MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD
Bakalářská práce
Brno 2012
Martin Šrámek
MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD
Vyhodnocení propojení hluboké a mělké zvodně na příkladu lokality Benátky nad Jizerou
Bakalářská práce
Martin Šrámek
Vedoucí práce: Mgr. Tomáš Kuchovský, PhD
Brno 2012
Bibliografický záznam Autor:
Název práce:
Martin Šrámek Přírodovědecká fakulta, Masarykova univerzita Ústav geologických věd Vyhodnocení propojení hluboké a mělké zvodně na příkladu lokality Benátky nad Jizerou
Studijní program:
Bakalářský studijní program
Studijní obor:
Geologie
Vedoucí práce:
Mgr. Tomáš Kuchovský, PhD
Akademický rok:
2011/2012
Počet stran:
26
Klíčová slova:
čerpací zkouška; hydraulické parametry; transmisivita; storativita; hydraulická vodivost; kolektor; poloizolátor
Bibliographic Entry Author
Title of Thesis:
Martin Šrámek Faculty of Science, Masaryk University Department of Geological Sciences Determination of the leakage between aquifers at site Benátky nad Jizerou
Degree programme:
Bachelor degree
Field of Study:
Geology
Supervisor:
Mgr. Tomáš Kuchovský, PhD
Academic Year:
2011/2012
Number of Pages:
26
Keywords:
pumping test; hydraulic parameters; transmissivity; storativity; hydraulic conductivity; leaky aquifer; aquitard
Abstrakt V této bakalářské práci byly vyhodnoceny výsledky čerpací zkoušky na hydrogeologickém vrtu. Byly stanoveny základní hydraulické parametry kolektoru a poloizolátoru. Dále bylo vyhodnoceno mezivrstevní přetékání mezi křídovým a kvartérním kolektorem.
Abstract These bachelor thesis deals with the pumping test performed on hydrogeological borehole, which penetrates leaky confined aquifer. Basic hydraulic parameters of aquifer and aquitard were determined by Hantush method.
Poděkování Za odbornou pomoc bych chtěl poděkovat svému školiteli Mgr. Tomáši Kuchovskému, Ph.D, který mi poskytl cenné rady a připomínky. Dále bych chtěl poděkovat firmě Lidařík, s.r.o. za poskytnutí výchozích dat a celé moji rodině, bez které by tato práce nevznikla.
Prohlášení Prohlašuji, že jsem svoji bakalářskou práci vypracoval samostatně s využitím informačních zdrojů, které jsou v práci citovány.
Brno 15. dubna 2012
……………………………… Jméno Příjmení
Obsah: 1. Úvod a cíle práce
1
2. Přírodní poměry
1
2.1 Lokalizace
1
2.2 Geomorfologické poměry
1
2.3 Klimatické poměry
2
2.4 Geologické poměry
2
2.5 Hydrogeologické poměry
6
2.6 Hydrologické poměry
9
3. Metodika 3.1 Čerpací zkouška
9 9
3.2 Hydraulické parametry
12
3.3 Pracovní postup
14
4. Výsledky
16
5. Diskuse
18
6. Závěr
20
7. Použitá literatura
21
8. Přílohy
22
1. Úvod a cíl práce Tématem bakalářské práce je vyhodnotit čerpací zkoušku na lokalitě Benátky nad Jizerou a vyhodnotit základní hydraulické charakteristiky testovaného kolektoru, jimiţ jsou transmisivita, storativita a hydraulická vodivost. Následným cílem je kvantifikovat charakter propojení hluboké zvodně v křídových sedimentech s mělkou zvodní v kvartérních fluviálních sedimentech řeky Jizery a popsat charakteristiky mezilehlého izolátoru .
2. Přírodní poměry 2.1 Lokalizace Benátky nad Jizerou leţí ve Středočeském kraji, v okresu Mladá Boleslav na řece Jizeře, přibliţně 30 km severovýchodně od Prahy poblíţ rychlostní silnice R10.
Obr. 1. Schématická mapa České republiky s vyznačenou polohou Benátek nad Jizerou.
2.2 Geomorfologické poměry Oblast Benátek nad Jizerou se nalézá v Košátecké tabuli, která tvoří střední a západní část Dolnojizerské tabule. Je tvořena členitou pahorkatinou o rozloze 298,99 km2 s průměrnou nadmořskou výškou 235,9 m. a sklonem 1o57´, rozprostírající se v povodí Jizery, Košáteckého potoka a Pšovky. Nejvyšším bodem Košátecké tabule je Kurfirstský vrch s 303 m. n. m. Pahorkatina je převáţně tvořena středoturonskými písčitými slínovci, prachovci, 1
slínovci, spongility, křemennými a vápnitými pískovci, na kterých se dnes nalézají relikty pliocenních a staropleistocenních plošin v podobě svědeckých pahorků a odlehlíků, jako výsledek následných geologických činitelů. Nesouměrná údolí, většinou bez stálých vodních toků sledují převáţně sudetský směr (Demek et al. 2006).
2.3 Klimatické poměry Zájmová oblast se nalézá v klimatickém regionu T 2, který se vyznačuje dlouhým, teplým a suchým létem s průměrnou teplotou 18 – 19 C v červenci, krátkým přechodným obdobím a krátkou mírně teplou a suchou zimou. Nejstudenějším měsícem je leden s průměrnou teplotou -2 aţ -3 C. Sráţkový úhrn činní 550 – 700 mm (Quitt 1971).
