دانلود مقاله مسا?ل تراوش

مقدمه
1-روش های حل مسایل تراوش
روشهای مختلف حل مسائل مربوط به آنالیز تراوش کف و دیواره کانال خاکی را می توان در سه دسته به صورت زیر طبقه بندی کرد.
الف-روش های تحلیلی
ب-روش های شبیه سازی الکتریکی
ج-روش های عددی
1-1-روش های تحلیلی
روش های حل تحلیلی برای اولین بار در سال 1906 توسط THEM جهت مطالعه جریانهای زیرزمینی در یک محیط همسان در حالت جریان ماندگار مورد استفاده قرار گرفت.

این مطالعه اندازه گیری ضریب قابلیت نفوذ در سفره های آب زیرزمینی را از طریق آزمایشات پمپاژ میسر می ساخت.

لازم به ذکر است که اصول کلی تراوش از کانالهای خاکی نیز از تئوری جریانهای زیرزمینی تبعیت می کند.
در سال 1931 ریچاردز از ترکیب قانون دارسی و معادله پیوستگی جریان، معادله حاکم بر هیدرودینامیک محیط های متخلخل را ارائه نمود.
در سال 1935 تایس THEIS جریان غیر ماندگار ناشی از پمپاژ در یک سفره تحت فشار با محیط یکنواخت و همسان با استفاده از روش حل تحلیلی معادلاتی را بدست آورد که از طریق آنها ضرایب هیدرودینامیک شامل ضریب قابلیت انتقال و ضریب ذخیره یک سفره آب زیرزمینی تحت فشار با انجام آزمایشات پمپاژ مشخص کرد.
از روشهای حل تحلیلی در بررسی جریانهای غیر ماندگار محیط های ناهمسان با تراوش های متغیر در زمان و مکان نمی توان استفاده کرد.

در این حالت روشهای شبیه سازی الکتریکی و روشهای عددی یا مدلهای ریاضی با در نظر گرفتن شرایط اولیه و مرزی مناسب قابل استفاده خواهد بود.
از روشهای حل تحلیلی در بررسی جریانهای غیر ماندگار محیط های ناهمسان با تراوش های متغیر در زمان و مکان نمی توان استفاده کرد.

در این حالت روشهای شبیه سازی الکتریکی و روشهای عددی یا مدلهای ریاضی با در نظر گرفتن شرایط اولیه و مرزی مناسب قابل استفاده خواهد بود.

2-1-روشهای شبیه سازی الکتریکی اساس مدلهای شبیه سازی الکتریکی بر یکسان بودن معادلات حاکم بر قوانین بیان کننده جریان آب کف و دیواره کانالهای خاکی با معادله های جریان الکتریسیته در اجسام هادی استوار است.

با استفاده از این تشابه می توان جریان مربوط به تراوشات از یک کانال خاکی را با در نظر گرفتن یک شبکه مقاومتها و خازنها، نظیر و متناسب با معادلات جریان مثل معادله لاپاس مورد بررسی قرار داد.

از طریق اندازه گیری پتانسیل الکتریکی در نقاط مختلف شبکه و در نظر گرفتن وجه تشابه بین معادلات جریان آب و جریان الکتریسیته، توزیع پتانسیل آبی را در یک کانال خاکی می توان شبیه سازی کرد.

روش شبیه سازی الکتریکی نخستین بار در سال 1942 توسط BAKER , PASCHKIS جهت حل مسائل هدایت حرارت بکار گرفته شد و سپس در بررسی مسائل مخازن نفت BRUCE)- 1942) امکان پذیر شد.

بررسی های زیادی در مورد مدل های شبیه سازی الکتریکی تاکنون صورت گرفته بطوری که این روش قادر است مسائل پیچیده مربوط به جریانهای زیرزمینی از جمله تراوشات از کانال خاکی را تحلیل نماید.

3-1-روشهای عددی این روش ها در سالهای اخیر با توسعه و پیشرفت در ساختمان ماشین های محاسباتی الکتریکی (کامپیوتر)، با ظرفیت حافظه و سرعت عمل زیاد، همراه با پیشرفت تحلیل عددی و ریاضیات کاربردی مهندسی از اهمیت بیشتری برخوردار شده است.

عملیات محاسباتی مربوط به روش های حل عددی حجیم بوده و بکار گرفتن آنها در مسایلی نظیر تراوش از کانالهای خاکی نیاز مبرم به کامپیوتر داشته و بدون استفاده از ماشین های محاسباتی الکترونیکی امکان استفاده از روش های حل عددی ممکن نیست.

بخاطر دقت خوب مدلهای ریاضی، دامنه استفاده از این مدل ها روز به روز وسیع تر می شود.

در سال 1956 این روش توسط STALIMAN در بررسی آبهای زیرزمینی مورد استفاده قرار گرفت.

روشهای عددی شامل روشهای تفاضلهای محدود، المانهای محدود و مرزی است.

