe care se pot deplasa fluidele între aceste două puncte (L).

Valoarea tortuozității este întotdeauna subunitară.

Aceasta se determină pe baza relației de rezistivitate electrică a rocii și porozitatea ei.

Pentru medii granulare ideale, alcătuite din particule sferice:

unde:

roca este rezistivitatea electrică a rocii în stare saturată;

apa este rezistivitatea electrcă a apei din pori;

n este porozitatea totală a rocii;

F reprezintă factorul de rezistivitate sau de formație.

Pentru medii granulare reale, alcătuit din particule neuniforme:

unde:

alit este coeficientul litologic, care are valori cuprinse între 0,5 și 1;

m reprezintă indicele de cimentare, cu valori cuprinse între 1,3 și 3.

Pentru formațiuni nisipoase – grezoase slab și mediu cimentate, se folosește factorul Humble:

Pentru formațiuni carbonatice, se folosește factorul Archie:

Pentru estimarea tortuozității se urmăresc etapele:

măsurarea rezistivităților rocii saturate și a apei;

calculul factorului de rezistivitate;

calculul porozității totale din formulele Humble sau Archie;

calculul tortuozității cu relația: .

2.1.4 Permeabilitatea

Permeabilitatea este caracterisitca formațiunilor geologice dependentă de dimensiunea și forma golurilor prin care curg fluidele. Cu cât diametrul porilor este mai mare, cu atât scade rezistența mediului la curgerea fluidelor, iar permeabilitatea formațiunilor geologice crește.

Permeabilitatea este cuantificată prin coeficientul de permeabilitate:

unde:

C este coeficientul determinat de forma granulelor [-];

d este diametrul mediu al particulelor.

Acest coeficient are dimensiuni de suprafață și se exprimă în cm2, m2 sau darcy (1 darcy= 9,87×10-9cm2).

Permeabilitatea rocilor este determinată de:

dimensiunea și forma porilor formați după consolidarea sedimentelor;

dimensiunea și forma porilor formați odată cu consolidarea sedimentelor.

Rocile sedimentare clastice prezintă o permeabilitate primară asemănătoare cu cea a sedimentelor neconsolidate. Permeabilitatea primară este condiționată de stratificație, lucru care amplifică anizotropia rocilor.

Rocile cristaline au o permeabilitate primară redusă, astfel încât există foarte puțini pori prin care circulă fluidele. Permeabilitatea secundară este determinată de procesele de fisurare.

Rocile de alterare exogenă cresc permeabilitatea tuturor tipurilor de roci.

Rocile de precipitație chimică au permeabilitatea datorată proceselor de dizolvare, care determină circulația fluidelor pe fisuri.

2.2 Caracteristici fizice ale apelor subterane

2.2.1 Greutatea specifică

Greutatea specifică a unui fluid omogen este dată de formula:

unde:

m este masa fluidului;

g este accelerația gravitațională;

este densitatea fluidului;

V este volumul fluidului;

G este greutatea fluidului.

Greutatea specifică variază cu temperatura și presiunea. În cazul apei distilate la 4 și la 1 atm, are valoarea de:

Viteza apei subterane este direct proporțională cu greutatea volumică a apei, datorită faptului că deplasarea acesteia se face sub acțiunea gravitației.

2.2.2. Compresibilitatea

Conform legii lui Hooke, apa își schimbă volumul când se află sub influența presiunilor exercitate uniform:

unde:

V este variația volumului inițial V0;

p este presiunea suplimentară care determină reducerea volumului;

reprezintă modulul de elasticitate al apei.

Pentru terenurile permeabile, coeficientul de compresibilitate (), reprezentând inversul modulului de elasticitate, variază de la 0,3*10-10 m2/N pentru calcare și până la 2*10-10 m2/N pentru nisipuri.

Capacitatea de colectare a acviferelor este condiționată de compresibilitatea apei care circulă prin ele.

În cazul acviferelor sub presiune, compresibilitatea apei subterane este crescută datorită gazelor dizolvate și determină apariția rezervelor elastice.

2.2.3 Vâscozitatea

Vâscozitatea este proprietatea fluidelor de a se opune deformării prin dezvoltarea unor eforturi unitare. Eforturile tangențiale sunt cele mai specifice și apar între strate de fluide aflate în mișcare relativă, conform ipotezei lui Newton:

unde:

este efortul unitar tangențial;

este vâscozitatea dinamică;

este variația vitezei perpendicular pe direcția de curgere.

2.3 Caracteristici ale interacțiunii terenurilor cu apa subterană

Mobilitatea apelor subterane este condiționată de două caracteristici elementare: umiditatea terenurilor permeabile și tensiunea interfacială la suprafața de separație fluid–aer sau fluid–rocă.

2.3.1 Umiditatea terenurilor

Terenurile prezintă diferite stări de umiditate. În zona de aerare, starea de umiditate depinde de condițiile meteorologice și de infiltrare. Umiditatea terenurilor este maximă în acvifere, unde formațiunile sunt saturate în apă.

Starea de umiditate este descrisă cu ajutorul unor indici:

Umiditatea masică (w) reprezintă raportul dintre greutatea apei și greutatea rocii (Gw) în stare uscată (Gr).

Umiditatea volumică (wv) este dată de raportul între volumul apei (Vw) și volumul total al rocii (Vr).

2.3.2 Gradul de saturație

Gradul de saturație (Sr) reprezintă raportul dintre volumul apei din pori (Vw) și volumul porilor (Vp):

Gradul de saturație este cuprins între 0 și 1, zero corespunzând unei roci uscate, iar 1 unei roci saturate.

Tabelul 4: Clasificarea rocilor în funcție de valoarea gradului de saturație

2.3.3 Deficitul de saturație

Deficitul de saturație (Dw) reprezintă cantitatea de apă ce poate fi înmagazinată suplimentar în rocă, în condiții naturale de umiditate până la saturație maximă.

unde:

V’w este volumul de apă ce poate fi înmagazinat până la saturație;

Vr reprezintă volumul total al rocii.

Umiditatea volumică la saturație (wvs) poate fi descrisă în funcție de parametrii rocilor:

2.3.4 Tensiunea interfacială

Moleculele din interiorul fluidelor se află sub acțiunea forțelor van-der-Waals, forțe de atracție exercitate de moleculele care înconjoară molecula de apă.

Forțele van-der-Waals nu se compensează la interfața fluidelor, ci creează o rezultantă orientată spre interior. Energia potențială din interiorul fluid este mai mică decât la suprafață, deci pe suprafața liberă se distribuie o energie suplimentară.

Tensiunea interfacială este egală cu energia necesară a fi consumată pentru a crea un cm2 de suprafață liberă.

Evaluarea forței perpendiculare pe orice segment la suprafața fluidului și raportată la lungimea acestuia determină tensiunea intefacială la suprafața fluidului.

Acest parametru este cuantificat ca o forță pe unitatea de lungime sau ca energia pe unitatea de suprafață a fluidului. Se exprimă în [N/m] sau [dyne/cm].

La o temperatură de 10C, tensiunea interfacială pentru apă este și scade liniar cu temperatura după ecuația: , unde T<374C și reprezintă temperatura apei exprimată în grade Celsius.

Pentru alte fluide, corelația tensiune interfacială – temperatură este:

unde:

fluid(T) este tensiunea interfacială a fluidului la temperatura T [dyne/cm];

fluid0 este tensiunea interfacială a fluidului la temperatura de topire T0 [dyne/cm];

T este temperatura fluidului [C].

2.3.5 Presiunea capilară

„Presiunea, în interiorul unei picături de fluid sferice, depășește presiunea aerului pe suprafața exterioară, datorită tensiunii interfaciale.” (D. Scrădeanu, 2007).

Energia liberă la suprafața moleculei sferice este:

unde:

4*π*R2 este suprafața picăturii sferice;

este tensiunea interfacială.

În prezența a două fluide imiscibile, tensiunea interfacială duce la o creștere a presiunii capilare dintre cele două fluide. Presiunea capilară (PC) reprezintă diferența presiunilor din pori a celor două fluide din vecinătatea suprafeței:

,unde Pfluid1 și Pfluid2 sunt presiunile din pori pentru cele două fluide.

Valoarea presiunii capilare este estimată în funcție de tensiunea capilară, iar la nivelul porilor, curbura interfeței este asimilată cu raza porilor.

unde:

Rp este raza porilor;

este tensiunea interfacială.

2.4 Modele matematice

2.4.1 Modelul Brooks & Corey și modelul van Genuchten

Presiunea capilară reprezintă componenta potențialului care deplasează fluidele în zona nesaturată. Corelația presiunii capilare cu umiditatea formațiunilor permeabile, în modelele matematice ale curgerii apei în zona nesaturată, este schematizată prin două modele empirice cu parametri specifici: modelul Brooks & Corey (1966) și modelul van Genuchten (1980).

