Mer

2.3: Fysikken til grunnvannsbevegelse - geofag


Når overflatevann har infiltrert under jordoverflaten og fortsetter å bevege seg nedover ved perkolasjon, har det blitt grunnvann. På dette punktet må vi forholde oss til fysikken i grunnvannsbevegelse. Dette kommer under en gren av væskedynamikk kjent som strømme gjennom porøse medier. De viktigste egenskapene ved strømning gjennom porøse medier er felles med strømning i rør og kanaler, (kapittel 1), men visse aspekter er særegne for grunnvannstrømning.

Jeg vil si noen ting om grunnvannets bevegelse ved hjelp av et nytt givende hjemmeeksperiment (figur 2-6). Denne er ganske enkel å gjøre og vil være enkel og billig å sette opp på kort tid i kjelleren eller i hagen din. For dette eksperimentet må du ha et stort fartøy, åpent øverst, som holder vann uten for mange lekkasjer. Du kan spikre noe sammen av tre og gjøre det lekkasjesikkert med en fugepistol, eller du kan låne eller kjøpe en metalltrommel på 55 liter. En stor søppelfat av plast ville også være bra. Monter fatet på et stativ over gulvet eller bakken, og fest et vannrett rør til veggen på fartøyet rett over bunnen. Ikke bekymre deg for mye om det praktiske problemet med hvordan du fester røret til fatet på en måte som er lekkasjesikker eller nesten så. Stikk et stykke finmetallsikt over inngangen til røret når det forlater fatet. Fra rørets nedstrøms ende, fyll røret full av noe naturlig granulært materiale som jorda i hagen din eller sanden i sandkassen din. Når røret er fullt, fest et annet stykke finmetallsikt til nedstrømsenden av røret.

Kjør hageslangen din inn i fartøyet til vannet renner over, og la den gå under eksperimentet for å sikre et konstant vannnivå i fartøyet. Det du vil gjøre er å måle utslippet (det vil si volumstrømmen) av vann gjennom det porøse mediet og ut av enden av røret. Du kan enkelt måle dette ved å bruke et oppfangekar i nedstrømsenden av røret og måle volumet av vann som fanges opp i oppfangekaret med en målebeger og måle strømningstiden med en stoppeklokke.

Tenk nå på arten av det porøse granulære mediet i røret: det består av et enormt antall små faste partikler, med mer eller mindre uregelmessig geometri, hver i kontakt med noe lite antall nabopartikler. Se på et representativt volum av det porøse materialet. Den består av to forskjellige undervolumer (Figur 2-7): fast granulært materiale, og tomme mellomrom, som kan kalles tomrom eller porerom. Før du starter eksperimentet, er disse porene mellomrom fylt med luft. En av de viktige fysiske egenskapene til det porøse mediet er porøsitet, definert som volumet av porerom delt på hovedvolumet av materialet. Løs sand eller grus har vanligvis porøsiteter på omtrent 20–30%, avhengig hovedsakelig av størrelsesfordelingen av materialet: Et godt sortert granulært materiale har større porøsitet, alt annet likt, enn et dårlig sortert granulært materiale.

Det jeg vil at du skal studere i eksperimentet ditt er utslipp av vann gjennom røret som en funksjon av vannhøyden i fartøyet. Du kan enkelt variere høyden på vannet i fatet ved å kutte hull i siden av fartøyet slik at overflødig vann renner ut av fartøyet på forskjellige nivåer over inngangen til røret.

La oss tenke på før vi diskuterer resultatene av dette eksperimentet arten av flyt gjennom det porøse mediet i røret. Du kan ikke lett observere den strømmen, for selv om du laget røret av et gjennomsiktig materiale som glass eller akrylplast, ville du fortsatt ha vanskelig for å observere detaljene i flyt blant kornene. Men du kan forestille deg å krympe deg ned til mikroskopisk størrelse og ta en ubåttur gjennom det porøse mediet ved å drive sammen med strømmen.

Strømmen gjennom det porøse mediet er som å strømme gjennom et stort antall små rør med veldig uregelmessig geometri, forgrening og sammenføyning, som smalner når de passerer rundt korn og utvides når de passerer mellom korn. De smale, innsnevrede stedene blant kornene kalles pore hals. Selv om strømningsmønstrene er veldig kompliserte i detalj, strømens essensielle natur er ikke veldig forskjellig fra strømmen gjennom et rør; det er bare at "røret" nå er smalt, kronglete (med mange vendinger, altså) og veldig intrikat geometrisk.

Spørsmålet oppstår nå: Er strømmen gjennom det porøse mediet laminært eller turbulent? I laminær strømning beveger væsken seg i regelmessige rette baner uten å blande sidelengs. Når du heller en stiv (dvs. veldig tyktflytende) væske som olje eller maling, observerer du laminær flyt. Strømning av vann eller luft i det hele tatt, bortsett fra de tregeste hastighetene, er imidlertid turbulent. Ved å sette små flytende sporstoffer i flyten kan du se hvordan strømningsbanene er svingete og uregelmessige. En enda bedre måte å observere turbulens på er å se på røyk når den stiger opp fra en skorstein eller røykstakk: du kan se uregelmessige virvler, kalt turbulente virvler. Gå tilbake til kapittel 1 for mer informasjon om laminær og turbulent strømning.

Hvorvidt en væskestrøm er laminær eller turbulent, avhenger av fire faktorer: strømningshastigheten, strømningsdybden eller bredden og tettheten og viskositeten til væsken som strømmer. Jo dypere og raskere strømmen, og jo større væsketetthet og jo mindre væskeviskositet, desto mer sannsynlig er strømmen å være turbulent. Ved strømning gjennom det porøse mediet i røret, er kanalene veldig små, og strømningshastigheten er i nesten alle tilfeller ganske liten, så du bør forvente at strømning i porøse medier er laminær snarere enn turbulent, bortsett fra i uvanlige situasjoner hvor gangene er veldig store og hastighetene er veldig store, som for eksempel i svært grove åpne grus, eller i visse typer basaltstrømmer med store sammenkoblede tunneler eller kanaler, eller i løsningstunneler i kalkstein (Figur 2 -8).