استفاده از روشهای تفاضلهای محدود برای جریان در محیط های غیر همسان و غیر یکنواخت توسط REMCON در سال 1956، FREEZE (1966) و WITHERSPOON در سال 1967 صورت گرفت.

کاربرد روش اجزا محدود (المانهای محدود) بیشتر در مورد مسائل مربوط به ژنوتکنیک و سازه توسعه یافته است بطوری که در این زمینه می توان به مطالعات تحقیقاتی ZIENKIWICZ و CHEUNG(1965)، BROWN , TAYLOR (1967) و WITHERSPOON (1975) اشاره کرد.

یک روش عددی جدید بنام برنامه ریزی پویا برای حل مسائل جریانهای زیرزمینی اخیراً بکار برده شد.

این روش ابتدا برای حل مسائل بهینه سازی در محاسبات اقتصادی توسط R.BELIMAN (1949) مورد استفاده قرار گرفت و بعداً توسط E.D.ANGEL (1968) از این روش برای حل عددی معادله مشتقات جزئی خطی استفاده شد.

همچنین روش اخیر توسط M.MIRABZADEH برای حل معادله جریان در محیط های متخلخل بکار برده شد.

نامبرده اخیراً روش مذکور را در مدلهای ریاضی دو بعدی (1972) و سه بعدی (1974) سفره های آب زیرزمینی، مدل ریاضی بهینه سازی بهره برداری از ذخایر آب زیرزمینی (1981)، بررسی جریانهای مستوی با سطح آزاد (جریان از سدهای خاکی 1982) و بالاخره در مدل ریاضی تحکیم دو بعدی سدهای خاکی (1983) و بررسی نشست سفره های تحت فشار ناشی از عمل پمپاژ (1984) مورد استفاده قرار داد.

در روش المانهای مرزی میدان مورد مطالعه به تعدادی اجزاء تقسیم می شود و تغییرات (یا حرکت) کمیت فیزیکی مورد نظر در روی این مرزها تعیین می گردد.

اساس این روش مبتنی بر استفاده از یک تابع تقریبی است که در معادلات میدان مورد مطالعه صادق باشد که شرایط مرزی را ارضا نمی کند.

در این صورت مقدار معادلات حاکم در داخل میدان صفر خواهد شد و تنها حل معادلات شرایط مرزی باقی خواهند ماند.

این روش نیمه تحلیلی بوده که منجر به تشکیل معادلات انتگرالی می گردد.

پس از تبدیل انتگرال روی سطح به انتگرال در روی مرزهای میدان باید این انتگرال ها را حل نمود.

4-1-مقایسه روش اجزاء محدود با روش تقاضل های محدود در تحلیل جریانهای غیر ماندگار کاربرد هر دو روش فوق منجر به حل یک دستگاه معادلات خطی در هر فاصله زمانی می گردد.

تشکیل دستگاه معادلات در روش تفاضلهای محدود در حجم کنترل به مراتب ساده تر بوده ولی در عوض روش اجزاء محدود امکان می دهد که بتوان برای بخشی از مسائل بویژه شبکه را مناسب تر انتخاب کرد.

مثلاً در بررسی جریان در یک کانال خاکی که موقعیت مرز یا پتانسیل معلوم (سطح آزاد آب و سطح تراوش) نامعین باشد، انتخاب اجزاء مثلثی امکان می دهد که بتوان دقیق تر موقعیت سطح آزاد و سطح تراوش را مشخص کرد.

در روش اجزاء محدود شبکه بندی حوزه مورد بررسی از اهمیت ویژه ای برخوردار بوده زیرا دقت نتایج محاسبات و مدت زمان محاسبه به آن بستگی دارد.

5-1-بررسی کارهای دیگران در مورد حل مسائل تراوش مطالعات مسائل مربوط به تراوش بطور جدی از زمان هنری دارسی شروع شد که خود دارسی در سال 1856 نتایج مطالعات و آزمایشات تجربی خود را بر روی ماسه ها در غالب یک قانون تجربی ارائه داد.

هر چند که افراد دیگری نیز بعد از دارسی بر تحلیل مسائل تراوش در حالتهای مختلف همت گماشته اند لیکن هنوز هم رابطه تجربی دارسی از اعتبار خاصی در بررسی مسائل تراوش برخوردار است.

محققین مختلفی در زمینه های تراوش کار کرده اند و نتایج مطالعات خود را در کتابها و مقالات علمی در سطح جهان به ثبت رسانده اند.

در بعضی از این مطالعات علمی، کارآیی رابطه تجربی دارسی مورد آزمایش قرار گرفته و مهر تایید مجدد بر این قانون زده شده است.

برخی از محققین نیز سعی کرده اند که پایه و اساس تئوری قانون دارسی را پیدا کنند.

تعدادی از محققان صاحب نظر در مسائل تراوش با بهره گیری از کارهای تجربی از طریق مدلهای هیدرولیکی اقدام به تحلیل مسائل تراوش در حالتهای مختلف کرده اند.

روشهای مختلف عددی نیز توسط محققان مختلف در حل مسائل تراوش بکار برده شده است.