2.4 Geologické poměry Z regionálně-geologického hlediska leţí město Benátky nad Jizerou v oblasti známé jako česká křídová pánev. Česká křídová pánev se rozprostírá v severní polovině českého masivu na území o rozloze 146 000 km2 a v délce 290 km od města Dráţďany aţ na severozápadní Moravu (obr. 2). Poněvadţ jsou okraje české křídové pánve bez známek okrajových uloţenin, můţeme z toho usuzovat o původních rozměrech pánve, která „zasahovala až k tehdy nízké elevaci Brd, Hřebenů a východněji do Posázaví“ (Chlupáč et al. 2002). Podloţí české křídové pánve je tvořeno převáţně krystalinickými jednotkami proterozoického stáří, ordovikem a permokarbonem. Samotné pánevní sedimenty se ukládaly ve svrchní křídě, od spodního cenomanu do santonu. Sedimenty jsou uloţeny v téměř horizontální poloze, či mírně ukloněny. Nejsou nijak významně zvrásněny, ale jsou postiţeny zlomy, jako následek saxonské tektogeneze (Chlupáč et al. 2002).
2
Obr. 2. Schématická geologická mapa české křídové pánve (Čech 1989 non vidi fide Chlupáč et al. 2002)
Vlastní pánev se rozděluje dle horninové výplně do několika souvrství (obr. 3).
Obr. 3. Stratigrafické schéma české křídové pánve (Herčík et al. 1999). 1- slepence; 2 – pískovce s vloţkami jílovců; 3 – pískovce; 4 – cyklické střídání slepenců, pískovců a jílovců; 5 – prachovce; 6 – vápnité jílovce
3
s vloţkami pískovců; 7 – vápnité jílovce aţ biomikritové vápence; 8 – rohatecké vrstvy; 9 – slínovce (opuky); 10 – bioklastické vápence; 11 – glaukonitické obzory na hiátových plochách.
Nejstarší
stratigrafickou
jednotkou
je
perucko-korycanské
souvrství,
které
sedimentovalo v průběhu celého cenomanu. Souvrství dělíme do dvou vzájemně odlišných vrstev: perucké vrstvy a korycanské vrstvy. Perucké vrstvy jsou tvořeny sladkovodními uloţeninami o mocnostech okolo 60 m, v ideálním případě se jedná o cykly tvořené křemennými slepenci, pískovci s přechody do prachovců a jílovců. Nálezy uhelných proplástek, například na praţském Petříně, nám jsou důkazem bohaté flóry. „Perucké vrstvy se obecně charakterizují jako sladkovodní, i když v nich lze prokázat mořské vlivy (např. výskyt slanomilných rostlin a místy i mořské mikrofauny)“ (Chlupáč et al. 2002). Korycanské vrstvy, které dokládají cenomanskou mořskou transgresi, volně navazují na perucké vrstvy. Ale mohou do nich i přecházet, poněvadţ transgrese nebyla jednorázovým aktem, ale probíhala v několika fázích. Průměrná mocnost se pohybuje okolo 20-60 m. Typickou horninovou náplní jsou pískovce s kaolinickou matrix s polohami slepenců a ve vyšších polohách i prachovců. V bělohorském souvrství následuje poloha vápnitých šedozelených glaukonitických jílovců s mocností 10-50 cm s obsahem valounků křemene, hlíz fosfátů a fosfatizovaných organických zbytků. Tato poloha ostře nasedá na korycanské vrstvy a vyznačuje stratigrafický hiát. Bělohorské souvrství sedimentuje od spodního turonu do poloviny středního turonu. Během této doby dochází k dalšímu rozšíření a prohloubení pánve. Horniny, které vytváří toto souvrství, jsou především opuky (světle šedé a ţlutavé slínovce s prachovou příměsí a kalcifikovanými jehlicemi mořských hub) a v severních částech pánve křemenné kvádrové pískovce. Následující stratigrafickou jednotkou je jizerské souvrství sedimentující od středního turonu aţ téměř do poloviny svrchního turonu. Plošný rozsah pánve se opět zvětšil a v místech vzdálenějších od zdroje písčitého materiálu se i nadále usazují opuky, vápnité jílovce a slínovce. V oblastech snosu, které byly blíţe výchozí zdrojové oblasti, se usazují písky a vytvářejí mocná tělesa kvádrových pískovců s mocností aţ 400 m. Dnes se tato pískovcová facie náleţitě podílí na krásách skalních měst např. v Českosaském Švýcarsku, či na Broumovsku.