2.4.1.1 Modelul Brooks & Corey

Modelul Brooks & Corey propune următoarea relație pentru modelarea curbei experimentale presiune–umiditate:

unde:

wv este umiditatea volumică [L3/L3];

wvr este umiditatea volumică reziduală sau ireductibilă [L3/L3];

wvs este umiditatea volumică de saturație [L3/L3];

h este presiunea capilară de drenaj [L coloană apă];

hd este presiunea minimă de drenaj [L coloană apă];

este indicele de distribuție al porilor [-].

Parametrii necesari în modelul Brooks & Corey sunt:

Presiunea minimă de drenaj (hd) – sintetizează interacțiunea fluid – schelete mineral.

Aceasta este abscisa intersecției drepei cu lgSe=1

Indicele de distribuție al porilor (). Acesta înglobează efectul geometriei porilor asupra relației presiune – umiditate. Se calculează din panta dreptei:

, unde Se este saturația efectivă.

2.4.1.2 Modelul van Genuchten

Modelul van Genuchten consideră relația presiune – umiditate:

unde:

, în care m este parametrul elementar estimat din curba presiune–umiditate;

;

wvs este umiditatea volumică de saturație;

wvr este umiditatea volumică reziduală.

Parametrul m este utilizat în calculul parametrilor n și G, iar pentru calculul parametrului G este necesară valoarea presiunii minime de drenaj hd , care este determinată din curba de presiune–umiditate.

2.5 CARACTERISTICILE TERENURILOR

2.5.1 Capacitatea de înmagazinare sau cedare a acviferelor

Capacitatea de înmagazinare a acviferelor reprezintă rezultatul interacțiunii dintre terenul permeabil și apă. Se determină pe baza caracteristicilor elastice ale apei și ale matricii minerale, dar și pe baza schimbărilor de presiune.

Scăderea sarcinii piezometrice, din cauza compresiunii exercitate de către matricea minerală, duce la reducerea porozității. În consecință, apa este cedată. La creșterea sarcinii piezometrice, apa este înmagazinată.

Acest parametru se determină pe baza coeficienților de înmagazinare sau cedare absolută (S) și eficace (Se).

unde:

p este presiunea;

este greutatea specifică a stratului;

n este porozitatea totală;

ne este porozitatea activă;

h este grosimea stratului saturată cu apă;

2.5.2 Conductivitatea hidraulică (K)

„Conductivitatea hidraulică este un parametru global al capacității de circulație a apelor subterane prin terenuri permeabile.” (D. Scrădeanu, 2007)

Aceasta depinde de porozitate și de caracteristicile apei subterane, cum ar fi vâscozitatea și greutatea volumică. Ea caracterizează capacitatea unui mediu de a permite curgerea unui fluid în condiții hidrodinamice standard.

Conductivitatea hidraulică a fost introdusă în legea lui Darcy, care este folosită în evaluarea curgerii apei subterane.

Legea lui Darcy a fost stabilită experimental în anul 1856 pe baza studiilor asupra alimentării cu apă din Dijon, Franța. Această lege presupune că debitul fluidului filtrat laminar (Q) curge printr-un mediu granular saturat și este proporțional cu reducerea sarcinii piezometrice și invers proporțional cu lungimea drumului parcurs.

unde:

K este conductivitatea hidraulică;

L este lungimea drumului parcurs;

este secțiunea transversală a tubului umplut cu material granular saturat cu apă;

hA-hB reprezintă diferența de sarcină piezometrică.

Forma cunoscută a legii lui Darcy este realizată prin introducerea notațiilor:

rezultând forma cunoscută a legii lui Darcy: , unde I este gradientul hidraulic. Viteza din această lege se numeste viteza de filtrare la un gradient hidraulic unitar.

Conductivitatea hidraulică este determinată de permeabilitatea intrinsecă a formațiunilor geologice (Kp), proprietățile fizice ale apei (, ) și gradul de saturație al formațiunilor (wv).

Acest parametru este definit ca:

unde d este diametrul particulei caracteristice.

Formațiunile geologice saturate au conductivități hidraulice în funcție de granulozitate și variază între 1 și 10-6 centimetri/secundă.

Tabelul 5: Valorile medii ale conductivității hidraulice în funcție de tipul de rocă

Legea lui Darcy, care definește conductivitatea hidraulică, este bazată pe experimente efectuate asupra curgerii unidimensionale într-un mediu izotrop. În realitate, însă, majoritatea formațiunilor permeabile sunt anizotrope.

În hidrostructuri neomogene și anizotrope, se definesc anumiți parametri, care rezultă din combinarea componentelor tensorului conductivității și elementele geometrice ale acviferului.

2.5.3 Transmisivitatea

Transmisivitateaeste un parametru hidraulic derivat din conductivitatea hidraulică. Acesta este folosit în evaluarea potențialului de debitare al unui acvifer, în condiții hidrodinamice standard (secțiune de curgere unitară și gradient hidraulic unitar).

Transmisivitatea (T) unui acvifer reprezintă debitul ce traversează o secțiune unitară la un gradient hidraulic unitar.

unde:

K este conductivitatea hidraulică;

M este grosimea medie a acviferului;

I este gradientul hidraulic unitar;

este secțiunea unitară a acviferului;

v este viteza de curgere a apei subterane de-a lungul liniilor de curent, estimată cu legea lui Darcy.

Transmisivitatea este utilizată în compararea potențialului acviferelor în condiții hidrodinamice standard.

Tabelul 6: Clasificarea potențialului acviferelor în funcție de valoarea transmisivității

3 TRANSPORTUL CONTAMINANȚILOR ÎN SUBTERAN

3.1 Transportul și curgerea în zona vadoasă

Curgerea prin zona vadoasă este un subiect, pe care majoritatea textelor hidrogeologice tind să le acopere într-un mod superficial. Hidrogeologia clasică se ocupă, în principal, cu obținerea apei din puțuri. Zona nesaturată sau vadoasă este văzută ca un mediu necunoscut, prin care apa de reîncărcare trebuie să treacă pentru a ajunge la nivelul piezometric.

Odată cu dezvoltarea științei hidrogeologiei contaminanților, hidrogeologii au devenit mai interesați de zona vadoasă. Majoritatea lansărilor de contaminanți în subteran au loc, inițial, la suprafața sau în interiorul zonei vadoase.

Prin contaminare se înțelege aplicarea unor materiale asupra solului, cum ar fi îngrășăminte sau pesticide, dar se înțeleg și cele eliberate accidental în cuprisul zonei vadoase.

Transportul în zona vadoasă poate avea loc datorită curgerii unei faze lichide (NAPL: nonaqueous phase liquid) sau curgerii unei faze gazoase.

Zona vadoasă se extinde de la suprafața solului până la nivelul hidrostatic. Aceasta include limita capilară, unde porii pot fi saturați cu apă. Principala caracteristică a zonei vadoase este că presiunile apei din pori sunt negative. Zone restrânse de deasupra limitei capilare pot fi saturate temporar, datorită „băltirii” apei sau dezvoltării unor nivele hidrostatice deasupra solurilor cu permeabilitate relativ scăzută.

Solul ca mediu poros

Zona vadoasă include stratele de la suprafața terenului:

sol;

sedimente neconsolidate/consolidate aflate deasupra nivelului hidrostatic.

3.1.1 Solul

Solul este un material complex. Din punct de vedere fizic, acesta constă în mare parte din particule minerale de diferite mărimi și conține diferite cantități de materie organică. Granulele minerale sunt aranjate în așa fel încât solul prezintă o structură, care are o orientare specifică. Particulele formează, de obicei, unități mai mari, numite agregate, care sunt legate de o matrice formată din materie organică. Porozitatea și permeabilitate sunt niște funcții, atât a texturii, cât și a structurii solului. Acestea pot fi puternic influențate de chimismul solului, deoarece mineralele din sol au o încărcare electrică pe suprafața lor. Încărcarea de suprafață, care este datorată, în primul rând, mineralelor argiloase, afectează stabilitatea unităților structurale ale solului.

Solul conține materie minerală, materie organică, apă cu conținut de substanțe dizolvate și gaze. De asemenea, conține și macropori, cum ar fi găurile formate de rădăcinile plantelor, găuri formate de animale și fisurile datorate uscării solurilor fine. Toate acestea formează căi preferențiale de curgere a apei.

Procentul de umiditate din sol poate fi exprimat ca un conținut de apă (w), care reprezintă greutatea apei în raport cu greutatea solului. Umiditatea poate fi exprimată și ca un conținut de apă volumetric (), care reprezintă volumul apei în raport cu volumul solului.

În cadrul mai multor tipuri de soluri, în special cele cu textură fină, volumul se modifică odată cu creșterea umidității sau odată cu scurgerea apei. Acest lucru se datorează interacțiunilor dintre particulele încărcate și moleculele de apă polare.