در استفاده از هر یک از این روشهای عددی محققان نقاط ضعف و قوت روشها را بررسی کرده و سعی کرده اند که مشکلات و معایب این روش ها را رفع نمایند.

6-1-روش عددی مورد استفاده در این رساله در این رساله جهت حل معادله ی دیفرانسیلی حاکم بر پدیده تراوش با توجه به شرایط مرزی و اولیه در حالتهای غیر اشباع و اشباع، غیر همگن و همگن، غیر ایزوتروپ، برای جریان غیر ماندگار ار روش تفاضلهای محدود در حجم کنترل استفاده شده است.

اساس روش تفاضلهای محدود سری های تیلور و مکلورن می باشد.

با بهره گیری از سری تیلور می توان مشتقات مرتبه اول، دوم و … یک تابع را بر حسب مقادیر تابع در نقاط دلخواه بیان کرد.

در این روش ابتدا میدان مورد مطالعه به صورت مربع یا مستطیل شبکه بندی شده و بعد با توجه به شرایط مرزی معادله دیفرانسیلی حاکم با استفاده از تفاضلهای محدود در حجم کنترل نوشته می شود.

بنابراین یک دستگاه معادلات خطی همزمان تشکیل می شود که با حل آن مجهولات در میدان مورد نظر بدست می آیند.

در روش حجم کنترل ابتدا از معادله دیفرانسیل در یک حجم کنترل با توجه به شرایط مرزی حاکم انتگرال گیری شده و سپس با استفاده از تفاضلهای محدود از طریق دستگاه معادلات خطی همزمان مقادیر مجهولات میدان حساب می شود.

7-1-مزایا و معایب روشهای عددی المانهای مرزی بخاطر نیمه تحلیلی بودن از دقت زیادی برخوردار بوده و در عین حال علاوه بر سرعت مناسب یک روش نسبتاً ساده ای است ولی معایب عمده اش این است که در محیط های غیر همگن بسیار مشکل می گردد.

روش المانهای محدود از جامعیت خوبی در حل مسائل تراوش برخوردار بوده و دارای دقت و سرعت زیادی در حل مسائل نشت است.

عیب روش المانهای محدود پیچیدگی آن در روش شبکه بندی و اشغال حافظه زیاد کامپیوتر است.

بطوری که در روش المانهای محدود شبکه بندی حوزه بخوبی صورت نگیرد نتایج محاسبات رضایت بخش نبوده و نیز مدت زمان محاسبه نیز زیاد خواهد شد.

روش تفاضلهای محدود از جامعیت خوب و سرعت مناسبی برخوردار بوده و در محیط های غیر همگن براحتی قابل استفاده است.

بطور کلی وقتی که محیط مورد مطالعه غیر همگن و غیرایزوتروپ باشد کابرد روش تفاضلهای محدود مناسب ترین روش می باشد.

8-1-هدف از انجام رساله (موضوع پایان نامه) موضوع این رساله شامل دو مورد زیر می باشد: الف- محاسبه مقدار تراوش کف و دیواره کانال خاکی در شرایط جریان غیر ماندگار محیط های غیر همگن، غیرایزوتروپ و غیر اشباع از طریق برنامه ای که به زبان کوئیک بیسیک نوشته شده، می توان مقدار تراوش را محاسبه کرد.

ب-محاسبه تبخیر از سطح آزاد کانال در شرایط جریان آب در کانال خاکی میزان تبخیر از سطح آزاد کانال به روش محاسبه می شود که در نهایت مقدار تراوش و تبخیر محاسبه شده را به عنوان تلفات آبی در نظر گرفته و عرض کف بهینه کانال را با توجه به داشتن حداقل تلفات آبی محاسبه می کنیم.

9-1-روشهای آنالیز تراوش 1-روشهای اشباع ماندگار در استفاده از این روش بدلیل مشخص نبودن سطوح آزاد و خط نشت در کانالهای خاکی با مشکل روبرو می شویم و چون سطح آزاد یکی از مرزهای مهم بحساب می آید لذا از این روش استفاده نشد.

2-روش غیر اشباع: در جریانهای غیر ماندگار چون مناطق اشباع و غیر اشباع با زمان تغییر می کنند و این حالت مطابقت نزدیکی با فیزیک مساله دارد بخاطر آن در این رساله از روش غیر اشباع استفاده شده که معایب موجود در روش اشباع را نیز برطرف می کند.

معادلات بکار برده شده در این رساله معادلات دیفرانسیلی غیر اشباع می باشد.

اطلاعات ورودی به برنامه شامل فواصل افقی و عمودی گره ها، رابطه بین ضریب نفوذ پذیری (K) و پتانسیل ماتریک که در آن h-z= بوده و h و z بترتیب بار هیدرولیکی کل و ارتفاع هر نقطه مورد نظر از یک سطح مقایسه می باد.

همچنین رابطه بین رطوبت خاک و نیز به برنامه معروفی می شود.

2-تئوری حرکت آب در خاک 2-1-مقدمه ای بر نفوذ (infiltration) عمل ورود آب از سطح خاک بداخل آن را نفوذ گویند.

