Tài liệu địa kỹ thuật và địa kỹ thuật môi trường

TRƯỜNG ĐẠI HỌC THỦY LỢI BỘ MÔN ĐỊA KỸ THUẬT BÀI GIẢNG ĐỊA KỸ THUẬT VÀ ĐỊA KỸ THUẬT MÔI TRƯỜNG Trịnh Minh Thụ, Hoàng Việt Hùng Bùi Văn Trường NĂM 2012 MỤC LỤC: CHƯƠNG 1. THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT VÀ KHẢ NĂNG LAN TRUYỀN CHẤT Ô NHIỄM .............................................. 4 1.1. Giới thiệu chung ................................................................................................. 4 1.2. Vấn đề Địa chất thủy văn ................................. Error! Bookmark not defined. 1.3. Phân tích yếu tố thấm trong môi trường đất..................................................... 13 1.4. Điều kiện dòng chảy ngầm ............................................................................... 23 1.5. Vận chuyển và lan truyền khối trong đất ......................................................... 30 1.6. Các chất lỏng không phải là nước trong đất..................................................... 44 CHƯƠNG 2. CÁC VẤN ĐỀ ĐỊA KỸ THUẬT MÔI TRƯỜNG .......................... 60 2.1. Giới thiệu chung ............................................................................................... 60 2.2. Các dạng ô nhiễm dưới đất............................................................................... 61 2.3. Nguồn gây ô nhiễm dưới đất ............................................................................ 63 2.4. Cơ chế phóng thích chất ô nhiễm ..................................................................... 65 2.5. Đánh giá điểm ô nhiễm .................................................................................... 73 2.6. Phương pháp, thiết bị khảo sát, đánh giá ô nhiễm ........................................... 76 2.7. Kỹ thuật xử lý hiện trường bị ô nhiễm ............................................................. 83 CHƯƠNG 3. ĐỒ ÁN THIẾT KẾ GIẢM THIỂU Ô NHIỄMERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 3.1. Đánh giá chung............................................................................................... 116 3.2. Phân tích số liệu địa chất và địa chất thủy văn .............................................. 116 3.3. Ứng dụng phần mềm CTRAN/W................................................................... 117 2 LỜI GIỚI THIỆU Bài giảng “Địa kỹ thuật và Địa kỹ thuật môi trường” cung cấp những kiến thức cơ bản về đặc tính thấm nước, khả năng, quy luật vận chuyển lan truyền ô nhiễm, các dạng và nguồn gây ô nhiễm, các nguyên lý kỹ thuật xử lý ô nhiễm nhằm giúp cho học viên cao học chuyên ngành Địa kỹ thuật những nhận thức về ô nhiễm môi trường đất, tính toán, dự báo và giải pháp giảm thiểu ô nhiễm dưới đất. Nội dung bài giảng gồm 3 chương : Chương 1: Thấm trong môi trường đất và khả năng lan truyền ô nhiễm Giới thiệu những kiến thức cơ bản về địa chất thủy văn, bao gồm các dạng tồn tại của nước dưới đất, các đới thủy động lực, sự hình thành thành phần hóa học, đặc điểm các tầng chứa nước và sự vận động của nước dưới đất; phân tích yếu tố thấm trong môi trường đất bão hòa và không bão hòa; điều kiện dòng chảy ngầm; cơ cấu vận chuyển và lan truyền khối trong đất; cơ chế vận chuyển các chất lỏng không phải là nước. Chương 2: Các vấn đề địa kỹ thuật môi trường Chương này trình bày đặc điểm, tính chất các dạng, nguồn gây ô nhiễm; phương thức phóng thích ô nhiễm; nội dung, phương pháp, thiết bị khảo sát đánh giá ô nhiễm đất và nguyên lý, kỹ thuật xử lý hiện trường bị ô nhiễm. Chương 3: Đồ án thiết kế giảm thiểu ô nhiễm Đề cập những nội dung cần phân tích, đánh giá khi thiết kế giảm thiểu ô nhiễm; nội dung phân tích đánh giá các số liệu địa chất, địa chất thủy văn; và ứng dụng phương pháp số để phân tích, dự báo lan truyền ô nhiễm dưới đất. Bài giảng được biên soạn trên cơ sở cuốn sách “Địa kỹ thuật môi trường” tác giả Nguyễn Uyên biên dịch và cuốn sách “Geotechnical Engineering Principles and Pratisces” của Donald P.Coduto. Do nguồn tài liệu còn hạn chế và lần đầu tiên biên soạn cho lớp cao học nên bài giảng chắc chắn sẽ không tránh khỏi những thiết sót. Chúng tôi rất mong nhận được những ý kiến đóng góp của các nhà khoa học và các đồng nghiệp. Trường Đại học Thủy lợi Bộ môn Địa kỹ thuật 3 Chương 1 THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT VÀ KHẢ NĂNG LAN TRUYỀN Ô NHIỄM 1.1. GIỚI THIỆU CHUNG Trong môi trường đất đá, nước