Det som driver strømmen gjennom det sandfylte røret er nedstrøms trykkgradient (det vil si hastigheten på reduksjon av væsketrykk med nedstrøms avstand i røret). Det er det samme som får vannet til å strømme ut gjennom rørsystemet ditt! Det bør være fornuftig for deg at strømningshastigheten gjennom det porøse mediet i røret avhenger av trykkgradienten: jo større trykkgradient (drivkraften som forårsaker strømmen), jo større strømningshastighet. Men du bør forvente at to andre faktorer også påvirker strømningshastigheten: størrelsen på de faste partiklene i det porøse mediet og viskositeten til væsken. Partikkelstørrelsen er viktig fordi større partikler betyr bredere porestrup, og derfor mindre friksjonsmotstand mot strømning, fordi friksjonen oppstår ved kontakt med væsken med faste overflater. (Gå tilbake til kapittel 2 og se hvordan forholdet mellom overflateareal og volum øker med avtagende partikkelstørrelse.) Viskositeten til væsken er et mål på motstanden til væsken mot en deformerende kraft: jo større viskositet, jo vanskeligere det er for å få væsken til å strømme - som alle dere vet fra å prøve å få honningen til å strømme ut av flasken, sammenlignet med vann.

Avansert emne: Matematisk analyse av strømning gjennom et porøst medium

Det bør være fornuftig for deg at det må være noe matematisk forhold mellom de forskjellige fysiske størrelsene som er involvert i strømmen som er beskrevet i de foregående avsnittene: den gjennomsnittlige strømningshastigheten V i røret, trykkgradienten G, som driver strømmen gjennom røret, kornstørrelsen D av partiklene som utgjør det porøse mediet, og viskositeten μ av væsken som strømmer gjennom det porøse mediet. Forutsatt at strømningen er tilstrekkelig langsom, er akselerasjonene av væsken når den strømmer gjennom de små gangene veldig små, slik at vi kan forsømme strømningens treghetsegenskaper slik de er nedfelt i tettheten ρ. Så noen funksjon av V, G, D, og μ må være lik en konstant:

[f (V, G, D, μ) = const_1 label {2} ]

Fordi høyre side av ligning ref {2} er et konstant tall og ikke har noen fysiske dimensjoner, må variabelen eller variablene som er involvert i venstre side av ligningen også være dimensjonsløse. Du kan enkelt demonstrere selv at mengden masse, lengde og tidsdimensjon GD2/Vμ alle avbryter, så det er en dimensjonsløs mengde. Så det funksjonelle forholdet må se slik ut:

[ frac {G D ^ {2}} {V mu} = text {const} _ {1} label {3} ]

Du kan enkelt omorganisere ligning ref {3} for å vise at hastigheten (V ) strømning gjennom det porøse mediet er lineært relatert til mengden GD2/ μ:

[V = text {const} _ {2} cdot frac {G D ^ {2}} { mu} label {4} ]

(hvor konst2 er bare det omvendte av konst1). Verdien av konst1 (eller konst2) avhenger av formen og pakningen av partiklene i røret.

Hvis du nå har gjort et antall løp med forskjellige vannivåer i forsyningstanken din, vil du få en graf over resultatene som ser ut som figur 2-9: du vil se en lineært forhold mellom hastigheten V og mengden GD2 / μ. (Hvordan måler du G og V, tenker du kanskje. Vi vil, G er bare forskjellen mellom trykket ved oppstrømsenden av røret, som ved den hydrostatiske ligningen bare er ρgh, hvor h er høyden på rørinngangen under vannoverflaten, og trykket i nedstrømsenden av røret, som er det samme som atmosfæretrykket, delt på rørets lengde. Og V er lik utslippet delt på rørets tverrsnittsareal.) Eksperimenter som dette har blitt gjort mange ganger, og de viser at det er en funksjon som denne for alle porøse medier. Men du bør forvente det verdien av konstanten er forskjellig for forskjellige porøse medier på grunn av forskjellene i partikkelform og pakningsgeometri.

4. For øvrig viser det faktum at du virkelig finner et lineært forhold i eksperimentet ditt at vi var korrekte i vår antagelse om at strømmen i det porøse mediet er laminær, og at tettheten derfor kan neglisjeres.

5. Resultatene av fateksperimentet er en manifestasjon av en kjent lov i strømmen av porøse medier som kalles Darcys lov. Darcys lov sier det strømningshastigheten gjennom et porøst medium er direkte proporsjonalt med trykkgradienten gjennom det mediet, og direkte proporsjonalt med kvadratet av den karakteristiske størrelsen på mediumets porerom, og omvendt proporsjonalt med viskositeten til mediet.

Det som vanligvis gjøres med ligning 4 er å absorbere D2 inn i konstanten:

Den konstante konst3 avhenger av størrelsesfordelingen av det porøse mediet så vel som av partikkelform og pakking. Det kalles egen permeabilitet av det porøse mediet, og det betegnes vanligvis med liten k. (Det er misvisende å kalle denne mengden for en konstant. Den er konstant bare for det spesielle porøse mediet vi brukte i vårt hjemmeforsøk! Hvert porøst medium har sin egen verdi av egen permeabilitet.)

6. En endelig massering av forholdet som startet som ligning 3 fører til et annet mål på permeabilitet, kalt hydraulisk ledningsevne, som er mer vanlig brukt i håndtering av grunnvannstrømning. Du må benytte deg av begrepet hydraulisk hode, som er nivået som en kolonne med vann ville stige til hvis en liten testkolonne settes inn hvor som helst i strømningssystemet (Figur 4-10). Denne høyden h er relatert til presset s i væsken ved den hydrostatiske ligningen,

hvor γ er vekten per væskeenhetens volum. Husk at trykkgradienten G i ligning 3 skal egentlig skrives Δs/ Δx, hvor x er retningen nedover i røret. Erstatning av uttrykket for s i ligning 6 til Δh/ Δx gir γ Δh/ Δxog å erstatte denne resulterende mengden i ligning 5 gir

hvor konst3(γ / μ) er den hydrauliske ledningsevnen. Den hydrauliske ledningsevnen er vanligvis betegnet med kapital K. Du kan enkelt se selv at dimensjonene på K er hastighet, fordi Δh/ Δx er et forhold mellom lengdevariabler, og derfor dimensjonsløst; verdier av K blir ofte sitert i meter per dag.

Det du vil finne når du kjører fateksperimentet, er at strømningshastigheten er direkte proporsjonal med trykkgradienten, og direkte proporsjonal med størrelsen på partiklene i det porøse mediet, og omvendt proporsjonal med mediumets viskositet. Dette resultatet er en manifestasjon av en kjent lov i strømmen av porøse medier som kalles Darcys lov. Se “avansert emne” ovenfor for detaljer, hvis du er interessert.