میزان رطوبت اولیه خاک تاثیر عمده ای در سرعت نفوذ آب در خاک دارد، هر چه رطوبت اولیه خاک بیشتر باشد سرعت نفوذ کمتر خواهد شد.

میزان نفوذ در خاکهای خشک بیشتر از خاکهای مرطوب است.

عواملی نظیر بافت و ساختمان خاک، درجه پوکی و اندازه خلل و فرج خاک، ارتفاع آب در سطح زمین و خصوصیات سیال مقدار نفوذ را تحت تاثیر خود قرار می دهند.

خاکهای رس بدلیل داشتن مواد کلوئیدی و آلی در ضمن مرطوب شدن متورم شده و باعث پراکندگی ذرات خاک و سرعت نفوذ را شدیداً کاهش می دهند، چون این ذرات در لابلای منافذ خلل و فرج خاک قرار می گیرند و مانع نفوذ آب در خاک می شوند.

هر چه پوکی خاک بیشتر و اندازه خلل و فرج نیز بزرگتر باشد نفوذ آب در خاک با سهولت بیشتری صورت می گیرد.

اگر آب نفوذی به خاک گل آلود باشد، سرعت نفوذ کمتر خواهد بود.

زیرا ذرات ریز محلول در آب سبب پر شدن منافذ بین خلل و فرج خاک شده و نهایتاً راههای فرار آب در خاک را محدود تر می کند.

2-2-مکانیسم نفوذ ورود آب بداخل خاک (نفوذ) تحت تاثیر نیروهای ثقلی و کاپیلاری صورت می گیرد، نیروی ثقل در جهت عمود عمل می کند در صورتی که نیروی کاپیلاری در ابتدا که خاک خشک و منافذ موئین خاک از آب، فقط نیروی ثقل بر نفوذ تاثیر داشته و جریان نفوذ به صورتی عمودی صورت می گیرد.

به همین علت است که سرعت نفوذ ابتدا در سطح خاک زیاد بوده و سپس با کاهش تدریجی خود به مقدار ثابتی می رسد.

3-2-توزیع رطوبتی خاک در حین نفوذ اگر در سطح یک خاک همگنی، مقداری آب تجمع پیدا کند در این حالت مشاهده می شود که ضمن نفوذ آب در خاک، مطابق شکل (1-2) چهار منطقه کاملاً متمایز از نظر رطوبت، به شرح زیر قابل ملاحظه است.

شکل (1-2) نواحی رطوبتی خاک در ضمن نفوذ را نشان می دهد.

الف- ناحیه اشباع که در نزدیکی سطح زمین قرار گرفته و رطوبت خاک با عمق تغییر نمی کند.

ب-ناحیه بینابینی با جریان غیر اشباع و دارای رطوبت یکنواخت ج-ناحیه مرطوب که رطوبت خاک در این ناحیه با عمق کاهش سریع دارد.

جعبه رطوبتی که در زیر منطقه مرطوب قرار گرفته و در واقع حد فاصل خاک مرطوب و خشک است.

اگر میزان آب نفوذی به خاک کمتر از ظرفیت نفوذ باشد، همه آن وارد خاک شده و در خاک انتقال می یابد که در این صورت شدت آب نفوذی، سرعت نفوذ را تعیین می کند.

برعکس، اگر آب تجمع یافته در سطح خاک بیشتر از ظرفیت نفوذ باشد، شدت آب نفوذی به ظرفیت نفوذ بستگی داشته و ظرفیت نفوذ تعیین کننده میزان آب نفوذی به خاک خواهد بود.

اگر سطح خاک خشکی را به حالت اشباع درآوریم نیروی مکش که در چند میلی متری سطح خاک بر آن اعمال می شود قابل ملاحظه است ولی به تدریج که آب در خاک نفوذ کرده و ضخامت بیشتری از آن را مرطوب می سازد مقدار نیروی مکش در این صورت ناچیز خواهد بود.

سرعت نفوذ در استوانه ای از خاک که بطور افقی قرار گرفته باشد، تقریباً برابر صفر بوده ولی در نفوذ عمودی، سرعت نهایی نفوذدر یک خاک همگن به مقدار ثابتی میل می کند که برابر ضریب آبگذاری اشباع خاک است.

در صورتی که سطح خاک نیمه اشباع باشد در این حالت سرعت نفوذ معادل هدایت موئینه ای خاک خواهد شد.

بطور کلی سرعت نفوذ در خاکهای اشباع ثابت بوده و مستقل از زمان و ضخامت لایه اشباع خاک می باشد، اما در جریانهای غیر اشباع، ضخامت آبی که اطراف خاک را فرا گرفته و یا به جدار خلل و فرج خاک چسبیده، تعیین کننده مقدار نفوذ بوده و مقدار نفوذ و سرعت آن برعکس خاکهای اشباع، در خاکهای غیر اشباع ثابت نبوده و تابعی از زمان، عمق و مقدار آن نفوذی به خاک است.