4
Teplické souvrství začíná opět stratigrafickým hiátem, na který nasedá poloha tvořená jílovitým vápencem s glaukonitem, fosfátovými hlízkami a fosfatizovanými organickými zbytky tzv. koprolitová vrstvička. Teplické souvrství sedimentovalo od nejsvrchnějšího turonu do spodního coniaku, v období, kdy byl rozsah pánve pravděpodobně největší. Ukládají se především slínovce, v okrajové časti pánve podél luţického a vnitrosudetského zlomu se ukládají nadále pískovce. „Ve svrchní části souvrství lze za samostatný člen pokládat vrstvy rohatecké“ (Chlupáč et al. 2002), tvořeny slínovci a jílovci se silně silicifikovanými polohami. Nejmocnější jednotkou i přes silně erozí redukovanou část pánevní výplně je březenské souvrství s mocností kolem 500 m. Sedimentace probíhala od středního coniaku do nejspodnějšího santonu. Kvůli zrychlenému klesání pánevního dna a následnou reorganizací, dochází k faciálnímu rozrůznění. V centru pánve se i nadále usazují facie vápnitých jílovců a slínovců, zatímco na okrajích se rozšiřují facie kvádrových pískovců. Přechodný typ facie se vyznačuje střídajícími vrstvami vápnitých jílovců a prachovců (sedimenty pánevního vývoje) s vloţkami pískovců, které se dle Valečky (1988) dají vysvětlit jako uloţeniny velkých mořských bouří tzv. tempestity, které jsou nejlépe vyvinuty v kralickém příkopu. Posledním souvrstvím české křídové pánve je souvrství merboltické, které se díky překrytí terciálními vulkanity v Českém středohoří dochovalo v podobě denudačních zbytků. Jsou tvořeny méně zpevněnými regresními uloţeninami, jemně aţ středně zrnitými pískovci s jílovitou hmotou (Chlupáč et al. 2002). Bohuţel toto souvrství v Benátkách n. Jizerou a jeho nejbliţším okolí není známo, stejnak jako terciérní vulkanismus, který je na území pánve zastoupen v Českém středohoří, či v Doupovských horách. Velmi významným geologickým fenoménem je v okolí Benátek nad Jizerou během kvartéru (moţná i v nejsvrchnějším pliocénu) řeka Jizera. Erozní a akumulační schopnosti toku, spojené s tvorbou terasových stupňů, měly významný podíl na geomorfologickém vývoji oblasti. Fluviální terasy, tvořené písky aţ písčitými štěrky, vznikaly od pliocénu do svrchního pleistocénu. Neméně významné pokryvy tvoří spraše a sprašové hlíny. Mimo jiné se zde můţeme setkat i s periglaciálními jevy, jako je mrazové zvíření, soliflukce či mrazové klíny, nejen v pleistocenních uloţeninách ale i v křídových (Hradecká, Holásek, Havlíček in Müller et al. 2001).
5
2.5 Hydrogeologické poměry Hydrogeologie české křídové pánve se dělí podle stylu zvodnění na tři části; západní, centrální a východní část. Na styl zvodnění mají největší vliv morfologie povrchu, geologická stavba a litologický charakter pánevní výplně, „které v souhrnu určují velikost infiltračních ploch, geometrii filtračního prostoru a spolu s velikostí infiltrovaného podílu srážek podmiňují rozdílnou intenzitu oběhu a velikost zásob podzemní vody“ (Herčík et al. 1999). Kaţdá část se dělí do několika bilančních celků, které jsou od sebe odděleny nejčastěji rozvodnicemi povrchových a podzemních vod popřípadě zlomy, či vyklíněním kolektoru. Bilanční celky se dále dělí na hydrogeologické rajóny, které vycházejí z okrajových podmínek vodohospodářsky významných kolektorů (obr. 4).
Obr. 4. Základní členění křídové pánve (Herčík et al. 1999). 1 – hranice bilančních celků, 2 – západní část pánve, 3 – centrální část pánve, 4 – východní část pánve.
Studované území Benátky n. Jizerou leţí v bilančním celku 2, (na obr. 4. je označen symbolem bc2), v západní části pánve. Tento bilanční celek je tvořen nejen křídovými sedimenty, ale pro lepší bilanci celku i předkřídovými horninami podél luţického zlomu.
6
Zaujímá plochu 1387 km2 a dělí se do tří hydrogeologických rajónů; 441 – jizerský turon, 442 – jizerský coniak a 443 – jizerský izolátor. Na západě je ohraničen rozvodnicí podzemních vod kolektoru C. Na severovýchodě je hranice tvořena orografickou rozvodnicí mezi Jizerou a Ploučnicí, stejnak jako na jihovýchodě, kde je rozvodnice vedena mezi povodím Jizery, Mrliny a Cidliny. Východní okraj je tvořen linií, kde mocnost kolektoru C dosahuje mocnosti menší neţ 10 metrů. V bilančním celku 2 jsou vyvinuty tři samostatné křídové kolektory, oddělené mocnými izolátory. Nejspodnější, neboli bazální kolektor A, který je vázán na perucko-korycanské souvrství, kolektor C na jizerské souvrství a kolektor D na teplické a březenské souvrství. Na relativně nepropustné podloţí tvořené permskými horninami, krystalinikem proterozoického stáří a granitoidy nasedají jemnozrnné aţ hrubozrnné pískovce, při bázi i slepence a jílovité polohy, perucko-korycanského souvrství ve kterých je vyvinut kolektor A. Mocnost kolektoru je 30-80 metrů s puklinově průlinovou propustností. Stropní izolátor je tvořen slínovci, biomikritickými vápenci a vápnitými jílovci bělohorského souvrství a spodní částí jizerského souvrství, který způsobuje napjatou hladinu podzemní vody v kolektoru. K napájení kolektoru dochází nejen v 1-2 km širokém pruhu podél luţického zlomu, kde doprovodné poruchy umoţňují komunikaci s kolektorem C, ale pravděpodobně v celé SZ a Z části bilančního celku s výjimkou údolí Jizery a dolních částí