Hvordan strømningshastigheten avhenger av trykkgradienten, partikkelstørrelsen og fluidviskositeten på denne måten er en refleksjon av en fysisk egenskap for mediet som er kjent som permeabilitet av mediet. I kvalitativ forstand er permeabiliteten et mål på hvor lett det er å tvinge væske gjennom det porøse mediet ved å påføre en trykkgradient. Permeabiliteten er relatert til porøsiteten (permeabiliteten kan ikke være veldig høy med mindre det er betydelig porøsitet), men den er ikke den samme som porøsiteten. Det er faktisk mulig for mediet å ha høy porøsitet, men lav permeabilitet, hvis porene ikke er tilstrekkelig godt forbundet; derav begrepet forbundet porøsitet. Mediets permeabilitet er av stor betydning for grunnvannsstudier, og det er også veldig viktig i petroleumsindustrien: du kan ikke pumpe olje og gass ut av dyp sedimentær bergart med mindre både porøsiteten og permeabiliteten er tilstrekkelig stor.

Hjemmeforsøket om strømning gjennom et porøst medium er realistisk i alle henseender, men ett viktig: strømningsretningen er begrenset til å være rett ned i røret. Det er ikke nødvendigvis relevant å strømme i et stort volum av porøst medium, som i jordens undergrunn. Det kritiske spørsmålet her er: Hva bestemmer den spesielle retningen for grunnvannstrømmen i et stort volum av et porøst medium? Jeg kan ikke forfølge det spørsmålet i detalj her, fordi det avhenger på en kompleks måte av dynamikken i vannstrømmen. Det vil komme litt mer om denne saken senere i kapitlet. Hvis du ønsker å få litt mer innsikt i strømningsmønstrene, kan du se på følgende “avanserte emne”.

Avansert emne: Hva styrer strømmen av en væske

1. Tenk på vanntrykket i en eller annen stor tank som forsyningstanken til hjemmet ditt når vannet ikke beveger seg. Tenk på et lite enhetsareal nederst på tanken. Trykket på vannet i bunnen av tanken er lik vekten per enhet av vann i kolonnen som ligger over det lille enhetsarealet, ganger høyden på kolonnen med vann over det aktuelle arealet. Hvis vekten av vannet per volumsenhet er γ og dybden til bunnen av tanken er h, deretter trykket s nederst på tanken er bare γh. Og i forlengelse av dette argumentet, vanntrykket på en hvilken som helst dybde h innenfor tanken er også lik γ ganger den dybden h. Dette vanntrykket i stille vann kalles hydrostatisk trykk.

2. Det hydrostatiske trykket i det stille vannet i tanken er en manifestasjon av en balanse mellom vekten av vannet som ligger over et gitt punkt, som virker vertikalt nedover, og trykkgradienten på det punktet, som virker vertikalt oppover. Så selv om det er en gradient av trykk i tanken, beveger vannet seg ikke, fordi den trykkgradienten blir oppveid av en lik og motsatt kraft, nemlig vannets vekt.

3. Anta nå at du tok isplukket ditt (har noen fremdeles et isplukk?) Og stakk et hull i siden av forsyningstanken. Vann spruter ut av hullet. I det indre av tanken i nærheten av hullet er vannet nå i bevegelse mot hullet. Det du har gjort er å pålegge vannet ved hullet et lavt trykk (nemlig atmosfæretrykket), akkurat det samme som på den øvre overflaten av vannet i tanken. Ved å gjøre det har du forstyrret den tidligere hydrostatiske fordelingen av trykk nær det kommende hullet og forårsaket ikke-hydrostatiske trykkgradienter i vannet nær hullet - det vil si trykkgradienter som ikke lenger balanseres av vekten av vannet . Det er den mekaniske grunnen til at vannet strømmer fra tanken!

4. Den nøyaktige fordelingen av trykk i nærheten av hullet og de resulterende mønstrene av vannbevegelse er altfor komplisert for oss å takle her, men dette eksemplet antyder at retningen av vannbevegelsen til et hvilket som helst punkt er i retningen der forskjellen mellom totalt trykk og hydrostatisk trykk (en mengde som kalles dynamisk trykk) avtar raskest. Det er forskjeller i dette dynamiske trykket som får væske i enhver situasjon til å bevege seg. Så du kan være trygg på at når du har å gjøre med grunnvannstrømning, vil strømmen alltid være i retning av den raskeste reduksjonen i dynamisk trykk. Figur 2-11 viser kvalitativt fordelingen av totalt trykk, hydrostatisk trykk og dynamisk trykk i tanken når du har slått hullet og vannet strømmer ut. Legg merke til hvordan strømningslinjene er overalt normale mot konturene av dynamisk trykk.

5. Selvfølgelig er årsakene til fordelingen av dynamisk trykk alltid veldig kompliserte, og virkelig utenfor omfanget av dette kurset. Forutsigelse av den romlige fordelingen av det dynamiske trykket, og derfor det romlige mønsteret og hastighetene på vannbevegelsen i det porøse mediet, er et av hovedtemaene i studiet av grunnvannshydraulikk. Jeg gjør ikke noe mer enn å gi deg den bareste smaken av dette arbeidet.

Jeg vet ikke hva intuisjonen din forteller deg om representative strømningshastigheter i hjemmet ditt som en funksjon av det porøse mediet, men Tabell 2-1 gir noen representative verdier for forskjellige vanlige typer porøse medier på jorden. Verdiene varierer enormt fra grov grus, hvor hastigheter er i størrelsesorden centimeter per sekund, til solid bergart (som i virkeligheten er porøst på grunn av små mellomrom ved korngrenser og andre diverse bergbrudd), der hastigheter er i størrelsesorden på en tusendels millimeter per sekund. Tabell 1 gir også tilsvarende verdier for hydraulisk ledningsevne K, diskutert i det følgende avsnittet.

Tabell 2-1. Representative verdier av hydraulisk ledningsevne K for forskjellige typer porøse medier.