در خاکهای اشباع منافذ خاک پر از آب بوده و ارتباط این منافذ با همدیگر باعث تشکیل یک محیط پیوسته بوده که سبب یکنواختی سرعت نفوذ در خاکهای همگن می شود.

در صورتی که خاکهای غیر اشباع از چنین قاعده ای برخوردار نبوده و بخاطر جذب یا دفع آب منافذ و خلل و فرج خاک سرعت نفوذ نیز دچار نوسان می شود شکل (2-2) شمایی از جریانهای اشباع و غیر اشباع در خاک را نشان می دهد.

4-2-معادلات حاکم بر نفوذ تاکنون معادلات زیادی در مورد نفوذ ارائه شده است.

از جمله کوستیاکوف (1932) Kostiakov، هورتون (1940 و 1933) Horton، هولتان (1973) Holtan، هنسن (1955) Hansen، گرین و امپت (1911) Green and ampt، فیلیپ (1969 و 1957) hpilip و غیره که در کتب مختلف فیزیک خاک (Soil physics) آمده است.

تجربه نشان داده است که سرعت نفوذدر عمل برای خاکهای غیر همگن بیشتر از مقداری است که از معادلات مختلف نفوذ برآورد می شود.

واتسن (1959) Watson با انجام آزمایشی مشاهده کرد که معادله فیلیپ در مراحل اولیه نفوذ دقیق تر از معادله هورتون میزان نفوذ را برآورد می کند ولی نفوذ نهایی از طریق این دو معادله مقارت نزدیکی با منحنی نفوذ اندازه گیری شده در آزمایشگاه دارد.

5-2-ضریب نفوذپذیری خاک در محیط های اشباع و غیر اشباع یکی از مشخصات مهم فیزیکی خاک نفوذ پذیری آن می باشد که در مسائل مربوط به حرکت آب در خاک از اهمیت ویژه ای برخوردار است.

نفوذپذیری استعداد و توانایی خاک را جهت عبور سیالات بویژه آب از خود نشان می دهد.

ضریب نفوذ پذیری (هدایت هیدرولیکی) خاک در محیط های اشباع حداکثر مقدار خود را داشته و ثابت است.

ولی محیط غیر اشباع دارای مقادیر ضریب نفوذ پذیری متفاوت در زمان و مکان می باشند.

عواملی مانند خصوصیات فیزیکی خاک (بافت و ساختمان خاک)، مقدار مواد آلی، اکسید آهن، کانی های رس و درصد سدیم تبادلی و غلظت املاح محلول نفوذپذیری خاک را تحت تاثیر خود قرار می دهند.

اندازه و شکل ذرات خاک، فضای خالی را تعیین می کنند.

تجزیه مکانیکی خاک بیان کننده یک توزیع مناسب برای ذرات مختلف بوده و ذرات ریزتر در فضای خالی بین ذرات درشت تر قرار گرفته واز تخلخل کل خاک می کاهند.

ذرات رسی با جاری شدن آب در خاک قابل حمل بوده و فضای خالی بین ذرات درشت تر قرار می گیرند و این عمل باعث می شود که خاک با داشتن تخلخل قابل توجه نفوذپذیر مطلوبی را نداشته باشد.

زیرا انتقال مواد رسوبی و یا ذرات دیگر ریز ارتباط داخلی خلل و فرج خاک را قطع می کند که در نهایت ضریب نفوذ پذیری نیز کاهش پیدا می کند.

مواد آلی باعث افزایش نفوذپذیری خاک می شود.

اکسیدهای آهن نیز با ایجاد پوششی از خود، باعث حفظ یکپارچگی و انسجام توده خاک شده و به همین علت خاکهای مناطق گرمسیری از یک نفوذپذیری مناسب برخوردار هستند.

6-2-روش های تعیین ضریب نفوذپذیری خاک در محیط های اشباع یکی از عیب های تعیین ضریب نفوذپذیری خاک در حالت اشباع، آن است که نخست باید خاک را به صورت اشباع درآورد.

اگر خاک مورد نظر همگن نباشد تعیین نفوذ پذیری واقعی خاک مشکل بود و بایستی در هنگام اندازه گیری نفوذپذیری خاک دقت لازم را به عمل آورد.

برخی از روش های تعیین ضریب نفوذ پذیری در خاک عبارتند از: الف- روش بارپایا (constant Head Method) ب- روش استوانه ای مضاعف (Double Tube Method) ج- روش بارافتان (Falling Head Method) د- روش چاهک (Auger Hole Method) 1-6-2-روش بارپایا در این روش که یک روش آزمایشگاهی است ارتفاع آب بر روی نمونه خاک ثابت می ماند.

با استفاده از مته های مخصوص نمونه ای از اعمال مورد نظر خاک را تهیه کرده و در داخل استوانه ها قرار می دهند.

در زیر نمونه ظرفی به منظور جمع آوری آب و اندازه گیری مقدار آب خروجی قرار می دهند.