povodí, kde má kolektor A pozitivní piezometrickou úroveň. K odvodnění dochází do toku Jizery v úseku Turnov-Mladá Boleslav, dále na jih dle konfigurace hydroizopiez směřuje proud podzemní vody do Labe. Kolektor C je vyvinut v pískovcích jizerského souvrství. Spodní izolátor je tvořen nepropustnými slínovci spodní části jizerského a bělohorského souvrství oddělující kolektor C od kolektoru A. „Izolaci potvrzuje odlišné chemické složení podzemních vod obou kolektorů i jejich rozdílné úrovně hladin podzemních vod“ (Herčík et al. 1999). Stropní izolátor je vyvinut ve východní časti bilančního celku a je tvořen nepropustnými aţ polopropustnými vápnitými jílovci a slínovci teplického a březenského souvrství, které způsobují napjatost hladiny podzemní vody. Lokální napětí se také projevuje v oblastech drenáţních bází, vlivem slabě propustného pokryvu kvartérních sedimentů. V západní části má kolektor C volnou hladinu. Mocnost kolektoru s puklinově-průlinovou propustností dosahuje maxima ve středu bilančního celku, jedná se o hodnotu 170-190 m, směrem k okrajům klesá. Propustnost celkově klesá od západu k východu vlivem litofaciálního a tektonického vývoje. K napájení kolektoru C dochází díky infiltraci sráţek v západní části, zatímco ve východní, se kolektor napájí přetékáním z nadloţního kolektoru D. Pohyb a odvodnění podzemních vod ovlivňuje
7
tok Jizery a jejích přítoků. Filtrační nehomogenita se projevuje především ve variabilitě hydraulického sklonu, neţli v ovlivňování pohybu podzemních vod. Na základě hydraulického sklonu lze v tomto bilančním celku kolektoru C vymezit tři oblasti. Severní část (povodí Mohelky a Zábrdky) s největšími piezometrickými sklony, způsobené vysokými sráţkami (704mm) a průměrnou hodnotou transmisivity, kolem 100-500 m2/d. Jihozápadní část (povodí Bělé a Skalského potoka) se středními piezometrickými sklony, dané nízkými sráţkami (570mm) a nadprůměrnou transmisivitou (500-1000 m2/d). Třetí a poslední, východní část s napjatou hladinou podzemních vod a nejmenšími piezometrickými sklony. K odvodnění dochází především prostřednictvím kvartérních sedimentů do říční sítě, či v důsledku částečné nebo málo zastoupené úplné drenáţe. Kolektor D s průlinově-puklinovou propustností je vyvinut v pískovcích teplického a březenského souvrství v řadě erozí izolovaných výskytů, které jsou ohraničeny nulovou mocností pískovců na okrajích jednotlivých výskytů. Zvodněná mocnost kolektoru dosahuje v některých výskytech aţ k 100 m, ale většina kolektorů nepřesahuje mocnost zvodnění 30 m. Hladina podzemní vody je volná. K napájení kolektoru dochází výhradně infiltrováním sráţek, a to na celé ploše daného izolovaného výskytu. Směr proudění podzemní vody směřuje výhradně od centra ker k jejich okrajům a dále skrytými přírony do kvartérních uloţenin a menších potoků, kde oběh podzemní vody v kolektoru D končí (Herčík et al. 1999). Neméně významný je kolektor vyvinutý v kvartérních fluviálních sedimentech kolem řeky Jizery, především v jiţním toku od města Benátky n. Jizerou aţ po vesnici Sojovice. Kolektor je vyvinut v holocenních náplavech obsahující humózní jílovopísčité hlíny, které překrývají redeponovaný materiál würmské terasy tvořený středně aţ hrubě zrnitým písčitým štěrkem a ve spodní poloze jemnozrnným pískem s hrubým štěrkem při bázi, v němţ valouny dosahují velikosti 10-25 cm. Mocnost tohoto kolektoru se pohybuje kolem 7-9 m. I přes relativně nepropustné podloţí tvořené vápnitojílovitými, slinitými a vápnitými pískovci jizerského souvrství, má přímou hydraulickou spojitost s průlinovo-puklinovým kolektorem C vyvinutý v jizerském souvrství. Kvartérní kolektor s průlinovou propustností také přímo komunikuje s povrchovým tokem Jizery, nejenţe směr proudění podzemní vody je téměř souhlasný s povrchovým tokem, ale při normálních a vyšších stavech vody v povrchovém toku je povrchová voda infiltrována břehovou a dnovou infiltrací do fluviálních sedimentů, naopak při niţších stavech je voda z kolektoru drénována (Zelinka in Müller et al. 2001).
8
2.6 Hydrologické poměry Říční síť v bilančním celku 2 je odvodňována řekou Jizerou. Základní hydrogeologické odlišnosti v povodí jsou dány právě touto řekou. Pravobřeţní část povodí je odvodňována Mohelkou, Zábrdkou a Bělou s vysokým a relativně stálým specifickým odtokem podzemních vod okolo 4,5 l/s/km2. Přestoţe vodní toky neprořezávají na bázi kolektor C, který je drénován pouze řekou Jizerou jiţně od Benátek, dle konfigurace hydroizohyps se významně podílejí na jeho odvodnění. V sušších měsících proto nedochází ke sníţení hladiny toků a tím výrazně napomáhá ke stálosti a vyrovnanosti povodí. Oproti tomu levobřeţní část, odvodňována Libuňkou, Ţehrovkou a Kněţmostkou má specifický odtok podzemních vod pouze 1,8 l/s/km2. Zodpovědnost za tuto anomálii nese malé zastoupení písčitých sedimentů na povrchu, které jdou ruku v ruce s infiltračními a akumulačními schopnostmi. Koeficient infiltrace má v z. části povodí Jizery hodnotu 0,22, zatímco ve východní části pouze 0,11, přičemţ průměr pro křídovou pánev je 0,15. Toto významné převýšení průměru nám dokládá velmi příznivé podmínky pro tvorbu podzemních vod v této části bilančního celku (Herčík et al. 1999).
3. Metodika 3.1 Čerpací zkouška Hydrodynamické zkoušky jsou prováděny in situ za účelem získání hydrogeologických parametrů zvodněného kolektoru. Takto získaná vstupní data jsou nejpřesnějším odrazem lokálních hydrogeologických poměrů, se kterými můţeme nadále pracovat. Hydrodynamické zkoušky lze rozdělit na zkoušky přítokové, nálevové, vtlačovací, expresní a jiné speciální zkoušky. Mezi přítokové zkoušky, kterou můţeme dále dělit do několika skupin a podskupin, patří zkouška stoupací, tak i dnes nejvíce rozšířená a hojně vyuţívaná zkouška čerpací, kdy je tekutina odebírána ze zkušebního objektu čerpáním (Jetel 1982). Vyhodnocení čerpací zkoušky můţeme provádět v reţimu ustáleného proudění, spočívající v čerpání vody z vrtu aţ do času, kdy nedochází k dalšímu sníţení hladiny. Tato 9
zkouška se v dnešní době pouţívá méně, z důvodu časové i finanční nákladnosti, a tak má význam spíše z historického hlediska. I proto se dnes většina čerpacích zkoušek vyhodnocuje v reţimu neustáleného proudění, kdy je voda v době trvání zkoušky v neustáleném reţimu a je uvolňována ze zásobnosti kolektoru. Pro čerpací zkoušku při neustáleném reţimu vyvinul v roce 1935 Theis řešení rovnice neustáleného proudění k vrtu na základě analogie s šířením tepla. U Theisova řešení se neinterpretuje závěrečné sníţení, jako při ustáleném reţimu, ale průběh sníţení v čase. Pro úspěšné aplikování je zapotřebí dodrţet následující předpoklady:
-
proudění je laminární a je popsáno Darcyho zákonem
-
voda je uvolňována ze zásobnosti okamţitě při sníţení hydraulické výšky
-
kolektor je homogenní, izotropní a má konstantní mocnost
-
horizontální rozsah kolektoru je nekonečný
-
zvodeň je před čerpáním v klidu, tedy není v ní ţádné proudění
-
hodnoty sníţení jsou měřeny v pozorovacích vrtech. Počáteční podmínka je konstantní hydraulická výška h0 v čase nula před čerpáním. Okrajové podmínky jsou: nulové sníţení v nekonečné vzdálenosti od vrtu a konstantní
čerpané mnoţství Q (Šráček a Kuchovský 2003). Základní tvar Theisovy rovnice je
s
Q 4 T
W u
(1)
kde Q je čerpané mnoţství, T je transmisivita a studňová funkce W(u) charakterizuje závislost bezrozměrného sníţení na bezrozměrném čase. Jedná se o exponenciální integrální funkci, vyjádřenou jako součet nekonečné řady. Hodnoty je moţno vyčíst z přílohy. 8.1. Theisova metoda je modifikována pro tři různé metody v závislosti na sníţení času, vzdálenosti či obou dvou veličin najednou. První a nejčastěji vyuţívanou je: a) Metoda snížení – čas -
interpretuje se log sníţení proti log času.
10
-
platí pro jeden pozorovací vrt, vzdálený od čerpacího vrtu r, ve kterém bylo sníţení s měřeno v různých časech t.
b) Metoda snížení – vzdálenost -
interpretuje se log sníţení proti log vzdálenosti.
-
platí pro více pozorovacích vrtů, vzdálených od čerpacího vrtu různé vzdálenosti r, ve kterých bylo sníţení s měřeno ve stejném čase t od zahájení čerpání.
c) Metoda snížení – čas/vzdálenost -
interpretuje se log sníţení proti log podílu času a čtverci vzdálenosti.
-
platí pro více pozorovacích vrtů, vzdálených od čerpacího vrtu různé vzdálenosti r, ve kterých bylo sníţení s měřeno v různých časech t od zahájení čerpání. Speciálním případem muţe být proudění k vrtu s přetékáním. Mnoho napjatých zvodní
nemá absolutně nepropustné hranice a můţe u nich docházet k přetékání z okolních kolektorů přes poloizolátory. Existenci mezivrstevního přetékání zjistíme vynesením dat čerpací zkoušky v semilogaritmickém grafu sníţení / log t a po určité době se začne měnit sklon přímky, aţ je sklon přímky nulový a přímka je rovnoběţná s osou x, s je rovno nule. Tento tvar křivky je typický nejen pro mezivrstevní přetékání, ale i pro vliv okrajové podmínky 1. druhu např. toku, jezera atd., kde hraje roli vliv dotace z kolektoru. Vzájemné odlišení je moţné po zohlednění geologické situace a získání potřebných hydrogeologických dat. Základní rovnice proudění ve zvodni s mezivrstevním přetékáním je
2 h 1 h S p h s . . 2 2 r r r T t B
(2)
Řešení této rovnice se nazývá řešení Hantushe a Jacoba. Podmínky jsou stejné jako u Theisova řešení a navíc k nim přistupují následující podmínky: -
proudění v poloizolátoru je vertikální a je úměrné sníţení v kolektoru
-
hydraulická výška v sousedním kolektoru, který je zdrojem vody, je konstantní 11
-
zásobnost poloizolátoru je zanedbatelná.
Řešení Hantushe a Jacoba je:
s
Q r .W u , 4. .T B
(3)
význam jednotlivých parametrů je stejný jako u Theisova řešení a hodnoty funkce W (u, r/B) pro různé hodnoty parametru r/B jsou v příloze. 8.2. Z grafu vyplývá, ţe pro hodnotu r/B = 0 dostaneme Theisovo řešení. Hydraulickou vodivost poloizolátoru určíme podle vztahu:
T .b.r / B K r2
2
(4)
mnoţství vody přitékající z čerpaného kolektoru potom jako:
qkol = Q – qpřet
(5)
a mnoţství vody z přetékání:
q přet = k´(h0-h)/b´ = k´(s/b´)
(6)
kde k´ je hydraulická vodivost poloizolátoru, s je sníţení hladiny napjaté zvodně v kolektoru a b´ značí mocnost poloizolátoru (Šráček a Kuchovský 2003).
3.2 Hydraulické parametry Hydraulické charakteristiky zvodněných formací dělíme na charakteristiky odporové, kapacitní a kapacitně-odporové. Odporové charakteristiky charakterizují schopnost formace propouštět kapaliny, kapacitní charakteristiky vyjadřují schopnost kapaliny akumulovat a uvolňovat a kapacitně-odporové charakteristiky popisují rychlost šíření hydraulických vzruchů ve zvodněných formacích (Šráček a Kuchovský 2003). Mezi základní odporové charakteristiky patří transmisivita T (L2/T, běţně v m2/s). Ta je součinem hydraulické vodivosti a saturované mocnosti kolektoru:
12
T = k.b
(7)
kde b je mocnost kolektoru v (m). Tento parametr zohledňuje vliv mocnosti formace na průtok, protoţe při stejné hodnotě hydraulické vodivosti protéká větší objem kapaliny formací o vyšší mocnosti. V našem případě byla transmisivita vypočítána pomocí následujícího vztahu:
T
Q r W u, 4. .s B
(8)
kde Q je čerpané mnoţství, s odečteme pomocí vztaţného bodu z grafu log(h0-h)/log t a hodnotu W(u, r/B) z přílohy. 8.2. Neméně důleţitou odporovou charakteristikou je hydraulická vodivost, která se dá vyjádřit jako podíl transmisivity a mocnosti kolektoru,
(9) kde k je hydraulická vodivost, T je známá hodnota transmisivity a b je mocnost zvodněného kolektoru v metrech (Šráček a Kuchovský 2003). Základní kapacitní charakteristikou je storativita S neboli zásobnost. Jedná se o objem vody, který je uvolněn z hranolu jednotkového objemu kolektoru o jednotkové základně při jednotkovém sníţení hydraulické výšky. Je to bezrozměrný parametr (objem/objem). Pruţná zásobnost Sp se pak vztahuje k napjaté zvodni, u které dochází při sníţení hydraulické výšky k částečnému přeskupení zrn pevné fáze a k zvětšení objemu vody (Šráček a Kuchovský 2003). V našem případě byla storativita vypočítána pomocí následujícího vztahu:
4.u.T .t Sp r2
(10)
kde u odečteme z přílohy. 8.2, t odečteme pomocí vztaţného bodu z grafu log(h0-h)/log t a r je vzdálenost pozorovacího vrtu od vrtu čerpaného.
13
3.3 Pracovní postup Firmou
Lidařík,
s.r.o.
byla
provedena
hydrodynamická
zkouška
na
jímacím
hydrogeologickém vrtu s označením BK – 1 na pozemku p. č. 365/30 k. ú. Nové Benátky v areálu závodu Carborundum Electrite a. s. v Benátkách nad Jizerou. Hladina vody byla pravidelně měřena v čerpaném vrtu, a také ve 3 vrtech pozorovacích S – 1, 3B – S1 a HC – 1, z nichţ poslední dva jmenované protínají pouze kvartérní sedimenty. Hladina byla měřena v 5-ti minutových intervalech hlubinným manometrem s přesností 0,1 mm a kontrolně měřena elektrokontaktním hladinoměrem OAL-20 (výrobce Geospol Uhřínov) s přesností 1cm. Zkouška byla zahájena 12. 3. 2010 v 15:30, hladina podzemní vody ve vrtu byla před zahájením v hloubce 3,98 m. Po 15 minutách konstantního čerpání 16,5 l/s se hladina ustálila na hodnotě 20,24 m a dále se měnila řádově jen v prvních centimetrech. Hladina ve vrtu S – 1 se sníţila z 3,99 m na 4,45 m (obr. 5). Bohuţel kvůli nepřetrţitému provozu závodu nemohlo dojít k celkové odstávce dodávky vody z vrtu S – 1 a tudíţ k ustálení hladiny před zahájením čerpání. Čerpání lze vidět na grafu (obr. 5), kde se projevuje ve sníţení hladiny podzemní vody okolo 45 cm a opětovnému na stoupání v deseti minutových intervalech.
Obr. 5: Detail zahájení čerpací zkoušky
14
Obr. 6: Detail ukončení čerpací zkoušky Bezprostředně po ukončení čerpací zkoušky byla zahájena zkouška stoupací dne 26. 3. 2010 v 15:40. Hladina ve vrtu BK - 1 byla naměřena v hloubce 20,23 m, která se během 5 minut vyšplhala na hodnotu 4,13 m. Hladina ve vrtu S – 1 nastoupala ze 4,45 m po 2 hodinách na stálou hodnotu 3,96 m (obr. 6). Hladina po ukončení stoupací zkoušky dne 29. 3. 2010 byla na hodnotě 4,05 m. Tato hodnota byla jiţ ovlivněna čerpáním ze záloţního vrtu S – 1. K řešení čerpací zkoušky byla pouţita metoda Hantushe a Jacoba, kdy po vynesení sníţení hladiny na osu y v logaritmické podobě (log s) a na osu x, čas od začátku čerpání jako funkci času log t, přiloţíme tento graf (ve stejném měřítku) na graf W(u, r/B); r/b (příloha 8.2) tak, aby osy obou grafů byly rovnoběţné a aby se body překrývaly s určitou křivkou r/B. Poté odečteme hodnoty s, t, W (u, r/B), u, r/B. Vypočteme transmisivitu pomocí vzorce (8), kterou následně dosadíme do vzorce pro storativitu (10). Hydraulickou vodivost kolektoru vypočteme vzorcem (9). Hydraulickou vodivost poloizolátoru určíme vzorcem (4), díky níţ posléze vypočítáme mnoţství vody z přetékání vzorcem (6) a mnoţství vody z kolektoru vzorcem (5). Pro tvorbu grafů a následných výpočtů byl pouţit program Microsoft Excel.
15
4. Výsledky Na výkyvy hladiny, ve vrtu S – 1 okolo 55 aţ 60 cm bezprostředně reaguje hladina podzemní vody ve vrtu BK – 1 skoky 10 aţ 15 cm (obr. 7)
Obr. 7: Detail zahájení čerpání na HC – 1 a 3B – S1
V obrázku (obr. 8) bylo na osu x vynesen čas jako funkce času log t od začátku čerpací zkoušky a na ose y sníţení hladiny jako hodnota log s. Sníţení hladiny vypočítáme jako h0-h, kdy h je hladina podzemní vody před začátkem čerpání a h0 je hodnota hladiny v měřeném čase. Celkové sníţení odečteme z grafu. V tabulce (tab. 1) jsou pro větší přehled vepsány vstupní hodnoty, které byly následně dosazeny do vzorců pro transmisivitu (8), storativitu (10), hydraulickou vodivost kolektoru (9), poloizolátoru (4), mnoţství vody z přetékání (6) a mnoţství vody z kolektoru (5). V tabulce (tab. 2) jsou vynesen pro větší přehlednost získané hodnoty.
16
Obr. 8: Sníţení hladiny v pozorovacím vrtu S – 1
Tab. 1: Vstupní hodnoty potřebné pro výpočty Q
0,0165 m3/s
s
1
r
10,5 m
t
580
b´
1m
W (u, r/b)
1
b
36,5 m
1/u
1
r/B
2,25
h0-h
0,48 m
(celkové snížení)
Tab. 2: Vypočtené hodnoty transmisivita T
1,31E-03 m2/s
storativita Sp
2,76E-02
hydraulická vodivost poloizolátoru K´
6,03E-05 m/s
hydraulická vodivost kolektoru k
3,60E-05 m/s
mnoţství vody z přetékání q přet
2,89E-05 m/s
mnoţství vody z kolektoru q kol
0,01647 m/s
Vypočtená hodnota transmisivity je 1,31.10-3 m2/s, storativity 2,76.10-2, hydraulická vodivost kolektoru je 3,6.10-5 m/s, poloizolátoru 6,03.10-5 m/s. Mnoţství vody z přetékání přes izolátor slínovců je 2,89.10-5 m/s, a z křídového kolektoru 0,01647 m/s.
17
5. Diskuse Nepatrný vliv čerpání S – 1 na BK – 1 je dobře patrný z obrázku (obr. 7), kdy během stoupací zkoušky muselo být obnoveno čerpání z vrtu S – 1. Dochází ke skokovému sníţení v obou sledovaných vrtech v téměř stejných časových intervalech, coţ svědčí o dobré komunikaci vrtů v křídovém kolektoru C. Pro rozhodnutí, o moţnosti mezivrstevního přetékání je důleţitý obrázek (obr. 9), na kterém je zachyceno sníţení hladiny / log t v pozorovacím vrtu S – 1, kde dochází k změně sklonu přímky, aţ je sklon přímky nulový a je rovnoběţný s osou x. Tento jev je typický pro okrajovou podmínku 1. druhu, v našem případě je ale hloubka řeky Jizery v těchto místech průměrně hloubka okolo 2-3 metrů, zatímco jizerské souvrství, ve kterém je vyvinut kolektor C, vystupuje do hloubky 13,5 m (příloha 8.3) a tudíţ nemůţe být okrajovou podmínkou 1. druhu. Na počátek čerpání zareagovala hladina v kvartérních vrtech nepatrným sníţením o zhruba 1,5 mm (obr. 10), ale v celkovém průběhu čerpací a následné stoupací zkoušky má vzrůstající trend (příloha 8.4), způsobený patrně zvýšením hladiny v řece Jizeře, v důsledku tajícího sněhu. I přesto můţeme usuzovat, ţe hladina v kvartérní zvodni není čerpáním z křídového kolektoru C přímo ovlivněna.
Obr. 9: Sníţení /log t v pozorovacím vrtu S – 1
18
Obr. 10: Detail zahájení čerpáni na HC – 1 a 3B – S1 Vypočtené hodnoty transmisivity se nikterak významně neliší od hodnot, které jsou pro toto území typické. Hodnota transmisivity v hloubce 25 -50 m na území Benátek nad Jizerou se pohybuje v rozmezí 1,7.10-2 m2/s aţ 1,1.10-5 m2/s (Zelinka in Müller et al. 2001). Hodnoty hydraulické vodivosti křídového kolektoru C nejsou bohuţel pro tuto oblast specifikovány, ale hodnota 3,60.10-5 m/s, tedy typická pro mírně propustné horniny dle Jetelovy klasifikaci hornin (Jetel 1982), nevybočuje z průměru pro zbytek mapového listu 1:50.000 13 – 11, který činí 2.10-4 m/s (hloubka 25 – 50 m). Výsledná hodnota hydraulické vodivosti poloizolátoru je 6,03.10-5m/s, coţ odpovídá mírně propustným horninám dle Jetelovy klasifikace hornin (Jetel 1982). Takto poměrně vysoká hodnota hydraulické vodivosti pro slínovce, které by vzhledem k regionálně předpokládané funkci izolátoru měly mít hodnoty řádově v rozmezí na 10-7 m/s aţ 10-9 m/s, svědčí o jejich vysokém stupni rozvětrání a rozpukanosti a zavdává otázku, zda – li stále plní svoji roli poloizolátoru. Mnoţství vody čerpané z vrtu bylo 16,5 l/s, z toho 0,03 l/s z přetékání, coţ odpovídá 2592 l/den. I toto, na pohled malé mnoţství vody, které činí pouhých 30 ml /s by mohlo ohrozit, za předpokladu vyšší koncentrace nevhodných látek, významný zdroj vody, kterým je kolektor C v jizerském souvrství.
19
6. Závěr Vyhodnocení čerpací zkoušky poukázalo na proudění k vrtu s přetékáním, které bylo následně vypočteno a mělo hodnotu 30 ml/s z celkového čerpaného mnoţství 16,5 l/s. Ze získaných hydrogeologických dat byly vypočítány základní hydraulické parametry křídového kolektoru C, v jizerském souvrství, do hloubky 50 m. Hydraulické parametry kolektoru C, tvořen šedým, místy hnědošedým pískovcem, které byly zachyceny ve vrtu BK - 1 (příloha 8.3) jsou následující. Hydraulická vodivost kolektoru C je 3,6.10-5 m/s, transmisivita kolektoru činí 1,31.10-3 m2/s a storativita je rovna hodnotě 2,76.10-2. Hydraulická vodivost poloizolátoru tvořený ţlutohnědým rozvětralým slínovcem (příloha 8.3), který zastává funkci stropního izolátoru kolektoru C, je 6,03.10-5 m/s.
20
7. Použitá literatura: Demek, J. – Mackovčin, P. – Balatka, B. – Buček, A. – Cibulková, P. – Culek, M. – Čermák, P. – Dobiáš, D. – Havlíček, M. – Hrádek, M. – Kirchner, K. – Lacina, J. – Pánek, T. – Slavík, P. & Vašátko, J. (2006):Zeměpisný lexikon ČR: Hory a níţiny. – Agentura ochrany přírody a krajiny, Brno. Herčík, F. – Herrmann, Z. & Valečka, J. (1999):Hydrogeologie české křídové pánve. – Český geologický ústav, Praha. Hradecká, L. – Havlíček, P. – Holásek, O. (1995): Geologická mapa Benátky nad Jizerou 1:50 000 – Český geologický ústav, Praha. Chlupáč, I. – Brzobohatý, R. – Kovanda, J. & Stráník, Z. (2002):Geologická minulost České republiky. – Akademie věd České republiky, Praha. Jetel, J. (1982): Určování hydraulických parametrů hornin hydrodynamickými zkouškami ve vrtech. Vyd. 1. Academia, nakladatelství Československé akademie věd, 246 s. Praha. Müller, V (edit.) et al. (2001):Vysvětlivky k souboru geologických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1 : 50 000. List 13-11 Benátky nad Jizerou. – Český geologický ústav, Praha. Quitt, E. (1971): Klimatické oblasti Československa - Československá akademie věd geografický ústav Brno. Brno. Šráček, O. – Kuchovský, T. (2003): Základy hydrogeologie. – MU, Brno. Valečka, J. (1988):Sedimentologie svrchní křídy v kralickém příkopu. SbGV, Geol., 43, 147-191. Praha
21
8. Přílohy: Seznam příloh:8.1 Křivka studňové funkce 8.2 Graf funkce W (u, r/B) pro různé hodnoty u. 8.3 Profil hydrogeologického vrtu BK – 1 8.4 Hladina podzemní vody ve vrtu HC – 1 a 3B – S1 8.5 Výřez z geologické mapy Benátky nad Jizerou 1:50 000 (upraveno podle Hradecká et al. 1995)
Příloha. 8.1 Křivka studňové funkce
W(u) – charakterizuje odpor prostředí (sníţení) 1/u – charakterizuje bezrozměrný čas
22
Příloha. 8.2 Graf funkce W (u, r/B) pro různé hodnoty u.
23
Příloha. 8.3 Profil hydrogeologického vrtu BK - 1
24
Příloha 8.4 Hladina podzemní vody ve vrtu HC – 1 a 3B – S1
25
Příloha. 8.5 Výřez z geologické mapy Benátky nad Jizerou 1:50 000 (upraveno podle Hradecká et al. 1995)
Kvartér, holocén 4 - fluviální písčité hlíny, hlinité písky a písčité štěrky 5 - deluviofluviální písčité hlíny a hlinité písky Pleistocén 6 – deluviální a deluviálně soliflukční sedimenty 8 - spraše a sprašové hlíny 9 - naváté písky 14 - fluviální písky a písčité štěrky (střední pleistocén)-riss nerozlišený 16 - fluviální písky a písčité štěrky (střední pleistocén)-mindel nerozlišený 17 - fluviální písky a písčité štěrky (spodní pleistocén) Terciér, pliocén 19 - fluviální písky a písčité štěrky (pliocén?) Mezozoikum, křída 23 -Teplické souvrstv í- vápnité jílovce, slínovce a prachovce 25 - Jizerské souvrství - pískovce vápnitojílovité, slinité a vápnité 26 - vápnité prachovce, příp. s poloh. vápenců
26