Figur 2-12 viser en praktisk anvendelse av prinsippene vi har behandlet på grunnlag av hjemmeeksperimentet. Det er en skrånende landoverflate der den dypere berggrunnen er dekket av et ganske jevnt, men kanskje ganske tykt lag med løst og mye mer permeabelt materiale. Høyt oppe i skråningen er en kilde til forurensende stoffer, og lenger ned i skråningen, ti meter la oss si, er ditt hjem eller sommersted, hvor du kan ha en vannbrønn. Grunnvannstrømmen er direkte nedover skråningen gjennom det porøse overflatelaget med en viss hastighet som avhenger av det porøse mediumets indre permeabilitet. Hvis du kjenner bakken på bakken og materialets indre permeabilitet, kan du beregne reisetiden til et forurensende sporstoff fra inngangspunktet til vannbrønnen under huset ditt. Anta for diskusjonens skyld at bakken er en av ti. Gradienten i hydraulisk hode, Δh/ Δx, innenfor det porøse mediet er da 0,1. Ved å bruke ligning 7 finner vi det V, den karakteristiske hastigheten til grunnvannet, er 0,1K. Bruke de representative verdiene for K gitt i tabell 2-1 kan du få reisetider for forskjellige typer porøst medium (tabell 2-2). Du kan se at avhengighetsperioden mellom innføring av forurensende stoff og tid det forurenser vannbrønnen din varierer enormt, avhengig av mediumets permeabilitet.

Tabell 2-2. Ti meter reisetid for samme slags porøse medier som i tabell 2-1.

Et hjemmeeksperiment med grunnvannstrøm

Nå er det på tide å gjøre et mer realistisk og ambisiøst eksperiment på grunnvannets strømning (Figur 2-13). For dette formålet må du bygge en veldig stor, firkantet tank i hagen din eller bruke et helt ekstra rom i hjemmet ditt. Hvis du bestemmer deg for å bruke reserve rommet, hadde du bedre å kaste opp gulvet med noen store tømmer, for ellers vil det sannsynligvis kollapse.

Linje tanken eller rommet med en stor ny polyetylen presenning gjemt pent i hjørnene, og fyll rommet med noe som en meter sand. Taper laget av sand slik at det har maksimal dybde på den ene siden og null dybde på den andre siden, og langs den sistnevnte siden gir du et avløp eller en sumppumpe i det ene hjørnet. Sett i flere testhull eller brønner på tvers av rommet, og før hullene med vindusskjermsylindere, slik at sanden ikke faller ned i hullene. Koble slangen til kjøkkenvasken og spray sandoverflaten for å simulere en kort og kraftig regnbyge.

Her er et sammendrag av resultatene du ville oppnå:

  • Det vil være vann i avløpet, og det vil strømme lenge etter at regnet stopper.
  • Det vil være vann i alle testhullene.
  • Profilen som forbinder vannstanden i testhullene vil ha samme skråningsfølelse som overflaten av sanden; dette definerer grunnvannsbordet. De vannbord, også kalt grunnvannsbord, er stedet av punkter der vanntrykket er lik atmosfæretrykket. Det er toppen av den permanent mettede sonen.
  • Skråningen til grunnvannsbordet er mindre enn hellingen på sandoverflaten, og den avtar med tiden (se den nederste delen av figur 4-13).
  • Bevegelsen av grunnvann er i nedoverbakke retning mot avløpet. Du kan fortelle dette ved å injisere matfargestoffer i det øverste testhullet og se det vises i påfølgende hull og til slutt på overflaten, ved avløpet.
  • Hvis nedbøren er for tung, vil det være noe overflateavrenning ned til avløpet, men selv i dette tilfellet vil det meste av vannet infiltrere og bli en del av grunnvannstrømmen.

Dette er et veldig realistisk eksperiment i grunnvannstrømning. De eneste problemene med det er disse:

  • Skalaen er for liten, og ting skjer for fort.
  • Materialet er jevnt og har et fast og gjennomtrengelig gulv. I det virkelige liv er det vanligvis en gradvis nedgang i både porøsitet og permeabilitet - selv om strukturen på undergrunnen ofte er i isbreker, er akkurat den samme som i dette eksperimentet.

Akviferer og grunnvann

Det finnes en enorm mengde vann i bakken under føttene dine, og mennesker over hele verden benytter det stort. Men det finnes bare i brukbare mengder på visse steder under jorden - akviferer. Les videre for å forstå begrepene akviferer og hvordan vann eksisterer i bakken.

Grunnvann og akviferer

Et hull gravd på stranden illustrerer konseptet med hvordan bakken, hvis den er gjennomtrengelig nok, kan holde vann. Den øvre overflaten av denne metningssonen kalles vanntabellen.

Kreditt: Howard Perlman, USGS

Grunnvann er en av våre mest verdifulle ressurser - selv om du sannsynligvis aldri ser det eller til og med innser at det er der.

Har du noen gang gravd et hull på stranden og sett på at det delvis fyltes med vann fra den underliggende sanden? Dette er en fin måte å illustrere konseptet med hvordan bakken, hvis den er gjennomtrengelig nok, kan holde vann, men likevel holde seg solid. Den øvre overflaten av dette vannfylte området, eller "metningssone", kalles vanntabellen. Det mettede området under vannbordet kalles en akvifer, og akviferer er store lagerhus med vann. I vårt eksempel på sandhull har du i det vesentlige gravd en "brønn" som avslører vannet, med en akvifer under seg. På stranden er nivået på vannet alltid på samme nivå som hav, som ligger rett under overflaten av stranden.

Som du kanskje har lest, er de fleste tomrom i steinene under vannbordet fylt med vann. Disse bergartene har forskjellige porøsitets- og permeabilitetsegenskaper, noe som betyr at vann ikke beveger seg på samme måte i alle bergarter under bakken.

Når en vannførende stein lett overfører vann til brønner og fjærer, det kalles en akvifer. Brønner kan bores i akviferer og vann kan pumpes ut. Nedbør til slutt tilfører vann (lade opp) inn i den porøse bergarten av akviferen. Oppladningshastigheten er ikke den samme for alle akviferer, og det må tas i betraktning når du pumper vann fra en brønn. Å pumpe for mye vann for raskt trekker ned vannet i akviferen og får til slutt en brønn til å gi mindre og mindre vann og til og med gå tørr. Faktisk kan pumping av brønnen din for mye til og med føre til at naboens brønn går tørr hvis dere begge pumper fra samme akvifer.

Visualisering av grunnvann

I diagrammet nedenfor kan du se hvordan bakken under vannbordet (det blå området) er mettet med vann. Den "umettede sonen" over vanntabellen (det grå området) inneholder fortsatt vann (tross alt lever planterøttene i dette området), men det er ikke helt mettet med vann. Du kan se dette på de to tegningene nederst i diagrammet, som viser et nærbilde av hvordan vann lagres mellom underjordiske bergpartikler.