اگر L طول نمونه، A سطح مقطع نمونه خاک مورد آزمایش و V حجم آب جریان یافته از داخل نمونه در مدت زمان t باشد و H بار آبی یا ارتفاع بین دو سطح ثابت آب در آزمایشگاه باشد طبق قانون دارسی ضریب نفوذپذیری خاک (k) به صورت زیر محاسبه می شود: (1-2) در آزمایش فوق برای اینکه نمونه خاک مورد آزمایش هواگیری شود حالتی را بوجود می آوریم که جهت جریان آب در داخل نمونه از پایین به بالا باشد.

2-6-2-روش استوانه های مضاعف در این روش آب زیادی جهت اشباع کردن محیط آزمایش لازم است.

این روش ضریب نفوذ پذیری را فقط در جهت عمودی اندازه می گیرد.

3-6-2-روش بار افتادن اصول کلی این روش نیز مانند روش بارپایا است ولی بار آبی یا ارتفاع بین دو سطح آب در بالا و پایین نمونه دیگر ثابت نیست.

از این روش زمانی استفاده می شود که نفوذ پذیری خاک کم باشد.

معادله کلی تعیین ضریب نفوذ پذیری (K) در این روش به صورت زیر است.

(2-2) در رابطه (2-2): (T1-T0) فاصله زمانی آزمایش، H0 ارتفاع سطح آب در شروع و H1 سطح آب در پایان آزمایش است.

در این روش نمونه خاکی استوانه قرار داده شده و بر روی آن آب می ریزند A2, A1 سطح مقطع یا استوانه آزمایش در ترازهای آب H1,H0 می باشد.

4-6-2-روش چاهک در این روش که یکی از روش های متداول بوده، با حفر چاهی در زیر سطح ایستایی، ضریب آبگذاری اشباع را اندازه گیری می کنند.

در این روش قبل از آزمایش، آب داخل چاهک را خالی می کنند.

روش های دیگری نیز نظیر روش پمپاژ از چاه، روش پیزومتر و روش دو چاه برای تعیین ضریب نفوذپذیری خاک بکار برده می شود.

7-2-تعیین ضریب نفوذپذیری خاکهای غیر اشباع ضریب نفوذپذیری در خاکهای غیر اشباع ثابت نبوده (برعکس خاکهای اشباع که ضریب نفوذ پذیری ثابتی دارند) و تابعی از مقدار رطوبت خاک می باشد.

نفوذپذیری خاکهای غیر اشباع به هدایت موئینه ای نیز موسوم است.

اگر نمونه ای از یک خاک غیر اشباع در داخل استوانه ای قرار داده شود، چون نیروی مکش در طول استوانه ای محتوی خاک متغیر است، لذا رطوبت و هدایت موئینه ای نیز در طول استوانه متغیر خواهد بود.

اگر نیروی مکش را در انتهای استوانه ثابت نگهداریم، فرآیند جریان یکنواخت شده و نوسانات رطوبت پتانسیل فشاری و هدایت موئینه ای یا ضریب نفوذ پذیری (K) در طول نمونه مطابق شکل (3-2) خواهد بود.

شکل (3-2) تغییرات ، و (K) با فاصله را نشان می دهد.

چون شیب پتانسیل در طول استوانه متغیر است، بنابراین نمی توان از رابطه دارسی مقدار ضریب نفوذپذیری را حساب کرد و لازم است در هر نقطه شیب پتانسیل و شدت q جریان مشخص باشد.

اگر بقدر کافی کوچک باشد، می توان نیروی مکش را به صورت زیر مشخص کرد.

(3-2) در رابطه (3-2) h2, h1 فاصله عمودی بین نمونه خاک در دو مخزن آب می باشد.

در خاکهای غیر اشباع چون مقدار رطوبت ثابت نبوده و با زمان و مکان تغییر می کند، با تغییر رطوبت مکش خاک نیز تغییر کرده و در نهایت ضریب نفوذپذیری خاک هم دچار نوسان می شود.

در صورتی که در خاکهای اشباع مقدار رطوبت ثابت بوده و ضریب نفوذ پذیری (K) نیز با حفظ حداکثر مقدار خود، ثابت می ماند.

8-2-تعیین رطوبت و پتانسیل آن در خاک میزان آب در خاک همیشه در حال تغییر بوده و عواملی نظیر نفوذپذیری، باران و درجه حرارت این تغییرات را بوجود می آورند.

برای ارزیابی رطوبت خاک، نمونه هایی از خاک را تهیه کرده و با استفاده از روش های متداول در اعماق مختلف پتانسیل و میزان رطوبت را تعیین می کنند.

تعیین رطوبت خاک به دو علت مورد نیاز است: اول تعیین حجم آب موجود در خاک و دوم تعیین پتانسیل رطوبت خاک که باعث حرکت آب در خاک می شود.

بطور کلی رطوبت خاک تابعی از پتانسیل آب در خاک است و در محیطهای اشباع میزان رطوبت خاک ثابت بوده و حداکثر مقدار خود را داراست در صورتی که در خاکهای غیر اشباع رطوبت با زمان و مکان تغییر می کند.