Coloizii din sol

Fracția de argilă a solului constă în particule minerale, care au diametrul mai mic de 2m. Particulele de argilă sunt formate din minerale secundare, care au fost formate prin dezagregare. Acestea au o încărcare electrică negativă dezechilibrată la suprafață. Există o atracție electrostatică între suprafața particulelor argiloase și substanțele dizolvate în apa subterană. Materialele fine cu o suprafață electrostatică se numesc coloizi.

Mineralele argiloase au o strucutră cristalină definită, care constă, în principal, din Al, Si și O.

Kaolinitul ( Al4Si4O10(OH)8 ) este un mineral argilos cu o suprafață specifică mică (suprafață pe unitate de masă), care variază de la 5 la 20 m2/g. Suprafața specifică mică înseamnă că kaolinitul nu este deosebit de reactiv.

Illitul ( Al4Si7AlO20(OH)4K0,8 cu potasiu între strate) are o suprafață specifică mai mare, care variază de la 80 la 120 m2/g.

Montmorillonitul ( Al3,5Mg0,5Si8O20(OH)4 ) este cel mai reactiv mineral argilos, cu o suprafață specifică de 700-800 m2/g.

Mineralele argiloase reactive pot absorbi cantități mari de apă și ioni între particulele minerale. Această proprietate dă solurilor bogate în argilă capacitatea de a se umfla când apa este absorbită.

Solul mai poate conține și materie organică descompusă, numită humus. Humusul este un amestec complex de molecule organice, agregate în particule de mărime coloidală. Particulele de humus, de asemenea, sunt încărcate negativ. Acesta se găsește, în principal, în orizontul A al solurilor. Conținutul de humus al solurilor minerale poate varia de la 0% până la 10% în greutate. Conținutul organic în solurile organice, cum ar fi turba, poate ajunge până la 50% sau mai mult în greutate.

Stratul dublu electrostatic

Încărcarea negativă a suprafeței particulelor coloidale este echilibrată de cationi încărcați pozitiv, care sunt atrași de suprafața coloidului. Acești cationi există ca soluți în apă. Când coloidul este uscat, stratul de apă de la suprafață este subțire, iar cationii neutralizați sunt strâns legați de suprafața particulei.

Pe măsura ce particula devine saturată în apă, cationii se desprind și rămân în apropierea suprafeței încărcate negativ. Suprafața particulei și mulțimea de ioni se numesc stratul dublu electrostatic.

unde:

z0 este grosimea caracteristică a stratului dublu;

e este încărcarea elementară a unui ion [4,77×10-10 esu];

este constanta dielectrică;

kB este constanta lui Boltzmann (raportul între constanta de gaz și numărul lui Avogadro);

V este valența ionilor în soluție;

n0 este concentrația ionilor în soluție [ioni/cm3];

T este temperatura [K].

Această ecuație determină grosimea stratului dublu electrostatic.

Efectul stratului dublu electrostatic este o funcție a concentrației de solut. Suprafața stratului dublu electrostatic este mai mică pentru cationi divalenți, în timp ce pentru cationi monovalenți este mai mare.

Efectul salinității asupra conductivității hidraulice a solului

Conductivitatea hidraulică a solului poate fi afectată de puterea și de tipul de cationi conținuți în apa subterană. Impactul solutului crește cu cantitatea de particule coloidale din sol. Umflarea solului este datorată creșterii salinității și poate reduce conductivitatea hidraulică.

Cu cât suprafața stratului dublu electrostatic crește, cu atât scade conductivitatea hidraulică, pentru că mineralele argiloase tind să se umfle în spațiile poroase. Sodiul este, în mod special, important în acest proces, deoarece stratul dublu elecrtostatic devine mai gros cu cât conține mai mulți ioni monovalenți de sodiu. El are proprietatea de a slăbi legăturile dintre particulele de argilă.

Principalii cationi în apele naturale sunt sodiu, calciu și magneziu. Rata de adsorbție a sodiului (SAR – Sodium Adsorption Ratio) este o modalitate de măsurare a raportului dintre concentrația de sodiu monovalent, magneziu și calciu divalent:

unde:

Na este concentrația în sodiu [miliechivalenți/litru];

Ca este concentrația în calciu [miliechivalenți/litru];

Mg este concentrația în magneziu [miliechivalenți/litru].

Cu cât rata de adsorbție a sodiului este mai mare și cu cât concentrația totală de solut este mai mică, cu atât conductivitatea hidraulică este mai mică, în mod special dacă conține illit și montmorillonit.

3.1.2 Curgerea apei în zona nesaturată

Zona vadoasă, din punct de vedere hidrologic, este diferită de zona saturată, din cauza prezenței aerului în spațiile poroase. Proporția dintre aer și apă în pori poate varia, iar cu aceasta pot varia și proprietățile hidraulice ale mediului poros.

Potențialul apă–sol

În curgerea în mediul saturat, potențialul se datorează presiunii apă–sol și înălțimii deasupra unui punct de referință (Fetter, 1993). Cu toate acestea, în zona nesaturată, apa din pori se află sub o presiune negativă, cauzată de tensiunea de suprafață. Presiunea se numește potențialul capilar sau potențialul matricial (). Este o funcție volumetrică a apei din sol. Cu cât conținutul de apă este mai scăzut, cu atât este mai mic potențialul matricial.

Potențialul de umiditate al solului () reprezintă suma potențialelor matriciale, o presiune potențială, potențialul gravitațional (Z), un potențial osmotic și potențialul electrochimic. Însă, se presupune că potențialul osmotic și potențialul electrochimic nu variază în sol, iar presiunea este egală cu presiunea atmosferică. În consecință, gradientul acestora va fi zero.

Prezența aerului în spațiile porilor face ca zona vadoasă să fie diferită de zona saturată. Proprietățile hidraulice ale mediului poros variază cu proporția relativă a aerului și a apei din pori.

3.1.2.1 Conductivitatea hidraulică în zona nesaturată

Legea lui Darcy este valabilă pentru curgerea în mediul nesaturat, exceptând faptul că conductivitatea hidraulică este o funcție a conținutului de apă din sol:

unde:

K() este conductivitatea hidraulică în zona nesaturată [LT-1];

v este viteza darcy [LT-1];

z este adâncimea sub cota terenului [L];

h este sarcina piezometrică [L];

este sucțiunea capilară [L];

este conținutul volumetric al umidității.

Atât conductivitatea hidraulică în zona nesaturată, cât și conținutul volumetric al umidității sunt funcții ale sucțiunii capilare. Aceasta este, de asemenea, denumită potențial matricial și reprezintă presiunea negativă în toate punctele deasupra nivelului hidrostatic din pori. Devine pozitivă pentru punctele aflate sub nivelul hidrostatic.

3.1.2.2 Curba caracteristică apă-sol

Curba caracteristică apă-sol reprezintă conținutul volumetric de apă în funcție de potențialul matricial pentru un anumit tip de sol. La presiune atmosferică, solul este saturat în conținut de apă egal cu s. Solul va rămâne saturat pe măsură ce potențialul matricial scade treptat. Acesta va deveni negativ, iar apa se va scurge din sol. Umiditatea va continua să scadă pe măsură ce presiunea matricială este coborâtă, până când atinge conținutul ireductibil de apă r. O simplă expresie empirică, care poate fi folosită pentru conținutul de apă din sol, este relația Brooks and Corey:

unde:

este conținutul volumetric al apei;

s este conținutul volumetric al apei la saturație;

r este conținutul volumetric minim ireductibil;

este potențialul matricial [L];

hb este "bubbling pressure" [L];

este un parametru experimental.

Brooks și Corey au definit o saturație efectivă Se ca:

unde Sw este gradul de saturație /s.

Van Genuchten a derivat o relație empirică între presiunea capilară și conținutul volumetric de apă:

unde , n și m sunt constante.

În general, aceste ecuații se folosesc pentru medii cu textură medie sau grosieră. Pentru sarcini capilare mai mari, modelele Brooks and Corey și van Genuchten devin identice dacă =mn și b=1/.

3.1.2.3 Ecuația guvernantă pentru curgerea în zona nesaturată

Ecuația în mediul nesaturat continuu prezintă faptul că modificarea conținutului volumetric total de apă este egal cu suma tuturor modificărilor fluxului apei în și din volumul reprezentativ:

, unde qx, qy și qz sunt fluxuri ale umidității terenului. Înlocuind ecuația legii lui Darcy în ecuația în mediul nesaturat continuu, se obține:

unde:

este conținutul volumetric de apă;

z este adâncimea sub cota terenului [L];

este potențialul matricial [L];

K() este conductivitatea hidraulică nesaturată [LT-1].

3.1.3 Transportul în zona nesaturată

În starea de echilibru, difuzia unui solut este dată de:

unde:

J este fluxul masic al solutului pe unitatea de suprafață pe unitatea de timp;

Ds*() este coeficientul de difuzie, care este o funcție a conținutului de apă, a tortuozității solului și alți factori în legătură cu stratul dublu electronic;

dC/dz reprezintă gradientul concentrației umidității în sol.

A doua ecuație pentru difuzia tranzitorie a soluților în apa subterană este:

Umiditatea din sol traversează zona nesaturată la diferite viteze în diferiți pori, datorită faptului că porii saturați, prin care traversează umiditatea, au diferite mărimi. În plus, vitezele, în fiecare por saturat, variază pe toată lungimea porului. Ca rezultat, apa subterană ce poartă un solut se amestecă cu umiditatea solului.

3.2 Modele de echilibru ale transportului masic

Pentru a explica un solut, fie în formă dizolvată, fie absorbit de către sol, trebuie să se cunoască relația între concentrația în soluție (C) și concentrația absorbită (C*). Dacă solutul atinge rapid un echilibru între faza dizolvată și faza absorbită, atunci relația poate fi descrisă de o izotermă de absorbție.

Izoterma liniară: , unde Kd este coeficientul de distribuție și reprezintă panta graficului C* în funcție de C.

În anumite condiții, sursa și funcția de "adâncire" (i) pot fi aproximate la zero cu ajutorul termenilor de degradare și de producție. Dacă l și s sunt rate constante pentru degradarea de ordinul întâi în fazele lichidă și solidă, iar l și s sunt termeni pentru rata zero pentru producția în fazele lichidă și solidă, atunci:

R este factorul de retardare și este dat de:

și sunt factori de rată și sunt dați de:

Următoarea ecuație este bazată pe curgerea în starea de echilibru, deoarece conținutul volumetric de umiditate și viteza fluidului sunt considerate constante:

Van Genuchten a rezolvat această ecuație pentru un număr de diferite condiții la limită. În general, la timpul egal cu zero și la poziția în coloană egală cu z, concentrația solutului este Ci[C(z,0)=Ci(z)]. Concentrația introdusă la partea superioară a coloanei de sol, unde z=0 și la un anumit t, este C0[C(0,t)=C0(t)]. Rata cu care solutul este introdus în sol prin advecție și difuzie este egală cu viteza apei din pori (v) înmulțită cu C0. Condiția de margine luată în considerare pentru acest caz este:

3.3 Reacții de suprafață la echilibru

3.3.1 Izoterma de sorbție liniară

Dacă există o legătură directă liniară între cantitatea de solut sorbit într-un solid (C*) și concentrația solutului (C), izoterma de adsorbție C în funcție de C* va reprezenta o linie dreaptă pe grafic. Izoterma liniară de sorbție este descrisă de ecuația:

unde:

C* este masa de solut sorbit pe unitate de masă uscată de solid [mg/kg];

C este concentrația solutului într-o soluție la echilibru cu masa de solut sorbit pe solid [mg/L];

Kd este coeficientul de distribuție [L/kg].

Coeficientul de distribuție este egal cu panta izotermei liniare de sorbție.

Există două limitări ale modelului izotermei liniare de sorbție. Prima este că nu limitează cantitatea de solut, care poate fi sorbit pe un solid. Trebuie să existe o limită superioară a masei de solut care poate fi sorbită. A doua limitare este că, dacă există doar câteva puncte cu date, ceea ce ar trebui să fie o curbă pe un grafic, cu raportul între C și C*, va fi interpretat ca fiind o linie.

3.3.2 Izoterma de sorbție Freudlich

O izotermă de echilibru mai generală este izoterma de sorbție Freudlich.

unde K și N sunt constante.

Dacă caracteristicile pot fi descrise de izoterma Freudlich, atunci punctele cu date vor forma o linie curbă pe graficul C în funcție de C*. Datele pot fi transformate într-o linie cu următoarea formulă:

3.3.3 Izoterma de sorbție Langmuir

Izoterma de sorbție Langmuir a fost creată cu concepția că suprafața unui solid are un număr infinit de zone de sorbție. Când toate aceste zone sunt pline, suprafața nu va mai adsorbi solut din soluție.

Forma izotermei lui Langmuir este:

unde:

este constanta de absorbție legată de energia de legătură [L/mg];

este cantitatea maximă de solut, care poate fi absorbită de solid [mg/kg].

Dacă absorbția unui solut pe o suprafață solidă urmărește izoterma de sorbție Langmuir, când datele experimentale C* și C creează un grafic, graficul va avea o formă curbă care atinge o valoare de maxim.

Dacă se realizează un grafic între C/C* și C, datele vor crea o linie dreaptă. Absorbția maximă de ioni () este reciproca pantei unei linii.

În studiile despre absorbția fosforului în sol, s-a descoperit că un grafic C/C*-C va avea curbe, care conțin două segmente de dreaptă. Acest fapt a fost interpretat ca existând două zone de sorbție, care diferă prin energia de legătură.

Astfel, ecuația izotermei Langmuir este:

unde:

1 este puterea de legătură pentru zonele de tip 1;

2 este puterea de legătură pentru zonele de tip 2;

1 este cantitatea maximă de solut, care poate fi absorbită de zonele de tip 1;

2 este cantitatea maximă de solut, care poate fi absorbită de zonele de tip 2.

3.4 Căi de transport preferențiale în zona nesaturată

Analizele tratează toată zona nesaturată ca un mediu omogen și poros, însă acesta nu este cazul. În zona superioară, există numeroși pori largi și fisuri formate de agenți, cum ar fi rădăcinile plantelor, fisuri de contracție și găuri formate de animale.

Macroporii pot reprezenta căi preferențiale de curgere ale apei și a solutului, atât pe verticală, cât și pe orizontală. Această situație poate duce la „scurt-circuitarea” infiltrării apei, pe măsură ce ea traversează prin macropori cu o viteză mult mai mare decât permite conductivitatea hidraulică a solului.

Un al doilea tip de curgere preferențială este „fingering”, care are loc când un front uniform al solutului de infiltrare este împărțit în „degete”, care sunt orientate în jos, din cauza instabilității create de variațiile de permeabilitate ale solului.

Un al treilea tip de curgere prefetențială este „funneling”. Acesta apare în zona vadoasă sub zona rădăcinilor plantelor și este asociat cu soluri sau sedimente stratificate. Stratele de nisip grosier înclinate, încastrate în stratele de nisip fin, pot împiedica infiltrarea pe verticală a apei. Stratul înclinat va colecta apa precum o pâlnie și va direcționa apa spre culcușul stratului, unde va curge vertical, dar cu un volum concentrat.

Studiile au arătat că, folosind apă ce conține un colorant, aceasta indică faptul că ea migrează în stratul de nisip fin, deasupra discontinuității stratului de nisip grosier. Aceleași studii arată că, datorită „funneling”-ului, volumul solului care conține colorant scade odată cu adâncimea. Regiunea de sol colorată a ocupat aproximativ 50% din volumul solului la adâncimea de 1,5-2 m. De la 3-3,5 m adâncime, aceasta a ocupat doar 10%, iar la 5,6-6,6 m, colorantul a fost găsit în doar 1% din volumul solului.

Aceste ocurențe ale curgerii preferențiale au implicații majore în monitorizarea migrării solutului în zona nesaturată. Au fost înregistrate rezultate anormale, arătând că unele strate din adâncime conțin concentrații mai mari decât stratele de la suprafață. Anomaliile pot fi explicate prin modelele de curgere preferențială, când solutul infiltrat este direcționat spre anumite regiuni ale zonei vadoase prin „scurt-circuitare”, „fingering” sau „funneling”. Acest lucru sugerează că este necesar un număr mare de dispozitive de eșantionare în zona vadoasă pentru obținerea unei imagini rezonabile a distribuției unui contaminant.

În cazul unui contaminant care a fost răspândit uniform pe suprafața terenului, cum ar fi o substanță agricolă, este de așteptat ca acesta să fie distribuit uniform până ce atinge nivelul hidrostatic, însă, din cauza căilor preferențiale de curgere, masa solutului poate fi concentrată în anumite locuri, rezultând o distribuție neuniformă la mici adâncimi.

3.5 Procesele de transport în zona saturată

Transportul masic este transportul substanțelor dizolvate în apa subterană (Fetter, 1998). Acest tip de transport se cunoaște sub numele de advecție, difuzie și dispersie.

3.5.1 Transportul prin advecție

Advecția este definită ca mișcarea unui solut odată cu apa subterană. Fluxul masic al contaminantului dizolvat transportat depinde de propria concentrație în apă și de cantitatea apei. În cazul unui flux unidimensional printr-o secțiune a mediului poros, cantitatea apei subterane este egală cu viteza liniară înmulțită cu porozitatea efectivă. Deci, fluxul masic Fx [MT-1L-2] are următoarea ecuație:

unde

vx este viteza liniară medie [LT-1];

ne este porozitatea efectivă;

C este concentrația solutului [ML-3].

Viteza liniară medie vx reprezintă rata la care fluxul apei traversează secțiunea din mediul poros și îi este atribuită următoarea ecuație:

unde:

K este conductivitatea hidraulică [LT-1];

dh/dl este gradientul hidraulic.

În concluzie, viteza liniară medie este egală cu viteza Darcy împărțită la porozitatea efectivă asociată mediului poros prin care poate curge apa.

3.5.2 Transportul din difuzie

Difuzia moleculară descrie mișcarea solutului în apă, dintr-o zonă cu concentrație mai mare într-o zonă cu concentrație mai mică. Difuzia are loc atâta timp cât există gradientul concentrației, chiar dacă fluidul nu este în mișcare, cauzând împrăștiere și mișcări arbitrare. Masa fluidului în procesul de difuzie urmărește prima lege a lui Fick, care este dată de:

unde:

F este fluxul masic al solutului pe o suprafață unitară [MT-1L-2];

Dd este coeficientul de difuzie [L2T-1];

C este concentrația solutului [ML-3];

dC/dx reprezintă gradientul concentrației [ML-3L-1].

Valorile coeficientului de difuzie Dd sunt specifice pentru fiecare poluant și sunt dependente de temperatură. Dacă concentrațiile variază în timp, se aplică a doua lege a lui Fick, care specifică:

unde C/t este variabilitatea concentrației în timp [ML-3T-1].

Deoarece difuzia nu poate avea loc la fel de repede în mediul poros precum în apă din cauza particulelor minerale, a fost introdus un coeficient de difuzie efectivă D* [L2T-1].

unde este coeficientul de tortuozitate. Tortuozitatea face posibilă luarea în calcul a efectului formei drumului parcurs de apă prin mediul poros.

3.5.3 Procesul de dispersie

3.5.3.1 Dispersia mecanică

Dispersia mecanică reprezintă transportul unei substanțe, rezultat din diferențele de viteză ale apei subterane în timp ce curge într-un mediu poros eterogen. Când solutul ajunge în contact cu apa, se realizează procesul de amestec de-a lungul curgerii. Acest proces are ca rezultat diluarea solutului în punctul cel mai înaintat al frontului de curgere. Dispersia mecanică poate fi împărțită în: dispersie longitudinală (amestecul de-a lungul liniei de curgere) și dispersie transversală (amestecul care se realizează perpendicular pe liniile de curgere). Presupunând că dispersia mecanică urmărește legea lui Fick pentru difuzie și că dispersia mecanică este o funcție a vitezei liniare medii, a fost introdus un coeficient al dispersiei mecanice. Aceste coeficient este definit ca:

1. Coeficientul dispersiei mecanice longitudinale: , unde:

vi este viteza liniară medie pe direcția principală de curgere [LT-1];

i este dispersia dinamică pe direcția principală de curgere [L].

2. Coeficientul dispersiei mecanice transversale: , unde:

vi este viteza liniară medie pe direcția principală de curgere [LT-1];

j este dispersia dinamică pe direcția de curgere j [L].

Dispersivitatea dinamică este o proprietatea a mediului poros.

3.5.3.2 Dispersia hidrodinamică

Dispersia hidrodinamică este o combinație între dispersia mecanică și difuzie. A fost introdus coeficientul de dispersie hidrodinamică și a fost definit ca:

unde:

DL este coeficientul de dispersie hidrodinamică longitudinală [L2T-1];

DT este coeficientul de dispersie hidrodinamică transversală [L2T-1];

L este dispersivitatea dinamică longitudinală [L];

T este dispersivitatea dinamică transversală [L].

3.6 Metoda diferențelor finite

Metoda diferențelor finite stabilește un sistem de ecuații algebrice, care aproximează soluția (funcția potențial) printr-un număr finit de valori distribuite în punctele domeniului, reprezentând nodurile rețelei unidimensionale, bidimensionale sau tridimensionale. Caracterul liniar sau neliniar al sistemului este dat de relația constitutivă.

Această metodă implică alegerea unei rețele, în nodurile căreia se vor defini valorile funcției potențial, cu care se descrie soluția. Rețeaua se alege, în general, ortogonală, care poate fi carteziană, polară, sferiăcă sau curbilinie, cea mai utilizată fiind carteziană. Rețeaua poate avea un pas neuniform și este construită astfel încât frontiera domeniului și liniile sau suprafețele de discontinuitate ale proprietăților materialului să fie formate din laturi. Rețeaua cu pas constant asigură o mai bună precizie de aproximare prin diferențe și o convergență mai bună a procesului de calcul. Ecuațiile asociate metodei diferențelor finite pot fi stabilite aproximând ecuația diferențială prin diferențe sau aproximând formele integrale ale ecuațiilor câmpului.

Metoda diferențelor finite constă în înlocuirea ecuației (72) într-un sistem de ecuații, a cărui rezolvare dă valorile sarcinii piezometrice în nodurile rețelei de discrezitare aplicate pe suprafața de extindere a acviferului. Trecerea de la această ecuație la un sistem de ecuații algebrice se face prin folosirea formulelor de aproximare a derivatelor prin diferențe. Această transformare, utilizând diferențele finite centrate, este bazată pe:

modelul de amplasare al celulelor rectangulare în raport cu axele de coordonate;

sarcinile piezometrice (Hi) și conductivitățile hidraulice din celulele vecine (Ki).

Se consideră medii neliniare și neomogene. În aceste medii, proprietatea mediului care intervine în relația constitutivă variază odată cu poziția punctului în câmp și se aproximează prin diferențe o ecuație diferențială de forma:

unde:

H reprezintă valorile necunoscute ale funcției potențial (sarcina piezometrică);

K reprezintă conductivitatea hidraulică.

Derivatele parțiale trebuie evaluate în acele puncte în care este dată și proprietatea . Metoda aproximării formei integrale satisface această cerință, ca și cele legate de simularea condițiilor la limită.

Relațiile de aproximare a derivatelor prin diferențe finite centrate:

a) de ordinul I:

paralel cu axa OY: ;

paralel cu axa OX: ;

b) de ordinul II:

paralel cu axa OY: ;

paralel cu axa OX: ;

Forma detaliată a sarcinii piezometrice din centrul celulei zero este:

unde K0-i este conductivitatea hidraulică de tranziție între două celule, a căror limită de separație este traversată perpendicular. Aceasta se definește ca:

Simularea condițiilor la limită

Condițiile la limită sunt de trei tipuri: Dirichlet, Neumann și mixte.

Dacă condiția Dirichlet, care are potențial dat, este atribuită în puncte care coincid cu nodurile rețelei, acele noduri au potențialul cunoscut. Pentru acestea nu se defienește ecuația în care apar ca nod central, iar termenii celorlalte ecuații, care conțin funcții potențial cunoscute, trec în membrul drept al sistemului.

Dacă această condiție la limită este dată în punctele care nu coincid cu nodurile rețelei, se pot stabili relații de legătură cu funcțiile potențial ale nodurilor vecine, utilizând interpolări liniare. Ecuațiile introduse deranjează simetria sistemului de ecuații, ceea ce are influență importantă asupra metodei de rezolvare și asupra spațiului de stocare necesar. În consecință, se alege o rețea adaptată frontierei.

Nodurile situate pe frontiera, căreia îi este atribuită condiția Neumann, au potențial variabil. Dacă această condiție, care are derviata după normala dată, este în nodurile rețelei, ea poate fi luată în considerare în metoda aproximării formei integrale a ecuațiilor.

4 METODOLOGIE

4.1 Programe utilizate

WHI UnSat Suite combină modelele HELP, PESTAN, SESOIL, VLEACH și VS2DT într-un mediu grafic, conceput pentru simularea fluxului de apă subterană și a contaminanților în zona nesaturată.

VS2DT este un model numeric, care aplică metoda diferențelor finite pentru simularea fluxului de apă subterană și a soluțiilor solubile, în regim staționar sau tranzitoriu, cu saturație variabilă 2D. Aplicațiile modelului includ determinarea tipului de substanțe chimice, a levigatului în depozitele de deșeuri și a scurgerilor chimice accidentale pe măsură ce acestea migrează prin zona nesaturată spre acvifer.

Modelul VS2DT (Variably Saturated 2D and Transport Model) este un model de transport 2D cu saturație variabilă . Acesta prezintă un model al diferențelor finite pentru fluxul și transportul cu saturație variabilă în secțiuni prin mediul poros.

Modelul folosește soluția ecuației lui Richard și descrie transportul diferiților contaminanți, cum ar fi agricoli, industriali sau radioactivi, prin fluxul apei în zona vadoasă și migrarea contaminantului spre apele subterane.

Sistemul de management al datelor permite gestionarea mai multor modele și diferite tipuri de modele în cadrul aceluiași fișier de bază de date al proiectului. Variabilele modelului VS2DT includ tipul de produse chimice agricole, industriale și radioactive care migrează spre masa de apă din subteran prin zona nesaturată.

MODFLOW este numele dat modelului de curgere 3D USGS, dezvoltat în 1988. Datorită capacității de simulare unei varietăți de sisteme, MODFLOW a devenit modelul standard de simulare al curgerii apei subterane. Este folosit în simularea sistemelor de alimentare cu apă, de remediere a contaminării și de asecare a carierelor. Acest program a fost dezvoltat folosind metoda diferențelor finite, care dă o explicație fizică conceptelor utilizate în construcția modelului. De asemenea, pot fi simulate fluxuri provenite de la solicitări externe, cum ar fi fluxul către puțuri, realimentarea zonelor, evapotranspirația și scurgerea. Astfel, este necesară o cantitate mare de informații și o descriere completă a sistemului de curgere pentru a utiliza programul cât mai eficient.

În utilizarea programului, regiunea simulată trebuie împărțită în celule, făcând parte dintr-o rețea rectilinie. Rezultă straturi, rânduri și coloane. Următorul pas este pregătirea fișierelor care conțin parametri hidraulici (conductivitatea hidraulică, transmisivitatea, randamentul specific), condițiile la limită (localizarea limitelor impermeabile și sarcinile constante) și solicitările (forajele de pompare, realimentarea din precipitații, râuri). (SSG, 2005)

Programul Surfer prezintă un model de interpolare, care transformă datele de intrare de tip XYZ în hărți conturale, suprafețe, hărți de tip vector sau imagine, și hărți de tip "post map". Acesta oferă metode de gridding și control asupra parametrilor. Utilizează și rețele obținute din alte surse, cum ar fi USGS, DEM sau fișierele ESRI.

RockWorks 16 este programul standard în industria petrolieră, ecologică, geotehnică și minieră, datorită instrumentelor populare, cum ar fi hărțile, forajele, secțiunile transversale, diagramelor "fence" și modelele solide sau volumetrice. Acest program oferă numeroase opțiuni pentru analizarea datelor din subteran și acceptă diferite tipuri de date, cum ar fi stratigrafia, litologia, datele cantitative, intervalele de culoare, datele despre fracturi și date despre acvifere.

4.2 Modelarea transferului contaminanților

4.2.1 Construirea modelului litologic

Primul pas în modelarea transferului contaminanților în hidrostructuri freatice este construirea unui model litologic al terenului din zona amplasamentului studiat. Pentru realizarea acestuia, s-a folosit programul RockWorks 16.

În etapa inițială, au fost aproximate adâncimile formațiunilor geologice, până la culcușul acviferului freatic. Ele cuprind:

stratul de sol, cu o grosime aproximativ constantă pe toată suprafața investigată de 1,5 metri;

stratul de argilă nisipoasă, care prezintă grosimi mai mari în partea centrală a amplasamentului, având un maxim de 10 metri și un minim de 2 metri;

stratul de nisip fin, care se regăsește aproximativ sub aceeași formă ca argila nisipoasă, cu grosimea variind între 3 și 12 metri;

stratul de nisip grosier, care reprezintă și stratul acvifer, în care nivelul hidrostatic se regăsește, în partea vestică, apoximativ la limita superioară a stratului, iar, în partea estică, aproximativ la 1/3 din grosimea acviferului, față de partea inferioară. Acesta are grosimi variabile între 12 și 15 metri;

stratul de argilă, care are rol de ecran impermeabil la baza stratului acvifer.

Pe baza acestor aproximări, a fost distribuită pe întreaga suprafață a amplasametului o rețea de foraje, din care au rezultat grosimile exacte ale formațiunilor geologice.

Tabelul 7: Grosimile determinate în cele 10 foraje pentru formațiunile geologice

Cota nivelului topografic este constantă, având valoarea de 80 de metri. De asemenea, s-a lucrat în coordonate relative, fiind alese pentru dimensionarea simplificată a amplasamentului. Acesta are forma unui dreptunghi și prezintă o lungime de 500 de metri și o lățime de 400 de metri.

Datele din foraje au fost introduse în programul RockWorks 16. Următorul pas a fost desemnarea culorilor și a texturilor fiecărui strat, ce urma a fi introdus în model:

verde pentru sol

portocaliu pentru argila nisipoasă

albastru deschis pentru nisipul fin

albastru închis pentru nisipul grosier

verde închis pentru argilă

4.2.2 Crearea hărții piezometrice a nivelului hidrostatic

Următorul pas a fost crearea hărții piezometrice, pe baza datelor din foraje despre adâncimea nivelului hidrostatic.

Tabelul 8: Adâncimile nivelului hidrostatic

Pe baza acestei hărți, a fost determinat gradientul hidraulic cu formula:

unde:

hA și hB sunt adâncimile la care se află nivelul hidrostatic în două puncte din rețea;

L este distanța dintre aceste două puncte.

Rezultă un gradient hidraulic mediu de 0,04.

4.2.3 Delimitarea celor trei zone: zona vadoasă, acvifer și culcuș

După cum a fost precizat mai sus, acviferul se regăsește în întregime în stratul de nisip grosier, deoarece acesta prezintă parametrii favorabili curgerii apei subterane. În secțiune transversală V-E, nivelul hidrostatic se regăsește, în vest, aproape de partea superioară a nisipului, iar în partea estică, la 1/3 din groismea stratului față de argila impermeabilă.

Limita superioară a stratului de argilă este considerată culcușul acviferului, iar zona vadoasă se extinde de la suprafața terenului până la nivelul hidrostatic.

4.2.4 Modelarea migrării contaminanților în zona vadoasă

Modelarea migrării poluanților se bazează pe conținuturile de produse petroliere totale, care se regăsesc în două zone ale amplasamentului (zona C2 și zona C3) în timp de 10 ani.

TPH (Total Petroleum Hydrocarbons) – produse petroliere totale este un termen utilizat pentru descrierea unei familii largi de compuși chimici, care provin din țiței. Petrolul brut este folosit pentru fabricarea produselor petroliere, care pot contamina mediul. Concentrațiile acestor substanțe chimice nu se măsoară separat, deoarece sunt numeroase și nu este practic. Este utilă măsurarea cantității totale de THP dintr-un loc.

THP este un amestec de substanțe chimice, formate, în principal, din hidrogen și carbon, denumite hidrocarburi. Acestea se împart în două categorii, numite fracțiuni de hidrocarburi. Unele substanțe care se găsesc în THP sunt: hexan, benzen, toluen, xilen, naftalină, fluoren, uleiuri minerale și alte componente ale benzinei. Cu toate acestea, probele de THP conțin numai câteva sau un amestec din aceste substanțe.

Au fost observate conținuturi care depășesc pragul de alertă în zona C3 (1000 mg/kg.s.u.) și conținuturi care depășesc pragul de intervenție în zona C2 (2000 mg/kg.s.u.).

Evaluarea curgerii unidimensionale a apelor subterane și a migrării contaminanților în zona vadoasă s-a realizat cu programul UnSat Suite.

Modelul VS2DT (Variably Saturated 2D Flow and Transport Model) este un model care aplică metoda diferențelor finite în mediul poros. Acesta se bazează pe ecuația lui Richard și descrie transportul diferiților contaminanți în zona nesaturată.

Primul pas a fost stabilirea condițiilor de simulare a transportului contaminanților în zona vadoasă.

Modelul de echilibru ales pentru simularea transportului este de tip adsorbție liniară, cu funcția hidraulică van Genuchten. În același timp, simularea ia în calcul și evapotranspirația, care are o valoare de 88,32 mm/an. Timpul maxim de simulare ales este de 3650 de zile.

Următorul pas a fost crearea profilelor. Au fost create două profile transversale în zonele C2 și C3. Acestora li s-au atribuit adâncimile fiecărei formațiuni, reprezentative pentru zona respectivă și a fost introdus nivelul hidrostatic din baza zonei nesaturate/vadoase.

Fiecare strat conține un set de parametrii specifici (conductivitate hidraulică, porozitate, coeficient de înmagazinare, umiditate volumică, parametrul van Genuchten).

Parametri mediului poros din zona vadoasă

Sol

Saturated Hydraulic Conductivity – conductivitatea hidraulică este un parametru global al capacității de circulație a apelor subterane prin terenuri permeabile;

Specific Storage – capacitatea de înmagazinare este rezultatul interacțiunii dintre terenul permeabil și apă, care se determină pe baza caracteristicilor elastice ale apei și ale matricii minerale și pe baza schimbărilor de presiune. Coeficientul de înmagazinare este adimensional. Se notează cu S și are valoarea:

Porosity – porozitatea unui teren reprezintă raportul dintre porii și golurile din curpinsul unui volum;

Residual moisture content – umiditatea volumică reziduală sau ireductibilă este conținutul de apă pentru care gradientul d/dh devine zero, unde este umiditatea volumetrică, iar h este presiunea capilară de drenaj;

Alpha'(van Genuchten) – parametrul van Genuchten m este parametrul elementar din curba presiune-umiditate;

Argilă nisipoasă

Saturated Hydraulic Condictivity : ;

Specific Storage: ;

Porosity:

Residual moisture content: ;

Alpha'(van Genuchten): .

Nisip fin

Saturated Hydraulic Condictivity : ;

Specific Storage: ;

Porosity:

Residual moisture content: ;

Alpha'(van Genuchten): .

Nisip grosier

Saturated Hydraulic Condictivity : ;

Specific Storage: ;

Porosity:

Residual moisture content: ;

Alpha'(van Genuchten): .

Argilă

Saturated Hydraulic Condictivity : ;

Specific Storage: ;

Porosity:

Residual moisture content: ;

Alpha'(van Genuchten): .

Următorul pas constă în definirea parametrilor de transport. A fost selectat cazul simulării transportului în zona nesaturată cu adsorbție liniară (în care sunt simulate dispersivitate longitudinală, difuzia moleculară, densitatea și adsorbția liniară) și cu funcția hidraulică van Genuchten.

Parametri de transport în zona vadoasă:

Sol

Alpha L – dispersivitatea longitudinală a mediului poros este factorul principal în răspândirea contaminanților într-un sistem. Efectul dispersivității longitudinale este esențial pentru descrierea primei sosiri a contaminantului într-un punct;

Dm (Molecular Diffusion) – difuzia moleculară descrie mișcarea solutului în apă, dintr-o zonă cu concentrație mare într-o zona cu concentrație mică;

Bulk density – densitatea fazei solide rerepzintă raportul dintre masa și volumul acesteia;

Kd (linear adsorbtion) – coeficientul de distribuție la echilibru reprezintă panta graficului C* în funcție de C, unde C* este concentrația absorbită, iar C este concentrația soluției.

Argilă nisipoasă

Alpha L: ;

Dm (Molecular Diffusion): ;

Bulk Density:

Kd (linear adsorbtion):

Nisip fin

Alpha L: ;

Dm (Molecular Diffusion): ;

Bulk Density:

Kd (linear adsorbtion):

Nisip grosier

Alpha L: ;

Dm (Molecular Diffusion): ;

Bulk Density:

Kd (linear adsorbtion):

Argilă

Alpha L: ;

Dm (Molecular Diffusion): ;

Bulk Density:

Kd (linear adsorbtion):

Condițiile inițiale redau un profil de echilibru al apei subterane și o concentrație uniformă a contaminanților. Timpul de simulare a fost ales 3650 de zile.

Condițiile la limită sunt împărțite în condiții la partea superioară și condiții la partea inferioară. Condițiile la partea superioară sunt de transport și de curgere. Cele de curgere sunt de tip flux, iar cele de transport sunt specificate pentru fiecare interval de timp. Condițiile de curgere la partea inferioară sunt de tip limită impermeabilă, iar cele de transport prezintă concentrații de 1000 mg/kg.s.u. în zona C2 și de 500 mg/kg.s.u. în zona C3. Pentru toate aceste condiții, a fost specificat timpul total de simulare de 3650 de zile.

Ultimul pas constă în rularea modelului și vizualizarea graficelor rezultate.

Pentru zona C2, se poate observa o scădere a conținutului de produse petroliere totale la 92 cm adâncime față de 2868 cm adâncime. În timp de 10 ani, la adâncimea de 92 de centimetri, unde s-a făcut prima măsurare, s-a observat scăderea treptată a conținutului, de la 2000 mg/kg.s.u., cât s-a scurs inițial, la 1000 mg/kg.s.u., până ce poluantul ajunge la nivelul hidrostatic al acviferului freatic, datorită curgerii gravitaționale.

Pentru zona C3, au fost obținute rezultate asemănătoare.

Rezultatele obținute indică o zonă vadoasă afectată de lucrările realizate pentru ecologizarea zonei rezervoarelor de combustibil, în care potențialul de sucțiune scade cu adâncimea, lucru ce favorizează migrarea în adâncime a produselor petroliere.

AICI DOUA FIGURI PENTRU CELE DOUA ZONE (C2 SI C3) CARE SA ARATE ASA cu rezultatele obtinute:

4.2.5 Modelarea migrării contaminanților în zona saturată

Valorile determinate au indicat creșterea conținutului de hidrocarburi petroliere totale în sensul direcției de curgere a aplelor subterane.

4.2.5.1 Modelarea condițiilor în cazul unei sarcini constante

MT3DMS este un model numeric tridimensional, folosit pentru simularea transportului solutului în medii hidrogeologice complexe. Acesta este capabil să modeleze advecția în fluxuri tranzitorii complexe, dispersia anizotropică și reacții chimice ale constituenților dizolvați în sistemele de apă subternană. MT3DMS este folosit în conjucție cu MODFLOW într-o simulare a curgerii și a transportului în doi pași. Sarcinile piezometrice și fluxul sunt calculate de programul MODFLOW în timpul simulării curgerii și sunt formatate într-un fișier de ieșire. Acest fișier este citit de modelul MT3DMS și este utilizat ca un câmp de curgere pentru porțiunea de transport simulată.

Primul pas al modelării transportului contaminanților în zona saturată a fost observarea migrării contaminantului la o sarcină piezometrică în regim natural cu un gradient hidraulic constant. Datele despre contaminant se cunosc în doar două locuri, C2 și C3, care încep de la concentrațiile de 1000 mg/kg.s.u. și respectiv 500 mg/kg.s.u.

Modelul matematic pentru distribuția de THP a fost rulat pentru o perioadă de 6 ani.

Se observă că poluantul traversează o porțiune de doar 250 de metri în 5 ani, în cazul în care nu există foraje de pompare. Acest lucru a dus la simularea unei posibile metode de remediere, care constă în pomparea și tratarea apei subterane prin cele 10 foraje existente pe amplasament.

4.2.5.2 Modelarea migrării contaminanților în cazul extragerii apei din zona poluată

Al doilea pas a fost introducerea celor 10 foraje de pompare a apei în zona investigată, fiecare având un debit variabil, în funcție de poziționarea lor față de sursele de poluare. Astfel, forajele F4, F10, F5, F3 și respectiv F7 prezintă un debit mai mare de pompare, fiind amplasate în apropierea zonelor C2 și respectiv C3. Forajele din amonte de surse, au un debit mai mic de pompare.

Aceste foraje au rol de remediere a contaminantului în zona amplasamentului studiat.

În prima zi de când se începe curgerea în regim influențat, se observă că poluantul se regăsește în cele două zone contaminate, în concentrații mari.

Un parametru care joacă un rol important în migrarea contaminantului este coeficientul de distribuție, care, în acest caz, are o valoare de 1×10-7 1/mg/L. Dacă această valoare este modificată și devine mai mică, poluantul dispare în câteva zile, ceea ce nu este realist.

În cele două zone cu surse de poluare, au fost adăugate două foraje de observație, FC2 și FC3.

Tabelul 9: Descrierea parametrilor din forajele de observație FC2 și FC3

Se poate observa că, după un an de zile de la pornirea rețelei de pompare din foraje a contaminantului din cele două zone vizate, concentrațiile scad, însă o anumită parte se împrăștie în acvifer, din cauza fenomenelor de advecție și de dispersie.

După 6 ani de la pornirea grupului de pompare, se observă o scădere vizibilă a concentrației poluantului, cu mai puțin de 130 de mg/kg.s.u. în ambele zone inițial contaminante.

Figura 52: Variația concentrației contaminantului în timp pentru piezometrul de monitorizare FC2

În forajul de monitorizare FC2, după o perioadă de 1200 de zile, concentrația produselor petroliere totale scade până la valori mai mici de 50 mg/kg.s.u. Acest fapt se datorează curgerii apei subterane spre forajele de pompare F10 și F5, fiind, în aval, cele mai apropiate de zona amplasamentului C2 și având debite de 400 m3/zi și respectiv 250 m3/zi. Apa cu contaminantul este extrasă și tratată.

Figura 53: Variația concentrației contaminantului în timp pentru piezometrul de monitorizare FC3

Pe amplasamentul zonei C3, se observă produse petroliere totale în concentrații de 50-100 mg/kg.s.u. după 2190 de zile de pompare. În aval de aceasta zonă, există doar un foraj de pompare cu un debit de 300 m3/zi. Acest debit nu poate fi crescut, deoarece nivelul hidrostatic ar scădea până la nivelul culcușului acviferului.

Metode de remediere

Metodele de remediere ale zonei contaminate cu produse petroliere implică îndepărtarea sursei de poluare a apelor subterane, a solului impregnat cu produse petroliere din zona nesaturată, monitorizarea calității apei subterane din acvifer în aval de zona contaminată printr-un piezometru cu adâncimile până la aproximativ 20 m.

CONCLUZII

Amplasamentul studiat aferent gospodăriei de combustibili din incinta SC Electromontaj SA Fabrica de Stâlpi este localizată în Câmpia Bucureștiului, între Câmpia Snagovului la nord și Câmpia Câlnăului la sud.

Zona Bucureștiului prezintă valori ale vitezei vântului de 2-3 m/s și temperaturi medii anuale de 11C.

În partea centrală a Bazinului Dacic în arealul București, au fost separate trei grupuri: grupul de Olt-Vedea, grupul Optași-Cartojani și grupul de București. Grupul de București are în cuprinsul său patru formațiuni de interes studiului. Formațiunea de Mostiștea se regăsește în subsolul terasei din stânga Dâmboviței cu grosimea de 10-15 metri. Depozitele intermediare se dezvoltă între formațiunea de Mostiștea și formațiunea de Colentina și sunt reprezentate printr-o formațiune argiloasă-prăfoasă cu intercalații de nisipuri fine. Formațiunea de Colentina a fost depusă în ultima parte a Pleistocenului de râul Colentina, având o grosime variabilă între 3 și 7 metri. Formațiunea Loessului este ultima formațiune ca timp al acumulării și este constituită dintr-o succesiune de câteva strate de loess. Aceasta prezintă grosimi de la 1-2 metri până la 30 de metri.

În zona amplasamentului se dezvoltă o hidrostructură freatică, localizată în Pietrișurile de Colentina și nisipurile de Mostiștea din interfluviul Dâmbovița – Ialomița.

Amplasamentul studiat este localizat în partea superioară a hidrostructurii, la sud-vest de linia de cumpănă a acviferului freatic, care este alimentat prin infiltrații, cu o vulnerabilitate maximă la poluare, nefiind protejat la partea superioară de formațiuni impermeabile.

Direcțiile de curgere ale apei subterane sunt NE-SV, astfel încât apele subterane sunt drenate de râul Dâmbovița. Cotele hidroizohipselor sunt cuprinse între +65m și +75m. Adâncimile nivelului apelor subterane sunt între 16 și 20 de metri.

Modelul construit pentru migrarea pe verticală în zona vadoasă a produselor petroliere pe zona amplasamentului studiat permite formularea unor concluzii. Migrarea pe verticală este lentă, aceasta fiind monitorizată pe o perioadă de 10 ani, după care încă există produse petroliere în subsol. Sursa de producere a poluării este pe cale de epuizare. O parte a produselor petroliere migrate în zona vadoasă au ajuns în acviferul freatic și sunt antrenate prin advecție pe direcția NNE-SSV.

Pe amplasament, au fost observate scurgeri de combustibil în două zone (zona C2 și zona C3). În zona C2, conținutul produselor petroliere totale a depășit pragul de intervenție (2000 mg/kg.s.u.), iar în zona C3, conținutul produselor petroliere totale a depășit pragul de alertă (1000 mg/kg.s.u.).

Scopul acestei lucrări este modelarea transportului contaminantului THP în zona vadoasă și in zona saturată. Transportul în zona vadoasă are loc datorită curgerii unei faze lichide sau curgerii unei faze gazoase. Solul este un material complex, constituit din particule minerale de diferite mărimi și care conține materie organică în diferite proporții. Zona vadoasă este diferită de zona saturată prin faptul că în zona vadoasă aerul este prezent în spațiile poroase și apa din pori se află sub o presiune negativă, numită potențialul matricial, care este o funcție volumetrică a apei din sol.

Modelarea transferului contaminanților a constat în mai multe etape. Prima etapă a fost construirea unui model litologic al terenului din zona amplasamentului studiat, pentru care s-a folosit programul RockWorks16. Au fost observate cinci strate diferite, care cuprind zona vadoasă, zona saturată și culcușul impermeabil:

stratul de sol, cu o grosime aproximativ constantă pe toată suprafața investigată de 1,5 metri;

stratul de argilă nisipoasă, care prezintă grosimi mai mari în partea centrală a amplasamentului, având un maxim de 10 metri și un minim de 2 metri;

stratul de nisip fin, care se regăsește aproximativ sub aceeași formă ca argila nisipoasă, cu grosimea variind între 3 și 12 metri;

stratul de nisip grosier, care reprezintă și stratul acvifer, în care nivelul hidrostatic se regăsește, în partea vestică, apoximativ la limita superioară a stratului, iar, în partea estică, aproximativ la 1/3 din grosimea acviferului, față de partea inferioară. Acesta are grosimi variabile între 12 și 15 metri;

stratul de argilă, care are rol de ecran impermeabil la baza stratului acvifer.

A fost amplasată o rețea de 10 foraje în zona vizată, pe baza aproximărilor adâncimilor stratelor, din care au rezultat grosimile exacte ale formațiunilor geologice. Următoarea etapă a fost crearea hărții piezometrice pe baza datelor din foraje legate de adâncimea nivelului hidrostatic. În partea vestică a hărții, nivelul hidrostatic este constant cu adâncimea de 13 m, iar in partea estică, acesta are o valoare de 20 m. A fost calculat un gradient hidraulic mediu de 0,04.

Evaluarea curgerii unidimensionale a apelor subterane și a migrării contaminanților în zona vadoasă s-a realizat cu programul UnSat Suite. Modelul folosit de program, VS2DT (Variably Saturated 2D Flow and Transport Model) aplică metoda diferențelor finite în mediul poros. Rezultatele obținute au fost că, pe amplasamentul zonei C2, se observă o scădere a conținutului de produse petroliere totale, la adâncimea de 92 cm față de adâncimea de 2868 cm. În timp de 10 ani, la o adâncime mai mică, conținutul de THP scade treptat de la 2000 mg/kg.s.u. la 1000 mg/kg.s.u., până ce poluantul a ajuns la nivelul hidrostatic al acviferului freatic, datorită curgerii gravitaționale și datorită căilor preferențiale de curgere.

Modelarea migrării contaminantului în zona saturată s-a realizat cu programul Modflow. Acesta folosește un model numeric tridimensional, MT3DMS, care simulează transportul solutului în medii hidrogeologice complexe. Are capacitatea de a modela parametrii transportului, cum ar fi advecția, dispersia hidrodinamică și difuzia moleculară. Conținuturile de poluant care ajung în zonele C2 și C3 la nivelul hidrostatic sunt de 1000 mg/kg.s.u. și respectiv 500 mg/kg.s.u. În prima parte, s-a modelat migrarea contaminantului la o sarcină piezometrică în regim natural cu un gradient hidraulic unitar. După o perioadă de 6 ani de zile, s-a observat că produsele petroliere totale traversează o porțiune de 250 m. Acest lucru a dus la simularea unei posibile metode de remediere, care constă în pomparea și tratarea apei subterane prin cele 10 foraje existente pe amplasament. După simularea acestui caz, se observă că după 6 ani de zile, conținuturile de produse petroliere totale au scăzut sub valori de 100 mg/kg.s.u.

Metodele de remediere ale zonei contaminate cu produse petroliere implică îndepărtarea sursei de poluare a apelor subterane, a solului impregnat cu produse petroliere din zona nesaturată, monitorizarea calității apei subterane din acvifer în aval de zona contaminată printr-un piezometru cu adâncimile până la aproximativ 20 m.

BIBLIOGRAFIE

Scrădeanu D., Gheorghe A., "Hidrogeologie Generală", 2007, editura Universității din București

Fetter C. W., "Contaminant Hydrogeology", 1993

Liteanu E., Murgeanu G., Harta geologică scara 1:200000 L-35-XXXIII+K-35-III, foaia 44. București, 1966

Planul Actualizat de Management al Spațiului Hidrografic Argeș-Vedea, 2016-2021

Zamfirescu F., "Elemente de bază în dinamica apelor subterane", 1997, editura Didactică și Pedagogică

Mutihac V., Stratulat I., Fechet R., "Geologia României", 2004

Simcore Software, "Processing Modflow: An Integrated Modeling Environment for the Simulation of Groundwater Flow, Transport and Reactive Process", 2012

Waterloo Hydrogeologic Inc, "Visual Modflow Flex", 2019

Waterloo Hydrogeologic Inc, "User's Manual for WHI UnSat Suite", 2004

Alexandris S., Stricevic R., Petkovic S., "Comparative analysis of reference evapotranspiration form the surface of grass in central Serbia, calculated by six empirical methods against the Penman-Monteith formula", 2008

Duriez S., "On the use of Groundwater Contaminant Transport Modelling in Risk Assesments", 2005

https://help.rockware.com/rockworks17/WebHelp/lithology_v_stratigraphy.htm

https://www3.epa.gov/region1/eco/uep/tph.html

Latest News

Clima