là hợp phần có vai trò quan trọng trong việc vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm. Do vậy những vấn đề về điều kiện địa chất thủy văn bao gồm sự phân bố không gian, thành phần, tính chất của các tầng chứa nước, thấm nước yếu, trạng thái tồn tại,… đặc biệt là tính thấm và chế độ thủy động lực của dòng chảy là những yếu tố quan trọng quyết định khả năng, phương thức, tốc độ vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm và cả các quá trình biến đổi hóa, lí, sinh học của chúng. Đó là những vấn đề cơ bản cần để hiểu chất ô nhiễm vận chuyển, lan truyền như thế nào dưới mặt đất. Quá trình vận chuyển, lan truyền khối tham gia vào việc tiêu thụ hay sản sinh khối trong môi trường lỗ rỗng và tuân theo nguyên lí bảo toàn khối lượng. Tuy nhiên, về phương thức vận chuyển, các chất ô nhiễm hòa tan trong nước có quan hệ chặt chẽ với dòng thấm nước lỗ rỗng hơn là các chất ô nhiễm không hòa tan, nó bị khống chế bởi cơ cấu, quy mô lỗ rỗng và các yếu tố bên ngoài. Vậy, cơ cấu vận chuyển, lan truyền khối trong đất như thế nào; sự di chuyển, quan hệ với nước lỗ rỗng và sự tương tác lẫn nhau của các chất ô nhiễm ra sao, đó là những vấn đề cần để hiểu bản chất của quá trình vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm. Chất ô nhiễm dạng chất lỏng không phải nước (NAPL - nonaqueous-phase liquid) không thể trộn lẫn với nước nhưng có thể hòa tan trong nước và lan truyền khối qua các mặt phân cách. Mặc dù tính hòa tan rất thấp nhưng chỉ với một lượng nhỏ NAPL hòa tan trong nước sinh hoạt thì cũng có các tác động tổn hại đến sức khỏe con người và làm cho nguồn nước dưới đất bị ô nhiễm kéo dài. Điều đó cho thấy sự cần thiết phải nghiên cứu tốc độ và sự vận chuyển các NAPL ở dưới mặt đất. Về nguyên lí vận chuyển và lưu trữ NAPL trong đất cũng tương tự với các nguyên lí cho dòng không bão hòa. Lượng tương đối của các pha trong đất lúc cân bằng đều bị khống chế bởi nguyên lí mao dẫn, nguyên lí khống chế hành vi của đất không bão hòa. Các nguyên lí này cho phép phân tích, luận giải các quá trình vận chuyển và lan truyền khối của NAPL. Chương 1 chủ yếu nghiên cứu một số nội dung chính của những vấn đề nêu trên. 4 1.2. VẤN ĐỀ ĐỊA CHẤT THỦY VĂN 1.2.1. CÁC DẠNG NƯỚC TỒN TẠI TRONG ĐẤT ĐÁ Nước trong đất đá tồn tại dưới những dạng : hơi nước, nước liên kết vật lý, nước mao dẫn, nước trọng lực, nước ở trạng thái rắn, nước trong mạng tinh thể khoáng vật . 1. Nước ở trạng thái hơi Nước ở trạng thái hơi tồn tại trong lỗ hổng và khe nứt rỗng. Hơi nước rất dễ di chuyển, chúng vận động từ nơi có áp lực lớn đến nơi có áp lực nhỏ, đi từ nơi có độ ẩm lớn đến nơi có độ ẩm nhỏ hơn, có thể vận động từ khí quyển vào lỗ rỗng của đất hoặc ngược lại. 2. Nước liên kết vật lý Nước liên kết vật lý bị giữ trên bề mặt các hạt cứng bởi những lực liên kết lớn hơn trọng lực, vận động chậm chạp hơn rất nhiều so với nước tự do. - Nước liên kết chặt (nước hấp phụ) được thành lạo do sự hấp phụ các phân tử nước trên bề mặt của các hạt, tạo thành một lớp rất mỏng sát ngay trên bé mặt các hạt. - Nước liên kết yếu (nước màng mỏng) phân bố ngay trên lớp nước liên kết chặt bằng mối liên kết phân tử. Lực liên kết giữa các phân tử nước và bể mặt hạt yếu đi nhiều. Nước liên kết yếu tồn tại trong đất đá khi độ ẩm trong đất đá lớn hơn độ ẩm hấp phụ lớn nhất. 3. Nước mao dẫn Nước mao dẫn là nước chứa trong các lỗ hổng và các khe rãnh mao dẫn, chủ yếu do tác dụng của lực mao dẫn phát sinh ở phần tiếp xúc giữa nước với không khí trong đất đá. 4. Nước trọng lực Nước trọng lực (nước lỏng) được thành tạo trong đất đá khi độ ẩm của chúng lớn hơn độ ẩm phân tử tối đa hay khi các lỗ hổng đất đá bão hoà nước. Vận động của nước trọng lực diễn ra chủ yếu dưới tác dụng của trọng lực và của gradien áp lực. Nước trọng lực còn được gọi là nước tự do có khả năng truyền áp lực thủy tĩnh. Khi vận động trong đất đá nước trạng thái lỏng có những tác dụng khác nhau lên chúng. Nó có thể phá hủy cơ học, hoà tan và rữa lũa đất đá. Nước lỏng được thành tạo ở phần trên của vỏ quả đất. Vận động của nước lỏng trong đất đá có thể chia làm 2 dạng: ngấm và thấm. Khi nước vận động trong đất đá mà chỉ một phần các lỗ rỗng chứa đầy nước và nước vận động qua các lỗ rỗng đó thôi thì vận động của chúng được gọi là ngấm. Quá trình thấm xảy ra trên những diện rộng với dòng thấm lớn; lúc đó tất cả các lỗ rỗng của tầng đất đá đều bão