جهت تعیین رطوبت در خاک، مناسبترین روش این است که نمونه ای از خاک را در اعماق مختلف خاک تهیه کرده و رطوبت آن را نسبت به وزن یا حجم نمونه بدست آوریم.

در تعیین رطوبت خاک بروش وزنی ساختمان خاک بهم می خورد ولی در روشهای اندازه گیری رطوبت بطور غیر مستقیم ساختمان خاک بهم نمی خورد.

بطور مستقیم اگر وزن خشک خاک مرطوبی را بدست بیاوریم، اختلاف وزنهای خاک و مرطوب و خشک برابر وزن آب در نمونه خاک خواهد بود، حالا اگر نسبت وزن آب به وزن خاک خشک را به صورت درصد محاسبه کنیم، درصد رطوبت موجود در خاک نمونه حاصل خواهد شد.

روشهای مختلفی جهت تعیین رطوبت خاک موجودند که برخی از آنها در زیر آمده است: 1-استفاده از اصل ارشمیدس 2-استفاده از نوترون 3-استفاده از اشعه گاما دو روش آخر روش های اتمی اندازه گیری رطوبت خاک را تشکیل می دهند.

1-8-2-روش اصل ارشمیدس استفاده از اصل ارشمیدس جهت تعیین رطوبت خاک توسط چانگ (chang) و همکاران در سال 1962 پیشنهاد شد.

طبق اصل ارشمیدس اگر جسمی در مایعی قرار گیرد، معادل وزن مایع هم حجم جسم، از آن کاسته می شود.

برای انجام آزمایش در این روش نمونه خاک را در یک ظرف مکعب شکلی وزن کرده و با اضافه کردن آرام آب، حجم آن را تا V سانتیمتر می رسانیم.

با افزودن چند قطره الکل و بهم زدن آب، هوای محبوس شده را خارج می کنیم.

با استفاده از رابطه (4-2) درصد رطوبت خاک را بدست می آوریم.

(4-2) در رابطه (4-1): M درصد رطوبت خاک،V حجم ظرف آزمایش، p وزن مخصوص آب (یک گرم بر سانتیمتر مکعب)، G وزن مخصوص حقیقی خاک (65/2)،W وزن ظرف آزمایش پس از اضافه کردن آب تا حجم A, V وزن نمونه و ظرف خالی می باشد.

سینی و استوارت (1967) Saini and Stewart روش اخیر را با روش وزنی یا مستقیم مقایسه کرده و ملاحظه کرده اند که بین نتایج حاصله از دو روش فوق اختلاف معنی داری موجود نیست.

2-8-2-استفاده از روشهای اتمی برای تعیین ضریب نفوذپذیری در سال 1932 جیمز چدویک James Chadwick طی آزمایش در دانشگاه کمبریچ مشاهده کرد که هر گاه ذرات آلفا بر روی قطعه ای از بریلیوم در حال تماس با پارافین تابش نماید، پروتونها در سطح پارافین قابل تشخیص بوده وب ا نبودن صفحه پارافین پروتون ها نیز دیده نمی شوند.

چدویک نیتجه گرفت که در اثر واکنش ذرات الفا بر روی بریلیوم، ذراتی با بار الکتریکی خنثی بوجود می آید که در اثر برخورد با پارافین پروتونهایی از آن خارج می شود.

این دانشمند ذرات فوق را نوترون نامید و چون پارافین حاوی هیدروژن نیز هست لذا می توان نیتجه گرفت که کاربرد نوترون در اندازه گیری هیدروژن پارافین یا آب در این کشف مهم نهفته بوده است.

پس از پایان جنگ جهانی دوم دانشمندان زیادی در زمینه های تعیین رطوبت خاک از طریق نوترون و اشعه گاما نتایج تحقیقاتی خود را به صورت مقاله ارائه دادند و همزمان با این دوره کارخانه هایی نیز اقدام به ساخت دستگاههای مورد نیاز کردند که گرانی این ابزار و وسایل آزمایشگاهی، عیب بزرگی در این روشها محسوب می شد.

1-2-8-2-استفاده از نوترون تعیین رطوبت خاک به روش استفاده از نوترون بر اساس حرارتی شدن (کاهش انرژی آنها به هنگام برخورد با عناصری مانند اکسیژن و هیدروژن در خاک) آنها در برخورد با عناصری مانند هیدروژن و اکسیژن می باشد.

آب بطور کلی حاوی مقداری هیدروژن است و هیدروژن بیش از هنر عنصر دیگری در کاهش انرژی نوترونها در موقع برخورد موثر است.

اما چون در خاک علاوه بر آب مواد دیگری نیز مقداری هیدروژن دارند، لذا اندازه گیری آب در خاک با این روش محدود است.

برای انجام آزمایش در این روش نیاز به واسنجی Calibration داریم که در آن رابطه بین هیدروژن یا رطوبت خاک را با تعداد نوترون های حرارتی مشخص می کنند.