Introduksjon

Grunnvann er kjent for å være en av de mest verdifulle naturressursene som brukes som en viktig kilde til vann i landsbyer og samfunn for landbruks-, industri- og husholdningsformål (Rahmati et al. 2016). Grunnvann finnes i metningssonen som opptar sprekkene i bergmasser eller porerom blant mineralkorn (Berhanu et al. 2014). Ettersom etterspørselen etter grunnvann fortsetter å sveve over hele verden, blir behovet for avgrensning av potensielle soner for grunnvann et viktig verktøy for å gjennomføre en resultatorientert grunnvannsbestemmelse, beskyttelse og forvaltningsplaner (Naghibi og Pourghasemi 2015). Fordelene med grunnvann er basert på dets egenskaper som konsistent temperatur, bred tilgjengelighet, begrenset sårbarhet, utmerket naturlig kvalitet, lave utviklingskostnader og tørkepålitelighet (Jha et al. 2007 Razandi et al. 2015). Andre kvaliteter av grunnvann over overflatevann er: det påvirkes mindre av katastrofer og kan utnyttes når det er nødvendig.

Omtrent to tredjedeler av nigeriansk landmasse består av kjellersteiner og Oban Massif er i kjellerområdet. Utnyttelse av grunnvann i harde bergarter er vanskelig, fordi i harde bergarter er vann begrenset til sekundær porøsitet og dermed til brudd og forvitrede soner. Slike områder opplever vannmangel, fordi boring på harde bergarter har lavt suksessforhold. Kunnskap om geologien til slike områder er viktig for suksessen med vannutvikling på landsbygda (Bala 2009). Utforskning av grunnvann innebærer avgrensning og kartlegging av de forskjellige litologiske, strukturelle og geomorfe enhetene (Solomon og Quiel 2006). I hardbergterreng blir kartleggingen av grunnvannspotensial relativt mer kompleks oppgave som involverer komplekse beslutninger på grunn av mangel på pålitelige data og den svært varierende naturen til det geologiske miljøet (Kellgren 2002 Anabazaghan et al. 2011) i harde bergarter som har lave eller fravær av primær porøsitet krysset mellom sekundære strukturelle trekk er avgjørende for produktivt grunnvann (Baramurugan et al. 2010). Grunnvann i hardrock-akviferer er i det vesentlige begrenset til bruddhorisonter, ettersom vannstrømmen hovedsakelig går gjennom disse bruddene. Derfor er intensive hydrogeologiske undersøkelser en forutsetning for å grundig sette pris på grunnvannstilstanden i hardbergregion (Baramurugan et al. 2010 Solomon og Quiel 2006 Anbazhagan et al. 2015) for å avgrense grunnvannspotensielle soner gjennom GIS og fjernmåling som fungerer som kraftige verktøy, og flere studier har blitt utført i forskjellige deler av verden (Saraf og Chowdhury 1998 Ganapuram et al. 2009 Ndatuwong og Yadev 2014 Pandian og Kumanan 2013 El-Naqa et al. 2009).

Det er forskjellige statistiske metoder som ble vedtatt av forskjellige forfattere for grunnvannspotensial kartlegging andre steder som: frekvensforhold (Guru et al. 2017 Al-Zuhairy et al. 2017 Razandi et al. 2015), Analytisk hierarkisk prosess (Rahmati et al. 2015 Chowdhury et al. 2009 Razandi et al. 2015), binær logistisk regresjonsmetode (Ozdemir 2011a), vekt på bevismodell (Ghorbani et al. 2017 Tahmassebipoor et al. 2016 Ozdemir 2011b), k-nærmeste nabo (Naghibi og Dashtpagerdi 2017) , Demster – Shafer-modell (Rahmati og Melesse 2016), maskinlæringsmodell / kunstig nevralt nettverk (Lee et al. 2012), forsterket regresjonstre BRT (Naghibi og Pourghasemi 2015 Naghibi et al. 2016), multivariat adaptiv regresjonslinje (Zabihi et al. 2016), maksimum, entropimodell (Rahmati et al. 2016), generalisert adaptiv modell (Falah et al. 2016), tilfeldig skogsmodell (Rahmati et al. 2018) og andre GIS-baserte modeller som jordobservasjon og entropi-vektet lineær samlet tilnærming ( Bandyopadhyay et al. 2007 Al-Abadi et al. 2016). I de ovennevnte studiene ble temaer som vegetasjon, arealbruk / landdekning, hydrogeomorfologi, drenering, litologi, underjordisk litologi, struktur og skråning tolket for å utlede grunnvannspotensialet.

Denne studien er fokusert på å avgrense forekomst av grunnvann ved bruk av GIS-basert modell av geologiske og hydrogeologiske parametere som er betingelsesfaktorer for grunnvannsforekomst. I Oban Massif, som er et hardrockterreng med lavt suksessforhold for borede borehull som fører til vannmangel i området, og kombinert med økningen i demografiske og økonomiske aktiviteter, som følge av økte gruve- og steinbruddaktiviteter, har etterspørselen etter drikkevann økt eksponensielt. I lys av det ovennevnte brukes avgrensende kilder til grunnvannspotensial for å utvikle grunnvannspotensialkart, som er en verdifull guide for leting og utnyttelse av grunnvann. Dette fordi ingen slike automatiserte studier er utført i studieområdet, bortsett fra manuelle lineament-studier fra satellittfjernmålerbilder og geofysiske teknikker i området (Okereke et al. 1996 Edet og Okereke 1997 Edet et al. 1994, 1998).

For å oppnå den ovennevnte enden har studien utviklet målsettinger som å generere grunnvannspotensialkart for å identifisere passende steder for lokalisering av borehull, beregne akviferparametrene som er en verdifull guide for grunnvannsforekomst, og sidestille dem med områder avgrenset som egnede steder for grunnvann hendelse. Resultatet av denne grunnvannsforekomststudien vil være en nyttig guide for grunnvannsutviklere, som utvikler vannressursforvaltning og arealplanlegging for å velge passende områder for å implementere utviklingsordninger og også offentlige etater.

Studieområdebeskrivelse

Studieområdet Oban Massif og omegn ligger i Akamkpa og Biase Local Government områder i Cross River State Nigeria. The area is located between latitudes 05°18′57.7″–05°45′26.8″ and longitudes 08°34′39.4″–08°5′20.5″ (Fig. 1). The study is bounded by Cameroon in the east, Ebonyi state in the west, Calabar Flank in the south, and Mamfe Embayment in the Northern part. The area encompasses non-prolific boreholes in the basement complex within the Oban Massif and the prolific aquiferous sedimentary terrain in the adjoining Mamfe Embayment. Temperature range of 28–36 °C and annual rainfall of about 2000 mm characterize the study. The area experience wet and dry seasons. The peak of rainfall is recorded in the month of June through September and fluctuates annually. Regional runoff coefficient of the study area is in the order of 0.21–0.61, which is influenced by topography and evaporation (Cross River Basin Development Authority [CRBDA] 2008).


GROUNDWATER QUANTITY AND QUALITY MANAGEMENT



Table of Contents
Acknowledgments . vii
Contributors . viii

1. Introduction . . 1
Stewart W. Taylor
1.1 Groundwater Management 1
1.2 Purpose, Scope, and Organization of Book 3
1.3 Future Trends 6
1.4 References 8
2. Groundwater Hydrology . 10
George F. Pinder

2.1 Hydrologic Cycle 10
2.2 The Near Surface Environment 10
2.3 Physics of Flow through Porous Media 11
2.4 References 35

3. Groundwater Quality: Fate and Transport of Contaminants . 36
Mohammad N. Almasri and Jagath J. Kaluarachchi

3.1 Introduction 36
3.2 Transport Processes 44
3.3 Chemical Reactions, Retardation and Decay of Solutes 51
3.4 Mathematical Model of Contaminant Transport 60
3.5 Analytical Solutions to the Mass Transport Equation 62
3.6 Numerical Solutions to the Mass Transport Equation 65
3.7 Demonstration Example 66

3.8 On the Use of Artificial Neural Networks in the Analysis
of Nitrate Distribution in Groundwater 67
3.9 References 80

4. Review of Analytical Methods of Modeling Contaminant Fate and Transport . 85
Venkataraman Srinivasan and T. Prabhakar Clement
4.1 Introduction 85
4.2 Single Species Transport 85
4.3 Multi-species Reactive Transport in One-Dimensional Systems 89
4.4 Multi-species Transport in Multi-dimensional Systems 112
4.5 Conclusions 115
4.6 References 116

5. Physical and Chemical Characterization of Groundwater Systems . 119
Randall W. Gentry
5.1 Introduction 119
5.2 Reconnaissance-Level Investigations 122
5.3 Geophysical Investigations 123

5.4 Test Drilling and Well Installation 125
5.5 Water Quality Characterization 128
5.6 Characterization Guidance and Specifications 131
5.7 References 132

6. Quantitative Analysis of Groundwater Systems . 137
David Ahlfeld
6.1 Use of Models in Groundwater Management 137
6.2 Constructing Site-Specific Simulation Models 138
6.3 Optimization Methods for Groundwater Management 151
6.4 References 154


7. Model Calibration and Parameter Structure Identification in Characterization of Groundwater Systems . 159
Frank T.-C. Tsai and William W.-G. Yeh
7.1 Introduction 159
7.2 Parameterization of Heterogeneity 163
7.3 Parameter Structure Identification 172
7.4 Interpolation Point Selection 177
7.5 Model Selection 180
7.6 Bayesian Model Averaging 184
7.7 Experimental Design 191
7.8 Summary and Conclusions 193
7.9 References 194

8. Development of Groundwater Resources . 203
Zhuping Sheng, Jiang Li, Phillip J. King, and William Miller
8.1 Introduction 203

8.2 Aquifer Yield and Groundwater Availability 203
8.3 Effects of Groundwater Development 228
8.4 Regional Scale Development of Groundwater 239
8.5 Conjunctive Use of Surface Water and Groundwater 250

8.6 Coastal Aquifer Development 271
8.7 Development of Brackish Groundwater 278
8.8 References 284

9. Subsurface and Surface Water Flow Interactions . 295
Mohamed M. Hantush, Latif Kalin, and Rao S. Govindaraju
9.1 Introduction 295
9.2 Subsurface Flow in Near Stream Environments 296
9.3 Surface-Subsurface Interactions at the Hillslope Scale 352
9.4 Watershed Scale Groundwater and Surface Water Interactions 360
9.5 References 380


10. Density Dependent Flows, Saltwater Intrusion and Management . 394
Bithin Datta and Anirban Dhar
10.1 Introduction 394
10.2 Density-Dependent Governing Equations 399
10.3 Saltwater Intrusion and Management 404
10.4 Summary and Future Directions 420
10.5 References 423

11. In-Situ Air Sparging and Thermally-Enhanced Venting
in Groundwater Remediation . 430
Wonyong Jang and Mustafa M. Aral
11.1 Introduction 430

11.2 In-Situ Air Sparging 431
11.3 Thermally-Enhanced Venting 454
11.4 Conclusions 464
11.5 References 465

12. Source Control and Chemical Remediation of Contaminated Groundwater Sites . 475
Natalie L. Cápiro and Kurt D. Pennell
12.1 Introduction 475
12.2 Non-Aqueous Phase Liquid (NAPL) Source Zones 476
12.3 Hydraulic Controls and Pump-and-Treat Systems 482
12.4 Physical and Reactive Barriers 486
12.5 In-Situ Chemical Oxidation 490
12.6 Surfactant Enhanced Aquifer Remediation (SEAR) 493
12.7 Cosolvent Flushing 500

12.8 Thermal Treatment 502
12.9 Effectiveness of Source Zone Treatment Technologies 505
12.10 Combined In Situ Remediation Strategies 508
12.11 Summary and Conclusions 510
12.12 References 511

13. Bioremediation of Contaminated Groundwater Systems . 522
T. Prabhakar Clement
13.1 Introduction 522
13.2 Classification of Bioremediation Methods 524
13.3 Biochemical Principles of Bioremediation 526
13.4 Fundamentals of Petroleum and Chlorinated Solvent Biodegradation
Processes 529

13.5 Design of Bioremediation Systems 536
13.6 Assessment of Bioclogging Effects during Remediation 542
13.7 Monitored Natural Attenuation 543
13.8 Numerical Modeling of Bioremediation Systems 546
13.9 References 553

14. Closure on Groundwater Quantity and Quality Management . 560
Mustafa M. Aral
14.1 Introduction 560
14.2 Environmental Management Paradigms 560
14.3 Groundwater and Health Effects Management 562
14.4 Integration of Scientific Fields and Educational Programs 563
14.5 Purpose and Goals 565
14.6 References 566


Geosciences (GES)

Prerequisite: GES 101 or GES 201 or equivalent. Dynamic history of the Earth, movement of the continents, opening and closing of oceans, and the effect of such events on ancient climates the evolution of life and the inter-relatedness of earth and life processes.

GES 503 MINERALOGY AND PETROLOGY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Origin and identification of crystals, minerals, and rocks.

GES 504 FIELD INVESTIGATIONS FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Measuring surface changes: techniques necessary to construct base maps and topographic maps, collect stream gauging data, and measure slopes applications to secondary earth science classrooms. Field trips.

GES 506 GEOLOGY OF NEW YORK STATE

Prerequisites: GES 101 and GES 102 or GES 502 or equivalent. Physiography, stratigraphy, paleontology, glacial and economic geology of New York State geological history of New York region geology of selected recreational sites. Field trips.

GES 508 FIELD GEOLOGY OF WESTERN NEW YORK

Prerequisites: GES 101 and GES 102 or GES 502 or equivalent. A study of the evolution, stratigraphy, and surficial geology of Western New York through observation of selected field sites.

GES 513 APPLIED FORENSIC GEOSCIENCE

Prerequisites: GES 101 and GES 103 or GES 201 or equivalents. Application of the principles of earth science to the law. Hands-on approach includes details from actual criminal cases. Forensic application of a variety of geological subjects, such as rock and mineral types, geological and topographical maps, fossils, sand, and soil.

GES 521 LOW TEMPERATURE GEOCHEMISTRY

Prerequisites: GES 101, GES 103, CHE 112, or equivalents. The chemical nature of the earth. Emphasis on how natural systems work and the fundamental geochemical processes that affect the fate and transport of inorganic and organic pollutants in the environment.

GES 525 GROUNDWATER SCIENCE

Prerequisites: GES 101 or GEG 101, at least one 300-level GES course, and college algebra. The interaction of groundwater and geologic material. Occurrence and movement of groundwater, assessment of aquifer properties, and chemical interactions between groundwater and rock. Includes groundwater protection and remediation strategies, as well as mathematical principles of groundwater flow.

GES 529 FIELD METHODS IN ENVIRONMENTAL SCIENCE

Prerequisites: GES 101 or GEG 101, at least one 300-level GES course, and college algebra. Environmental detection of contaminants. Applied study of contaminant distribution and movement. Emphasis on environmental law and regulations, hazardous chemicals, and remediation approaches used by environmental professionals.

GES 535 ASTRONOMY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Prerequisite: Prior experience or assignment to teach secondary science. The dynamic universe: solar system, stars, galaxies, and quasars. Night sky and planetarium observation.

GES 541 METEOROLOGY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Prerequisite: Prior experience or assignment to teach secondary science. Weather as a response to the unequal distribution of energy from the sun data-collecting techniques interpretation and predictions appropriate for secondary science education classes.


New Study Links Groundwater Movement to Climate Change

The mineral sphalerite is a witness to the effects of the changing climate on the groundwater. As a testament, these changes in groundwater millions of years ago resulted in the creation of layers of vivid yellow and brown sphalerite.

NOT A COINCIDENCE

In a study published by scientists from Pennsylvania State University, it is explained that these variations within the sphalerite are aligned with the movement of the Earth's orbit that caused the change in the climate.

The study also provided more evidence explaining how climate change influenced rainfall and eventually the groundwater. In a press release provided by the Pennsylvania State University, assistant research professor of geosciences Mingsong Li explains, "this study shows sphalerite banding can be used as a fingerprint of groundwater in the geological past, groundwater is crucial for understanding global sea-level change, chemical weathering and landscape evolution, and this study presents a new idea to help discern the role of groundwater in the Earth system."

She also explains that the increase in precipitation influenced the coloration of the bands in the sphalerite samples that were obtained from the upper Mississippi valley ore mineral district. The study, which was published in the journal Geochemical Perspective Letters, explains that the increase in rainfall leads to oxygen-rich groundwater flowing to depths where these minerals were formed. The increase in oxidation caused yellow bands and the drier times produced the brown ones.

The scientists used a new dating technology and were able to find out that the patterns in the minerals correspond with the changes in Earth's orbit. Professor emeritus Hubert Barnes explains, "What we are doing is marrying geochemical research on ores with what we know about astronomical cycles from very different research. No one has ever made an attempt at this before."

This research drew inspiration from a previous study showing that the hydrothermal fluids created the ore deposits in the states of Iowa, Illinois, and Wisconsin, which started out as groundwater from the Appalachian mountains. However, in this case, there is a high level of rainfall which made groundwater flow 3,000 feet below the surface with higher oxygen levels and it mixed with the hydrothermal fluids and led to the creation of the sphaler ite.

IMPORTANCE OF STUDYING GROUNDWATER

According to Mingsong Li, even the slightest changes can have real effects on the sea level. For instance, if all groundwater flows to the sea, the sea level would rise up to 180 feet. "This research opens a new way to evaluate climate control on groundwater activities linked to global water cycles. This is the first direct evidence to show groundwater activities in the deep past," Li concludes.


Data collection

Toposheet was used as a reference for preparing the thematic maps. Survey of India toposheets (1:25,000) covering the study area was used to prepare the base map, drainage and topographical maps. Geological map of Geological Survey of India (GSI), Hyderabad, was used to identify the different geological features of this area (GSI 1995). This was further updated by ground-truth verification carried out by geological fieldwork along different traverses across the area in July 2010. Vertical electrical sounding (VES) was carried out in 37 locations of the study area to understand the geology and also to verify the extent of weathering. Geomorphology and land use of the area were delineated from the Indian Remote Sensing Satellite P6 (Resourcesat-1) Linear Imaging Self-scanning Sensor IV (IRS P6 LISS IV) images of the year 2008 with a spatial resolution of 5.8 m by visual interpretation technique. Figure 1 shows the steps adopted for this study. For the verification process, groundwater levels were measured in forty-two monitoring wells in this area once in 2 months from March 2008 to January 2009 using a water level indicator (Solinst 101). Global positioning system (GPS) was used to measure the topographical elevation at the groundwater level measuring location. Further five pumping tests were also carried out to determine the yield of wells to validate the groundwater potential zones.

Methodology adopted for identification of groundwater potential zones

Description of the study area

The study area (Fig. 2) (724 km 2 ) is located in Nalgonda district, Telangana, India. This area is situated at a distance of about 80 km ESE of Hyderabad, the capital of Telangana state. Nagarjuna Sagar reservoir is present at the south-eastern side of the study area. The southern boundary is bounded by Pedda Vagu River and the northern boundary is partly bounded by Gudipalli Vagu River. The climate in this area is arid to semi-arid. The temperature ranges from 30 to 46.5 °C during summer (April–June) and between 17 and 38 °C during winter (November–January). South-west monsoon occurs during June–September resulting in an average annual rainfall of about 600 mm.

Location of the study area


4. Discussion

[11] A common feature among all the chaotic-obliquity models is the complete loss of both ground ice and groundwater at latitudes less than ∼30°. Thick ground ice remains in all models at higher latitudes. For chondritic heat flow, extant subsurface groundwater endures only at latitudes exceeding ∼30°. If global lateral flow is possible, much of the mid- and high-latitude water is lost such that only residual capillary and adsorbed water remains over longer times, only the latter, more tightly held water, will persist. If flow is laterally restricted, saturated groundwater may endure at mid and high latitudes. If radiogenic heating is subcondritic, the freezing front will be deeper than portrayed here.

[12] Total sublimation of low-latitude ice (some tens of meters GEL) occurs in just tens of million years in our models. Mellon et al. [1997] calculated 80 m GEL loss in 19 Myr. They used the same 10-μm effective pore size in diffusion and chondritic heat flow. Note that our models also show vapor recondensation at shallow depth. Clifford and Hillel [1983] also estimated similar loss rates for similar effective pore sizes, but these workers concluded that Martian losses were slower because they favored micron-sized pores—in the range expected for clays. Our results conflict with the longer ice-retention times reported by Fanale et al. [1986] .

[13] Our results do not support the concept of present-day, globally distributed groundwater [ Clifford, 1993 ]. Regardless of lateral permeability, evaporation is essentially complete at low latitudes. Aquitard layers could inhibit H2O loss, but implausibly would have to form a globally continuous layer, because flow would be drawn even to modest gaps, allowing degassing to proceed. Saturating the top kilometer of pore space would not increase the sublimation time by more than a factor of 2, so the ice layer would still be gone under 100 Myr and the underlying evaporation and flow times essentially unchanged from hundreds of Myr. The dearth of low-latitude groundwater is a direct consequence of the instability of low-latitude ice. A formal cryosphere may exist [ Clifford, 1993 ], but underlying groundwater will evaporate without pore-blocking ice.

[14] A GEL of 64 m of water is removed in the baseline chaotic-obliquity model by 1000 Myr. This coincidentally matches the 66 m of secular water loss estimated by Jakosky [1990] . In the model by Clifford [1993] , the expelled volatiles condense at the pole and are recharged into the subsurface by basal melting of the polar cap. The entire amount of expelled H2O in our model is equivalent to ∼6 volumes of the present cap if scaled geometrically, the maximum cap height would increase from 3 km to ∼5.5 km. If we had initially filled the top 1 km with ice, the loss would increase to ∼15 polar-cap volumes or a maximum height of 7.4 km. This latter figure is still insufficient to initiate basal melting for q ≤ 30 mW/m 2 and k ≥ 2 W/m-K, for a 110-K temperature increase from surface to base. These are firm bounds because they represent incipient melting in all the discharged H2O gathered together. We conclude that late-stage or present-day polar-basal recharge has not occurred, justifying our model treatment. Ice-penetrating radar data [ Picardi et al., 2005 Phillips et al., 2008 ] do not see any indication of basal melting in the contemporary ice cap. These conclusions do not preclude early recharge during the period of outflow-channel formation [ Clifford and Parker, 2001 Harrison and Grimm, 2004 ]. Higher heat flow in the past, particularly in Tharsis, could allow recharge beneath an ice cap a few kilometers thick during periods of high obliquity.

[15] Photogeology provides clues to past and contemporary subsurface H2O. Kuzmin [1980] first suggested that the zonal distribution of the minimum size of rampart craters—those possessing lobate, apparently fluidized ejecta—could be used to map the depth to subsurface ice. He inferred that ice was present at depths >300 m at low latitudes. However, fluidized ejecta on Mars do not necessarily arise from cratering interaction with subsurface ice (see discussion by Carr [1996] ). Furthermore, Squyres and Carr [1986] found “virtually none” of several other geomorphological indicators of subsurface ice within 30° of the equator. Abundant indications of shallow ice at mid and high latitudes subsequently discovered using Mars Global Surveyor have been interpreted as the result of deposition during former periods of high obliquity (see Head et al. [2003a] for a review). Therefore it is entirely possible that all ground ice has been lost at low latitudes, consistent with our predictions.

[16] The absence of any aqueous geomorphology in or around the Amazonian-age Lyot crater (50°N, 215 km diameter) indicates that there was little or no groundwater discharge following this large impact. This led Russell and Head [2002] to deduce that the subsurface lacked sufficient water and/or hydraulic connectivity. Our models support these assumptions, implying that groundwater movement here is inhibited either by a deeply undersaturated state or by compartmentization.

[17] Flood geomorphology in the Cerberus plains region [ Burr et al., 2002 ] is the only compelling evidence for recent groundwater discharge on Mars. Head et al. [2003b] and Manga [2004] treated a subcryospheric aquifer as the discharge source. Assuming the cryosphere follows topography, increases in hydraulic head of several kilometers (necessary to pressurize the flow) would be attained from parts of the aquifer several hundred kilometers distant on the Elysium rise. However, without recharge in the last several billion years, any such groundwater mound beneath Elysium would quickly relax to an equipotential [ Clifford, 1993 ], unless an Elysium “compartment” precisely coincided with a slice from the top of the rise to the discharge zone. Melting of the cryosphere is another possible source of water. Alternatively, juvenile water would be most consistent with the results presented here: if source magmas released just a few weight percent H2O [ Sigurdsson et al., 2000 ], the 2 × 10 5 km 3 of lava erupted onto the Cerberus plains [ Baratoux et al., 2008 ] would have liberated ∼10 4 km 3 of water. Even neglecting intruded magma, this amount of water is already an order of magnitude larger than required to form the regional flood features [ Burr et al., 2002 ]. If exsolved water can be collected into temporary subsurface reservoirs, tectonic pressurization [ Hanna and Phillips, 2006 ] could cause rapid debouchment.

[18] These exploratory runs of a global multiphase model for subsurface H2O transport on Mars indicate that groundwater, like surface water, may have been abundant in the past but not the present. Groundwater is likely restricted to mid and high latitudes at depths of several kilometers. If large-scale lateral flow occurred in the past, the tiny quantities of residual subsurface water are smeared out in thin films of biologically inactive adsorbed H2O.


Se videoen: Elastiktræning - 6 øvelser på 10 minutter (September 2021).