hoà nước và nước thấm dưới tác dụng của áp lực mao dẫn, građien áp lực và trọng lực. 5 5. Nước ở trạng thái rắn Nước ở trạng thái rắn khi nhiệt độ thấp dưới 0° nước trọng lực và một phần nước liên kết đóng băng biến thành nước ở trạng thái rắn. 6. Nước liên kết hoá học Nước liên kết hoá học tham gia vào mạng tinh thể các khoáng vật dưới dạng các ion OH- hoặc H 3 O+. Nó được tách ra khỏi mạng tinh thể khi nung nóng khoáng vật đến nhiệt độ từ 300°C - 1.300°C và khi mạng tinh thể hoàn toàn bị phá hủy. 7. Nước kết tinh Nước kết tinh là nước nằm trong mạng tinh thể các khoáng vật dưới dạng phân tử nước H 2 0 hoặc nhóm các phân tử nước. Nó có thể tách ra khỏi khoáng vật khi nung nóng chúng đến nhiệt độ từ 250°C - 300°C. 1.2.2. CÁC ĐỚI THỦY ĐỘNG LỰC NƯỚC DƯỚI ĐẤT Phần trên của vỏ quả đất có thể chia làm hai đới chính: đới thông khí và đới bão hoà. Trong đới thông khí nước tồn tại dưới dạng hơi, liền kết vật lý, liên kết hoá học. Trong đới bão hoà lỗ rỗng, các khe rãnh đất đá đều chứa đầy nước trọng lực. Giữa hai đới này thường tồn tại một đới nước mao dẫn. Theo cường độ và điều kiện trao đổi nước, có thể chia làm 3 đới thủy động lực (bảng 1.1) : - Đới trao đổi nước mãnh liệt phân bố ở phần trên cùng của vỏ quả đất, chúng liên hê chặt chẽ với nước mặt. Đới này phân bố đến độ sâu xâm thực của các thung lũng sông lớn nhất. Chiều dày của nó dao động trong khoảng 100 ÷ l.000m và lớn hơn. Đới này đặc trưng bằng vận tốc thấm nước tương đối lớn . Vận tốc thực từ 1mét đến hàng trăm mét trong một năm), hệ số trao đổi nước (tỉ số giữa lượng nước chảy qua bồn chứa nước dưới đất sau 1 năm với loàn bộ lượng nước chứa trong bồn đó) dao động trong khỏang 0,1 - 1. - Đới trao đổi nước chậm chạp thường sâu hơn gốc thoát nước địa phương của các tầng và các phức hệ chứa nước. Chiều sâu giới hạn của đới này có thể được xác định bằng chiều sâu xâm thực các bổn biển. Đới này đặc trưng bằng vận tốc thấm nhỏ hơn rất nhiều so với đới trên. Hệ số trao đổi nước thay đổi trong một khoảng rất rộng từ 1.10-2 - 1.10-9. - Đới trao đổi nước rất chậm chạp chiếm những phần sâu nhất của các hệ chứa nước có áp (sâu hơn 2 - 3km). Vận tốc thấm thực thường khoảng vài phần chục đến vài % cm trong 1 năm, hệ số trao đổi nước thường khổng vượt quá 1.10-9. Đới này đặc trưng bởi nhiệt độ và áp suất cao. 6 Bảng 1.1 Phân đới nước trong vỏ quả đất Vận tốc thấm >1m/năm < lm/năm Hệ số trao đổi nước Môi trường tồn tại Nhiệt độ Thành phần hoá học 0,01 ÷ 1 Oxi hoá < 25°C Đa dạng l.l0-2 - 1.l0-9 Ôxi hoá - khử 10 ÷ 40°C Đa dạng Đới trao đổi nước rất chậm Vài chục đến vài phần trăm cm/năm < 1.10-9 Khử ôxi 40 ÷ 150°C Clorua Độ khoáng hóa Nhạt, mặn 2 ÷ 50g/l 50 ÷ 500g/1 Đặc trưng Đới trao đổi nước Đới trao đổi nước mãnh liệt chậm 1.2.3. SỰ HÌNH THÀNH THÀNH PHẦN HOÁ HỌC NƯỚC DƯỚI ĐẤT Thành phần hoá học nước dưới đất được hình thành bởi các quá trình xảy ra rất phức tạp, trong đó những quá trình chính có ảnh hưởng quyết định là: 1. Quá trình rữa lũa và hoà tan Rữa lũa là quá trình chuyển vào dung dịch một nguyên tố nào đó từ khoáng vật của đất đá mà không phá hủy mạng tinh thể của chúng. Hoà tan là quá trình đưa vào dung dịch các nguyên tố của khoáng vật và làm mạng tinh thể của chúng bị phá hủy. Nước dưới đất có khả năng hoà tan, rữa lũa hàng trăm chất khác nhau và là một chất hoà tan tổng hợp. 2. Quá trình tạo hỗn hợp nước Sự hỗn hợp các loại nước có thành phần khác nhau thường rất phổ biến trong tự nhiên. Nó có thể tạo nên các hỗn hợp nước phức tạp. Sự hỗn hợp nước tạo nên thành phần hoá học hỗn hợp và thường xảy ra cùng với quá trình trầm đọng muối cacbonat canxi, magiê, sắt, thạch cao... 3. Quá trình lắng đọng muối Quá trình này có thể xảy ra trong quá trình hỗn hợp muối hay khi điều kiện nhiệt động thay đổi. Sự lắng đọng muối xảy ra làm giảm nồng độ muối hoà tan trong nước và như vậy sẽ làm thay đổi thành phần hoá học của nước. 4. Quá trình cô đặc nước Sự cô đặc nước là quá trình làm tăng lượng các chất dễ hoà tan trong nước do nước bị bốc hơi, phát tán hay đóng băng. Quá trình cô đặc nước dưới đất bằng quá trình bốc hơi thường rất phổ biến trong điều kiện khí hậu khô khi mực nước ngầm nằm không sâu (nhỏ hơn 3m). Khi nước bốc hơi, các muối hoà tan trong nước sẽ được giữ lại trong đất đá và 7 trong nước dưới đất làm tăng độ muối của đất đá và nước. Sự tăng độ khoáng hoá của nước ngầm nằm không sâu cũng có thể xảy ra do sự phát tán của thực vật. 5. Quá trình khuếch tán Khuếch tán là quá trình dịch chuyển vật chất từ môi trường có nồng độ cao đến nơi thấp hơn. Sự khuếch tán trorg điều kiện tự nhiên sẽ dẫn đến quá trình làm đồng đều nồng độ và thành phần hoá học nước dưới đất. 6. Quá trình trao đổi cation Sự trao đổi cation có liên quan đến khả năng hấp phụ hoá lý của đất đá phân tán hạt mịn (sét, á sét) với đường kính hạt nhỏ hơn 0,02 mm. Quá trình trao đổi cation có ý nghĩa quan trọng đối với các trầm tích loại sét và á sét và tuỳ thuộc vào nhiều yếu tố khi trao đổi, xảy ra ở các loại nước có nguồn gốc khác nhau, làm thay đổi mãnh liệt thành phần hoá học nước dưới đất. 7. Các quá trình vi sinh vật Các quá trình này có ý nghĩa to lớn đối với sự biến đổi thành phần hoá học nước dưới đất. Vi sinh vật có thể tồn tại, hoạt động trong những điều kiện rất khác nhau, trong nước đới thông khí và cả trong các tầng chứa nước dưới sâu hàng nghìn mét. Chúng có thể hoạt động trong môi trường ôxi hoá hoặc môi trường khử. Trong điều kiện ôxi hoá thì các loại vi khuẩn có vai trò quan trọng nhất. Còn trong điều kiện khử thì các vi khuẩn hiếm khí hoạt động. Kết quả các quá trình ôxy hoá và khử của các vi sinh vật làm cho thành phần của nước dưới đất bị biến đổi. 1.2.4. CÁC TẦNG CHỨA NƯỚC DƯỚI ĐẤT 1. Nước trong đới thông khí (nước thượng tầng) Nước dưới đất nằm trong đới thông khí (nước thượng tầng) là tầng nước phân bố ngay sát mặt đất. Loại nước này chịu sự tác động mãnh liệt của điều kiện thủy văn, khí tượng. Nước thượng tầng có thể được thành tạo trong tất cả các loại đất đá đó dưới các dạng khác nhau. Dưới đây là một số dạng phổ biến. - Nước lầy : Theo H.D Đubac, nước lầy có thể xem như là vũng nước mà trong đó nước không thoát hết được hoặc có thể xem như là một khu đất chứa gần 90% nước. Nước lầy có một hình dạng tàng trữ đặc biệt, một mặt nó liên hệ rất mật thiết với nước mặt và nước mưa, mặt khác có thể xem nó là một khối thống nhất với các dạng nước thượng tầng khác và nước ngầm. 8 - Nước thổ nhưỡng : bao gồm tất cả các dạng nước tổn tại trong thổ nhưỡng (lớp trên cùng của vỏ quả đất). Trong nước thổ nhưỡng có một lượng lớn vật chất hữu cơ và vi sinh vật. Nước thổ nhưỡng chủ yếu do nước mưa thấm xuống cung cấp. Ngoài ra, nước thổ nhưỡng còn được hơi nước ngưng tụ lại và nước mao dẫn dâng cung cấp (khi nước ngầm ở nông). Nước thổ nhưỡng phần lớn bị tiêu hao do bốc hơi và phát tán. - Nước trên thấu kính cách nước, thấm nước yếu : nước ngấm từ trên mặt đất vào trong đất đá đới thông khí gặp thấu kính đất đá cách nước hoặc thấm nước yếu bị giữ lại tạo thành lớp nước có bề dày không lớn ngay trên thấu kính đó. Mực nước, thành phần hoá học và trữ lượng nước phụ thuộc vào lượng mưa, nước thải, nước rò rỉ thấm xuống cũng như thành phần hạt, độ dày, kích thước của đất đá chứa nước và thấu kính cách nước. Kích thước và độ dày nhỏ, điều kiện cung cấp nước cục bộ, không ổn định mà lượng nước trên thấu kính thường ít và động thái của nó thay đổi rất mãnh liệt. Đặc biệt do phân bố gần mặt đất nó thường bị nhiễm bẩn. 2. Tầng chứa nước ngầm có mặt thoáng tự do Nước ngầm có mặt thoáng tự do là nước trọng lực tự do, là tầng chứa nước thường xuyên thứ nhất tính từ mặt đất. Phía trên, nước ngầm không bị lớp cách nước che phủ và nó không chiếm toàn bộ bề dày vỉa đất đá thấm nước nên bề mặt nước ngầm là một mặt thoáng có áp lực bằng áp lực khí quyển vì vậy tầng chứa nước ngầm được gọi là tầng nước không có áp lực (hình 1.1). Hình 1.1. Sơ đồ tầng chứa nước ngầm 1. Đất đá thấm nước; 2. Đất đá chứa nước; 3. Đất đá cách nước; 4. Mực nước; 5. Hướng nước chảy; 6. Mưa Miền cung cấp cho nước ngầm thường trùng với miền phân bố. Nước ngầm liên hệ với nước mưa, nước mặt và nước thượng tầng. Sự phân bố của nước ngầm phụ thuộc vào điều kiện địa lý tự nhiên, địa hình, địa mạo và địa chất của khu vực. Động thái của nước 9 ngầm chịu ảnh hưởng trực tiếp của các nhân tố khí tượng, và đặc trưng bằng sự dao động mực nước, lưu lượng và thành phấn hóa học theo mùa. 3. Tầng chứa giữa tầng không áp Nước giữa tầng không áp là loại nước tàng trữ trong các tầng chứa nước giữa các tầng cách nước có mực nước thấp hơn mái cách nước, tầng đất đá chứa nước không hoàn toàn hão hoà nước (hình 1.2). Hình 1.2. Sơ đồ tầng chứa nước giữa tầng không áp 1. Cát; 2. Cát chứa nước; 3. Sét; 4. Mực nước không áp Do điều kiện thế nằm mà nước giữa tầng không áp vừa có một số tính chất của nước ngầm vừa có một số tính chất của nước áp. Miền cung cấp và miền thoát không trùng nhau. Chúng được cung cấp hởi nước mưa, nước mặt qua miền cung cấp và bởi nước của các tầng chứa nước khác qua các “ ô cửa sổ” hoặc qua mái, đáy thấm nước yếu. Do có mái cách nước nên chúng ít bị các nhân tố khí tượng, nhân tạo, tác động hơn so với nước ngầm. 4. Tầng chứa giữa tầng có áp Nước giữa tầng có áp là nước dưới đất nằm trong các tầng chứa nước (hoặc các phức hệ chứa nước) giữa các tầng cách nước hay tương đối cách nước có cột nước áp lực khi khoan hay đào vào tầng chứa nước mực nước dâng lên trên mái cách nước. Nước giữa tầng có áp thường nằm sâu hơn nước ngầm và giữa hai lớp cách nước hoặc tương đối cách nước liên tục; Miền cung cấp, miền phân bố, miền thoát của chúng không trùng nhau (hình 1.3); Khi khoan vào tầng chứa nước giữa tầng có áp nước dâng lên cao hơn mái cách nước; Động thái nước giữa tầng có áp ổn định hơn so với động thái nước ngầm; các nhân tố thủy văn, khí tượng ít ảnh hưởng hơn đến động thái của chúng. Do có lớp cách nước ở trên chúng ít bị nhiễm bẩn hơn so với nước ngầm. 10 Hình 1.3. Sơ đồ tầng chứa nước giữa tầng có áp 5. Nước trong đất đá nứt nẻ Nước dưới đất tồn tại trong các khe nứt của đá gốc cứng nút nẻ được gọi là nước khe nứt. Nước khe nứt có thể là nước ngầm, nước giữa vỉa không áp hoặc có áp, áp lực nước gây nên do áp lực thủy tĩnh của nước trong các khe nứt giao nhau, một số nơi, do áp lực của khí đi lên từ dưới sâu, một số nơi khác do áp lực hơi nước sinh ra khi núi lửa trẻ hoạt động. Chúng được thành tạo do nước mưa và một phần do nước mặt ngấm xuống cung cấp. Nước khe nứt thường vận động tuân theo qui luật chảy tầng. 6. Nước castơ Nước chứa trong các hình thái castơ ngầm được gọi là nước castơ. Điều kiện địa chất thủy văn trong các khối castơ, nói chung giống như những điều kiện vốn có trong các đất đá thấm nước khác, nhưng nước dưới đất trong khối castơ, đặc biệt trong tầng trên có một số đặc tính riêng. Nước castơ chịu tác dụng của các nhân tố ngẫu nhiên của động thái (mưa rào, lũ, tuyết tan) đồng thời phản ứng với các tác động đó rất nhanh. Động thái của chúng dao động theo mùa, hàng năm và nhiều năm của các nhân tố đó. Tính hút nước tốt của các khối castơ tạo nên những điều kiện thuận lợi để nước mưa, nước mặt ngấm xuống, tạo thành các hồn nước castơ lớn. 1.2.5. VẬN ĐỘNG CỦA NƯỚC DƯỚI ĐẤT Sự vận động của nước trọng lực trong môi trường lỗ rỗng của đất đá gọi là thấm. Môi trường thấm bao gồm các lỗ rỗng và các khe nứt có kích thước khác nhau và liên hệ chặt chẽ với nhau. Khác với sự vận động của nước trong đường ống, kênh hở thấm trong môi trường lỗ rỗng không những phụ thuộc vào kích thước các lổ rỗng, khe nứt mà còn phụ thuộc vào hình dạng, sự 11 liên hệ giữa chúng với nhau và được đặc trưng bởi tốc độ khá bé của quá trình vận động. Vận động của nước trong đất đá có thể ổn định hoặc không ổn định. Vận động ổn định đặc trưng bởi sự ổn định của các yếu tố dòng thấm (tốc độ, lưu lượng, mực nước, građien thủy lực...) theo thời gian. Trong vận động không ổn định các yếu tố dòng thấm thay đổi theo thòi gian. Sự thay đổi này thường do các nhân tố tự nhiên và nhân tạo gây nên. Vận động nước dưới đất tạo nên dòng chảy của chúng. Dòng chảy nước dưới đất được đặc trưng bởi các yếu tố sau: - Đường dòng chảy là đường mà theo đó nước vận động. Đường dòng chảy có thể là những đường song song với nhau hoặc không (hình 1.4). - Đường đồng áp vuông góc với những đường dòng chảy. Đối với nước ngầm đường đồng áp được biểu thị bằng các đường thủy đẳng cao, còn đối với nước áp là các đường thủy đẳng áp. Dòng chảy tia có thể hội lụ (hình 1.4b) hoặc phân ly (hình 1.4c). Hình 1.4. Sơ đồ dòng chảy nước dưới đất 1. Đường đồng áp; 2. Đường dòng cháy, a: Dòng chày phẳng; b. Dòng chảy tỏa tia; c. Dòng hội tụ. Vận động nước dưới đất trong đất đá có thể là chảy tầng hoặc chảy rối. Khi chảy tầng các tia riêng biệt của nước vận động với một tốc độ không lớn và song song với nhau, tạo thành một dòng liên kết. Khi chảy rối nước vận động với một tốc độ rất lớn, nhiều chỗ dòng chảy bị xáo trộn lung tung và tính liên kết của dòng bị phá hủy. Phần lớn các trường hợp nước dưới đất vận động trong đất đá theo qui luật chảy tầng. 12 1.3. PHÂN TÍCH YẾU TỐ THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT 1.3.1. Sự hình thành dòng thấm và trạng thái năng lượng của nước trong đất Dòng nước thấm trong đất được hình thành do sự biến đổi năng lượng (thế năng và động năng) của nước từ vị trí này đến vị trí khác. Thế năng phụ thuộc vị trí và trạng thái của nước so với mặt chuẩn còn động năng liên hệ với sự chuyển động của nước. Tuy nhiên, vận tốc dòng nước thấm trong đất không đủ lớn nên năng lượng sản sinh ra dòng thấm trong đất chủ yếu là sự biến đổi thế năng tổng từ vị trí này đến vị trí kia. Thế năng tổng của nước trong đất Ψ có thể xác định bằng biểu thức: ψ = ψg + ψp + ψo Trong đó: (1-1) ψ g – thế trọng lực (do sự chênh lệch cao trình); ψ p – thế áp lực (do chênh lệch áp lực); ψ o – thế thẩm thấu (do sự khác nhau về thành phần hóa học của nước). - Thế trọng lực ψ g (hình 1.5) không phụ thuộc các điều kiện áp lực của nước trong đất và đất có được bão hòa hay không mà chỉ phụ thuộc vào cao trình tương đối z1 của khối nước và mặt chuẩn, được xác định bằng biểu thức: ψ g = γwz1 Trong đó: (1-2) γw - trọng lượng đơn vị của nước. Hình 1.5: Các thế trọng lực và áp lực - Thế áp lực ψ p phụ thuộc vào điểm đang xem xét trong đất tại áp lực thủy tĩnh lớn hơn hay nhỏ hơn áp lực khí quyển (hình 1.5). Giá trị ψ p dương khi điểm xem xét ở phía dưới bề mặt nước tự do và thường được coi là thế ngập. ψp = γwz2 (1-3) Trong đó: z 2 – chênh lệch cao trình điểm đang xét và mực nước ngầm. Khi áp lực tại điểm đang xem xét thấp hơn áp lực khí quyển, năng lượng cần để vận chuyển một thể tích đơn vị nước từ các điều kiện khí quyển được xem xét bởi nguyên lí mao dẫn (hình 1.6). Thế trong trường hợp này được xem là thế mao dẫn hay hút ẩm. Thế trong trường hợp này được xem là thế mao dẫn hay hút ẩm. 13 ψp = 2σ Rm (1-4) Trong đó: σ - sức căng bề mặt của nước; R m – bán kính cong của mặt khum. Rm = Rc cosα (1-5) Hình 1.6: Cân bằng áp lực trong ống mao quản Thay (3-5) vào (3-4), ta có: ψp = 2σ cosα Rc (1-6) Tuy có các hạn chế khi xét đến bản chất của đất như thành phần, cấu trúc của đất,.., song nguyên lí mao dẫn cho ta hiểu các yếu tố tạo ra thế âm và hiệu dụng của nó xem xét trường hợp các lỗ rỗng đất được các chất lỏng không phải nước, là không khí chiếm chỗ (bẫy chất lỏng),.. Khi áp lực khí ở trạng thái chuẩn (khí quyển) khác áp lực khí trong đất tại điểm đang xét, sự khác nhau từ áp lực (gọi là thế khí) phải được tăng thêm cho thế áp lực hoặc là dương hoặc là âm. - Thế thẩm thấu phụ thuộc vào nồng độ chất hòa tan và nhiệt độ, với các dung dịch pha loãng có thể tính gần đúng (Slatyer, 1967): ψ o = MCT Trong đó: M – nồng độ molarcuar hạt hòa tan; T- nhiệt độ tuyệt đối; C- hằng số hơi tổng quát (8,32 x 107 egr/mol độ). 1.3.2. Các định luật thấm trong đất bão hòa Khi nghiên cứu, phân tích các đặc trưng dòng thấm, có sự khác nhau lớn giữa đất bão hòa và không bão hòa. Trong đất bão hòa, thường giả thiết là dòng thấm chiếm toàn bộ khoảng trống lỗ rỗng (trừ đất sét đầm chặt và đất hạt mịn khác thì chỉ có khoảng rỗng mới dẫn nước). Còn đối với đất không bão hòa thì chỉ có khoảng rỗng được nước chiếm chỗ là có sự tham gia dòng nước thấm. Do vậy cần nghiên cứu tách biệt dòng thấm bão hòa và không bão hòa. a. Định luật Poiseuille và định luật Darcy Với giả thiết là khối đất đồng nhất có các ống mao quản song song không nối tiếp nhau cho phép sử dụng kiến thức thủy lực về dòng chảy trong ống để tìm hiểu, phân tích đặc trưng dòng thấm. - Định luật Poiseuille Khi xem xét dòng thấm qua một ống mao quản đơn (hình 1.7) do độ chênh thế áp lực ∆P giữa hai đầu ống (lực truyền động cho dòng thấm để chống lại ma sát do độ nhớt η của nước) cho phép xác lập phương trình quan hệ giữa lưu lượng qua ống mao quản và độ chênh thế áp lực ∆P, chiều dài của ống L và bán kính R của ống theo định luật Poiseuille: 14  πR 2  ΔPR 2   πR 4  ΔP    =   q r =    2  4Lη   8η  L  (1-7) Hình 1.7: Dòng thấm qua một ống mao quản đơn Phương trình (3-13) có thể viết lại theo diện tích tiết diện A t của ống:  R  ΔP   q t =  (A t )  8η  L  2 (1-8) Vận tốc “trung bình” của dòng thấm Vt trong ống mao quản : Vt = q t  R 2  ΔP   =  A t  8η  L  (1-9) Số hạng thứ nhất ở vế phải phương trình (1-9) được coi là hằng số biểu thị tỉ lệ giữa vận tốc dòng thấm và gadien áp lực (∆P/L) trong ống mao quản. - Định luật thấm Darcy Khi lí tưởng hóa hệ đất như là một bó các ống mao quản song song như đã phân tích ở trên, vận tốc dòng thấm trong đất cũng có thể biểu thị tỉ lệ với độ chênh gradien áp lực. Điều này được Henry Darcy (1856) tìm được bằng thực nghiệm. Lưu lượng q của dòng thấm tỉ lệ tuyến tính với độ chênh thế áp lực :  ΔP  q = k A  L  Trong đó: (1-10) A – diện tích tiết diện mẫu; K – hằng số tỉ lệ. Phương trình (1-10) của Darcy là biểu thức được sử dụng phổ biến để biểu thị đặc trưng dòng thấm trong đất. Quan hệ tuyến tính giữa lưu lượng và gradien thủy lực có thể không phù hợp ở gradien rất thấp hay rất cao (Swartzendruker, 1962; Bear, 1972). Tuy nhiên, trong đa số trường hợp quan trọng của dòng nước ngầm các điều kiện đó đã không xảy ra. Với dòng thấm chảy tầng có thể dùng định luật Darcy cho các loại đất. 15 1.3.3. Hệ số thấm Từ phương trình (1-9) và (1-10) cho thấy là hằng số k chứa đựng các ảnh hưởng của cả cấu trúc đất (biểu thị bằng bán kính lỗ rỗng) và tính nhớt của chất lỏng đến lưu lượng thấm, và được gọi là hệ số thấm. Giá trị hệ số thấm k biến đổi trong phạm vi rất rộng từ 102 cm/s cho sỏi đến 10-10 cm/s cho đất sét. Lưu lượng q bằng tích của vận tốc dòng thấm với diện tích tiết diện: q = VA (1-11) Vận tốc dòng thấm trong đất V được tính theo:  ΔP  V = k   L  (1-12) Khi nước vận động trong đất đá chúng chỉ chảy qua các lỗ rỗng. Diện tích của các lỗ rỗng ứng với tiết diện ngang của đất đá là A.n (n - độ lỗ rỗng). Vì vậy tốc độ thực của dòng thấm là: Va = V n (1-13) Khi nghiên cứu sự vận chuyển chất ô nhiễm cần phân biệt V và vận tốc thực Va. Hệ số thấm xác định bằng cách thông thường là quan sát lưu lượng qua hệ đất dưới gradien áp lực ∆P/L và sử dụng (1-10). Các phương trình này như thế chỉ là cách gián tiếp. Phương trình trực tiếp xác định hệ số thấm theo Kozeny (1927) và Carman (1956) đã cho thấy liên giữa hệ số thấm của đất dạng hạt với hình dạng lỗ rỗng của chúng :  1  e 3   k = C s  2   ηSo  1 + e  (1-14) Casagrande đề nghị một biểu thức đơn giản và thực tế tính k theo e cho đất cát: k(e) = 1,4k 0,85 e2 (1-15) Trong đó: k 0,85 – hệ số thấm tại hệ sỗ rỗng là 0,85. Đối với đất hạt thô như cát, hệ số rỗng phụ thuộc vào kích cỡ đại diện của các hạt đất Hazen (1911) đưa ra biểu thức : k (cm/s) = C D102 Trong đó: (1-16) D 10 – kích cỡ hiệu quả, cm; C – hằng số tỉ lệ, biến đổ từ 90 đến 120. Do các yếu tố phụ thêm và chủ yếu do ảnh hưởng cấu trúc đất, các phương trình trên được sử dụng hạn chế cho đất sét . Hệ số thấm k là thông số gộp chung chứa đựng các tính chất chất lỏng (chủ yếu là độ nhớt) và hình dạng khoảng rỗng. Thuận lợi khi tách các hiệu quả của các thông số chất lỏng và môi trường. Ví dụ, có thể chỉ quan tâm riêng các ảnh hưởng của hình dạng khoảng rỗng đến hệ số thấm của một chất lỏng đã cho. Thường dùng hệ số thấm “thực” hay “tuyệt đối” để chỉ hệ số thấm chỉ liên quan các tính chất của môi trường. Khi loại trừ độ nhớt chất lỏng lỗ rỗng từ phương trình (1-14), hệ số thấm thực có thể biểu hiện theo: 16 C k a =  2s  So  e 3     1 + e  (1-17) Phương trình (1-17) chỉ chứa các thông số của đất và so sánh với (1-14), rút ra: k= ka η (1-18) Với một chất lỏng đã cho thường đã biết sự biến đổi độ nhớt theo nhiệt độ có thể chuyển đổi hệ số thấm tiêu chuẩn tại 200C (700F) với k ở nhiệt độ t bằng quan hệ: k 20 η a = kt η 20 (1-19) Sự phân bố cỡ hạt, dung trọng đặc biệt là cấu trúc của đất có ảnh hưởng rất lớn đến tính thấm của đất. Đất có các kích cỡ hạt nhỏ hơn thường có khoảng rỗng nhỏ hơn và có tính thấp thấp hơn. Tương tự, khi dung trọng đất tăng do dầm chặt hay cố kết sẽ làm giảm khoảng rỗng và do vậy k nhỏ hơn. Hình 1.8 cho thấy ảnh hưởng của cỡ hạt và dung trọng đến hệ số thấm. Hình 1.8: Các kết quả thí nghiệm cho thấy ảnh hưởng của loại đất (biểu thị bằng cỡ hạt và hệ số rỗng (biểu thị bằng dung trọng đất) đến hệ số thấm (theo Lambe và Whitman, 1969) 17 1.3.4. Tính thấm của đất sét đầm chặt Đất sét đầm chặt có vai trò quan trọng trong các công trình chứa chất thải, song cấu trúc của đất không chỉ khống chế các tính chất hóa lí của đất mà cả kiểu chuẩn bị đất. Điều đó cho thấy, cần có những phân tích đầy đủ về tính thấm của loại đất này. Một số nghiên cứu cho thấy hệ số rỗng của đất đầm chặt không chỉ là yếu tố khống chế tính thấm. Với một hệ số rỗng đã cho thì vi cấu trúc không phải là duy nhất. Do vậy dự đoán tính thấm của đất sét đầm chặt theo các biến đổi cấu trúc đất là khố khăn. Sự phức tạp về hành vi thấm của đất sét đầm chặt được minh họa trong hình 1.9. Ta thấy là tính thấm biến đổi độ lớn vài bậc mặc dù bốn đất sét được chuẩn bị gần như cùng các điều kiện độ ẩm đất đầm chặt và dung trọng khô lớn nhất. Kết quả nghiên cứu cho thấy, có 3 nhóm yếu tố có ảnh hưởng lớn đến tính thấm của đất sét đầm chặt : 1. Các biến liên quan đến việc chuẩn bị đất sét đầm chặt. 2. Hóa học thấm 3. Các phương pháp thí nghiệm Hình 1.9: Khả năng biến đổi hệ số thấm của đất sét đầm chặt Ảnh hưởng của các biến đầm chặt đến vi cấu trúc và k của đất sét đầm chặt được Mitchell et al. (1965) nghiên cứu đầu tiên và được thấy trong hình 1.10. Hình này cho biết là, nói chung là sự giảm từ hai đến ba lần độ thấm khi cấu trúc đất chuyển từ phía khô đến phía ướt của độ thấm tốt nhất. Tính thấm thấp nhất xảy ra ở phía ướt của độ ẩm tốt nhất, khi vượt quá có khả năng hồi phục phần nào. Đó là cơ sở cho quy trình kĩ thuật hiện thời khi chuẩn bị đất sét đầm chặt phía ướt của độ ẩm tốt nhất trong khi xây dựng lớp sét lót cho bãi chứa chất thải. 18 Các nghiên cứu gần đây cũng đã xác lập các ảnh hưởng của các biến như loại và năng lượng đầm chặt và kích cỡ các cục đất dùng trong quá trình đầm chặt. Có thể tham khảo sự mô tả chi tiết các vấn đề này của Day và Daniel (1985) và Daniel (1987) và mô hình chùm của Olsen. Hình 1.10: Biến đổi hệ số thấm theo độ ẩm đất chế bị và năng lượng đầm chặt (theo Mitchell et al. 1965) Sự giảm kích thước cục đất và loại trừ các lỗ rỗng giữa các cục sẽ cho các lỗ rỗng vi kết cấu nhỏ hơn và dẫn đến khả năng thấm nhỏ hơn (Benson và Daniel, 1990). Không giống trường hợp của cát, hóa học của sự thẩm thấu (ngoài tính chất vật lí của độ nhớt) ảnh hưởng tính thấm đất sét đầm chặt. Đó là do hóa bề mặt mà các hạt sét biểu hiện khi tương tác với chất lỏng lỗ rỗng trong giai đoạn chế bị cũng như trong giai đoạn thấm. Lý thuyết lớp kép khuếch tán là cơ sở để rút ra các kết luận tổng quát về hóa thẩm thấu biến đổi vi cấu trúc của đất sét đầm chặt. Dựa trên sự thẩm thấu đang xúc tiến cấu trúc kết bông hay phân tán, có khả năng dự đoán định tính ảnh hưởng đến tính thấm. Các yếu tố làm giảm bề dày lớp kép hay chiều dài Debye, tạo ra kết cấu kết bông. Nói chung, kết cấu kết bông làm tăng tính thấm còn kết cấu phân tán làm giảm tính thấm. Dựa trên các ảnh hưởng của thành phần chất lỏng lỗ rỗng đến bề dày lớp kép khuếch tán, có thể phỏng đoán các biến đổi giống như thế về tính thấm. Xu hướng biến đổi tính thấm do sự biến đổi các thông số chất lỏng lỗ rỗng phổ biến được thấy trong bảng 1.2. Các ảnh hưởng của một số chất ô nhiễm thực, đa dạng đến cấu trúc đất và k chưa được thiết lập cần được tiếp tục nghiên cứu. Theo Daniel (1989), khả năng thấm hiện trường thường lớn hơn 10 đến 1000 lần bằng các phương pháp trong phòng . 19 Bảng 1.2. Các xu hướng biến đổi tính thấm do tăng cao các thông số chất lỏng lỗ rỗng phổ biến Các thông số được tăng pH Nồng độ chất diện phân Hóa trị cation Kích thước cation Hằng số chất điện môi Xu hướng bề dày lớp kép khuếch tán (1/K) Tăng Giảm Giảm Tăng Tăng Cấu trúc đất tạo ra Phân tán Kết bông Kết bông Phân tán Phân tán Xu hướng tính thấm Giảm Tăng Tăng Giảm Giảm 1.3.5. Các nguyên lí và đặc trưng của dòng thấm trong đất không bão hòa a. Các nguyên lí của dòng thấm trong đất không bão hòa Với các xử lý như trong đất bão hòa, chấp nhận khái niệm ống mao quản để đặc trưng cho dòng thấm không bão hòa. Chú ý chỉ tới cơ cấu truyền động, tức là thế áp lực – được gọi là thế hút dính khi xem xét đới không bão hòa. Với một ống mao quản đơn, thế hút dính tỉ lệ nghịch với bán kính ống. Quan hệ nghịch trong hình 1.11 cho thấy là khi các lỗ rỗng trong khối đất được lí tưởng hóa như các ống mao quản, nước trong các lỗ rỗng nhỏ hơn có thể hút dính cao hơn các lỗ rỗng lớn hơn. Điều này có nghĩa là khi đất bão hòa bắt đầu chuyển sang không bão hòa, các lỗ rỗng lớn hơn thoát nước trước tiên sau đó là các lỗ rỗng nhỏ hơn. Do vậy, độ ẩm thể tích θ tại trạng thái không bão hòa của đất đã cho là sự phản ánh trạng thái năng lượng hay thế hút dính của nước. Sự phụ thuộc nội tại này giữa độ ẩm và thể hút dính là một yếu tố quan trọng và làm cho dòng không bão hòa khó mô tả đặc trưng hơn dòng bão hòa. Khi thể tích nước là hằng số bằng độ rỗng được huy động như là kết quả của độ chênh thế áp lực tác dụng trong đới bão hòa, trong trường hợp đới không bão hòa thì độ ẩm biến đổi liên tục với thế áp lực. Hình 1.11: Quan hệ nghịch giữa thế hút dính và bán kính ống mao quản 20