نوترونهای حرارتی با کاهش انرژی همراه بوده و اغلب سازندگان دستگاههای مورد نیاز این روش آزمایش، منحنی پایه یا کالیبره را ضمیمه دستگاه می کنند و در صورتی که آزمایش مطابق با اصول کالیبره صورت گیرد منحنی پایه همواره صادق خواهد بود.

اگر N شیب خط منحنی کالیبره یا نسبت تغییرات شماره در دقیقه به تغییر یک واحد رطوبت خاک، S تعداد متوسط شماره در دقیقه و C درصد حجمی رطوبت خاک باشد از رابطه زیر می توان ز را مشخص کرد.

(a4-2) 2-2-8-2-استفاده از اشعه گاما در روش استفاده از اشعه گاما برای تعیین رطوبت خاک، بر خلاف دستگاهی از نوترون جهت تعیین رطوبت خاک استفاده کرده و منبع نوترون و نوترون یاب داخل یک استوانه قرار می گرفت، در روش استفاده از اشعه گاما از دو استوانه استفاده می شود.

بدین ترتیب که در یک استوانه منبع اشعه گاما و در استوانه دیگر، دستگاه اشعه یاب قرار می گیرد.

چون آب در جذب اشعه گاما با انرژی زیاد، ضعیف است، بخاطر آن منابع مورد استفاده، به اشعه گاما از انواع کم انرژی محدود بوده و در این مورد می توان از سزیوم با انرژی قابل ملاحظه استفاده کرد.

دو استوانه فوق را در طرفین نمونه خاک قرار داده و شدت تشعشعات را در استوانه حاوی نوترون یاب ثبت و شمارش می کنند.

این روش زمانی کاربرد خوبی دارد که خاک در اثر جذب یا دفع آب دچار انقباض و انبساط بیش از حد نشود.

اگر C رطوبت خاک بر حسب گرم در سانتیمتر مکعب ، Mw ضریب جذبی مولکولهای آب، Ms ضریب جذب ذرات خاک، Ps وزن مخصوص ظاهری، X ضخامت لایه خاک یا فاصله دو استوانه، N0 تعداد شمارش در دقیقه در صورت نبودن خاک، Nm تعداد شمارش در دقیقه پس از عبور از خاک مرطوب و Nd شمارش در دقیقه برای خاک خشک باشد، از روابط زیر می توان رطوبت خاک را تعیین کرد: (5-2) (6-2) 9-2-پتانسیل آب در خاک عمده ترین پتانسیل های موجود در خاک، پتانسیل های ایستایی و ثقلی (Z) بر حسب متر می باشند.

دانشمندان زیادی از جمله باکینگهام (1907) Buckingham و چیلدز (1957) Childs (فیزیکدان مشهور انگلیسی) بر روی پتانسیل آب در خاک تحقیق کرده اند، عامل حرکت آب در خاک پتانسیل آب موجود در خاک می باشد.

در زیر پتانسیل ایستایی و ثقلی مورد بررسی قرار می گیرند.

1-9-2-پتانسیل ایستایی Hydrostaic Protential: یا اگر استوانه ای از خاک را بر روی سفره آبی قرار دهیم خاک این استوانه از قسمت تحتانی شروع به خیس شدن نموده و آب در لوله های موئین خاک صعود خواهد کرد که این عمل از پتانسیل ایستایی ناشی می شود.

پتانسیل ایستایی می تواند ارقام مثبت یا منفی (ماتریک) را داشته باشد.

بطور کلی پتانسیل ایستایی یا ماتریک عبارت از مقدار کاری است که واحد کمیت آب (جرم، وزن یا حجم) در انتقال از نقطه ای به نقطه دیگر، قادر به انجام آن است که بشرط آنکه در هر دو نقطه خاکی موجود باشد.

پتانسیل ماتریک که یک کمیت منفی است، باعث می شود تا آب به راحتی در یک خاک خشک جذب شده و مقداری انرژی حرارتی آزاد کند.

پتانسیل ایستایی اگر در زیر سطح ایستایی محاسبه شود با زیاد شدن عمق بخاطر وزن آب افزایش پیدا می کند، ولی در صورتی که در بخش فوقانی سطح ایستایی در نظر گرفته شود، چون نیروی مکش h به عنوان پتانسیل ماتریک عمل می کند و مقدار پتانسیل منفی خواهد بود.

بطور کلی مقدار پتانسیل ایستایی در مرز سطح ایستایی (سطح آب زیر زمینی) برابر صفر و در بالای این مرز منفی و در زیر سطح آب زیرزمینی یک مقدار مثبتی می باشد.

2-9-2-پتانسیل ثقلی Gravitatoinal Potential بخاطر نیروی ثقلی جرم آب با نیرویی معادل g به طرف زمین کشیده می شود که نیروی وارده به جرم آب از وزن آب ناشی می شود.

بنابراین پتانسیل ثقلی عبارت از مقدار کاری است که جهت انتقال واحد کمیت آب از نقطه ای مرجع به نقطه مورد نظر و یا به بیان ریاضی داریم: