الموصلية الهيدروليكية

في العلوم والهندسة ، تُعرف الموصلية الهيدروليكية ( $K$ ، بوحدة متر /ثانية في النظام الدولي للوحدات ) بأنها خاصية للمواد المسامية ، كالتربة والصخور ، وتصف سهولة حركة السوائل (عادةً الماء) عبر المسامات أو شبكة الشقوق. ^[¹^] وتعتمد هذه الموصلية على النفاذية الذاتية ( $k$ ، بوحدة متر ^مربع ) للمادة، ودرجة التشبع ، وكثافة ولزوجة السائل . وتصف الموصلية الهيدروليكية المشبعة ( $K$ $sat$ ) حركة الماء عبر الأوساط المشبعة. وبحسب التعريف، فإن الموصلية الهيدروليكية هي نسبة التدفق الحجمي إلى التدرج الهيدروليكي، مما يوفر مقياسًا كميًا لقدرة التربة المشبعة على نقل الماء عند تعرضها لتدرج هيدروليكي.

طرق التحديد

هناك منهجان رئيسيان لتحديد الموصلية الهيدروليكية:

في النهج التجريبي، ترتبط الموصلية الهيدروليكية بخصائص التربة مثل حجم المسام وتوزيع حجم الحبيبات ، ونسيج التربة .
في النهج التجريبي ، يتم تحديد الموصلية الهيدروليكية من خلال التجارب الهيدروليكية التي يتم تفسيرها باستخدام قانون دارسي .

يُصنف النهج التجريبي بشكل عام إلى:

اختبارات معملية باستخدام عينات التربة الخاضعة لتجارب هيدروليكية
الاختبارات الميدانية (في الموقع، في المكان) التي يتم تصنيفها إلى:
- اختبارات ميدانية صغيرة النطاق، باستخدام ملاحظات مستوى الماء في تجاويف التربة
- الاختبارات الميدانية واسعة النطاق، مثل اختبارات الضخ في الآبار أو من خلال مراقبة عمل أنظمة الصرف الأفقية الموجودة .

وتنقسم الاختبارات الميدانية صغيرة النطاق إلى ما يلي:

اختبارات التسرب في التجاويف فوق مستوى المياه الجوفية
اختبارات الاختراق في التجاويف الموجودة أسفل مستوى المياه الجوفية

لقد قام العديد من الباحثين بدراسة طرق تحديد الموصلية الهيدروليكية وغيرها من الخصائص الهيدروليكية، وتشمل هذه الطرق مناهج تجريبية إضافية. ^{[ 2 ]}

التقدير بالأسلوب التجريبي

التقدير من حجم الحبيبات

استنتج ألين هازن صيغة تجريبية لتقريب الموصلية الهيدروليكية من تحليلات حجم الحبيبات:

K=C(D_{10})^{2}

أين

C

معامل هازن التجريبي، الذي يأخذ قيمة بين 0.0 و 1.5 (بحسب المراجع)، بمتوسط قيمة 1.0. يشير كل من AF Salarashayeri و M. Siosemarde إلى أن C عادة ما يكون بين 1.0 و 1.5، مع D بالمليمتر و K بالسنتيمتر/ثانية.

D_{10}

يمثل قطر حجم الحبيبات عند النسبة المئوية العاشرة للمادة.

وظيفة نقل البيدوفيليا

دالة نقل التربة (PTF) هي طريقة تقدير تجريبية متخصصة، تُستخدم بشكل أساسي في علوم التربة ، ولكنها تُستخدم بشكل متزايد في علم المياه الجوفية. ^{[ 3 ]} هناك العديد من طرق PTF المختلفة، ومع ذلك، فإنها جميعًا تحاول تحديد خصائص التربة، مثل الموصلية الهيدروليكية، بالنظر إلى العديد من خصائص التربة المقاسة، مثل حجم جزيئات التربة والكثافة الظاهرية .

التحديد عن طريق المنهج التجريبي

هناك اختبارات معملية بسيطة وغير مكلفة نسبياً يمكن إجراؤها لتحديد الموصلية الهيدروليكية للتربة: طريقة الرأس الثابت وطريقة الرأس المتساقط.

الأساليب المختبرية

طريقة الرأس الثابت

تُستخدم طريقة الضغط الثابت عادةً مع التربة الحبيبية. تسمح هذه الطريقة للماء بالمرور عبر التربة تحت ضغط ثابت، بينما يُقاس حجم الماء المتدفق عبر عينة التربة على مدى فترة زمنية. بمعرفة حجم $الماء$ $ΔV$ المقاس خلال فترة زمنية $Δt ،$ عبر عينة طولها $L$ ومساحة مقطعها العرضي $A$ ، بالإضافة إلى الضغط $h$ ، يمكن اشتقاق الموصلية الهيدروليكية ( $K ) ببساطة عن طريق إعادة ترتيب$ قانون دارسي .

K={\frac {\Delta V}{\Delta t}}{\frac {L}{Ah}}

البرهان: ينص قانون دارسي على أن التدفق الحجمي يعتمد على فرق الضغط $Δ P$ بين جانبي العينة، والنفاذية $k$ واللزوجة الديناميكية $μ$ كما يلي: ^{[ 4 ]}

{\frac {\Delta V}{\Delta t}}=- {\frac {kA}{\mu L}}\Delta P

في تجربة الضغط الثابت، يُحدد الضغط (الفرق بين ارتفاعين) كتلة ماء زائدة، $ρAh$ ، حيث $ρ$ هي كثافة الماء. تُؤثر هذه الكتلة على الجانب الذي تقع عليه، مُحدثةً فرق ضغط مقداره $ΔP = ρgh$ ، حيث $g$ هي تسارع الجاذبية الأرضية. بالتعويض بهذه القيمة مباشرةً في المعادلة أعلاه، نحصل $على$

{\frac {\Delta V}{\Delta t}}=- {\frac {k\rho gA}{\mu L}}h

إذا تم تعريف الموصلية الهيدروليكية على أنها مرتبطة بالنفاذية الهيدروليكية كما يلي

K={\frac {k\rho g}{\mu }},

وهذا يعطي النتيجة.

طريقة الرأس الساقط

في طريقة انخفاض الضغط، تُشبع عينة التربة أولاً تحت ضغط محدد. ثم يُسمح للماء بالتدفق عبر التربة دون إضافة أي ماء، وبالتالي ينخفض ضغط الماء أثناء مروره عبر العينة. وتكمن ميزة هذه الطريقة في إمكانية استخدامها مع كل من التربة الناعمة والخشنة. ^{[ 5 ]} إذا انخفض الضغط من $h i$ إلى $h f$ $خلال$ فترة زمنية $Δt$ ، فإن الموصلية الهيدروليكية تساوي

K={\frac {L}{\Delta t}}\ln {\frac {h_{f}}{h_{i}}}

البرهان: كما سبق، ينص قانون دارسي على ما يلي:

{\frac {\Delta V}{\Delta t}}=-K{\frac {A}{L}}h

يرتبط انخفاض الحجم بانخفاض الضغط بالعلاقة $ΔV = ΔhA .$ وبتعويض هذه العلاقة في المعادلة أعلاه، وأخذ النهاية عندما $Δt \to 0 ، نحصل$ $على$ المعادلة التفاضلية $.$

{\frac {dh}{dt}}=-{\frac {K}{L}}h

لديه الحل

h(t)=h_{i}e^{-{\frac {K}{L}}(t-t_{i})}.

توصيل $h(t_{f})=h_{f}$ وإعادة الترتيب تعطي النتيجة.

الأساليب الميدانية (في الموقع)

بالمقارنة مع الطرق المختبرية، توفر الطرق الميدانية معلومات أكثر موثوقية حول نفاذية التربة بأقل قدر من الاضطرابات. أما في الطرق المختبرية، فتؤثر درجة الاضطرابات على دقة قيمة نفاذية التربة.

اختبار الضخ

يُعد اختبار الضخ الطريقة الأكثر موثوقية لحساب معامل نفاذية التربة. وينقسم هذا الاختبار إلى نوعين: اختبار الضخ للداخل واختبار الضخ للخارج.

طريقة الحفر اللولبي

توجد أيضًا طرقٌ ميدانية لقياس النفاذية الهيدروليكية في الموقع. عندما يكون منسوب المياه الجوفية ضحلًا، يمكن استخدام طريقة الحفر اللولبي، أو اختبار الضغط ، لتحديد النفاذية الهيدروليكية أسفل منسوب المياه الجوفية. طُوِّرت هذه الطريقة بواسطة هوغودت (1934) ^{[ 6 ]} في هولندا، وقُدِّمت في الولايات المتحدة بواسطة فان بافيل وكيركهام (1948). ^{[ 7 ]} وتتضمن هذه الطريقة الخطوات التالية:

يتم حفر ثقب حلزوني في التربة حتى أسفل مستوى المياه الجوفية
يتم سحب الماء من البئر اللولبي
يتم تسجيل معدل ارتفاع مستوى الماء في الحفرة
يتم حساب قيمة $K$ من البيانات على النحو التالي: ^{[ 8 ]}

$K=F{\frac {H_{o}-H_{t}}{t}}$

أين:

$K$ هي الموصلية الهيدروليكية المشبعة الأفقية (م/يوم)
يمثل H عمق مستوى الماء في الحفرة بالنسبة إلى مستوى الماء الجوفي في التربة (سم):
- $H t = H$ عند الزمن $t$
- $H o = H$ عند الزمن $t = 0$
$يمثل t$ الزمن (بالثواني) منذ أول قياس لـ $H$ كـ $H o$
$F$ هو عامل يعتمد على هندسة الثقب:
$F={\frac {4000r}{h'}}\left(20+{\frac {D}{r}}\right)\left(2-{\frac {h'}{D}}\right)$

أين:

$يمثل r$ نصف قطر الفتحة الأسطوانية (سم)
$يمثل h'$ متوسط عمق مستوى الماء في الحفرة بالنسبة إلى مستوى الماء الجوفي في التربة (سم)، ويتم حسابه على النحو التالي: $h'={\tfrac {H_{o}+H_{t}}{2}}$
$D$ هو عمق قاع الحفرة بالنسبة لمستوى المياه الجوفية في التربة (سم).

التوزيع التكراري التراكمي (التوزيع اللوغاريتمي الطبيعي ) للتوصيل الهيدروليكي (بيانات X)

تُظهر الصورة تباينًا كبيرًا في قيم $K$ المقاسة بطريقة الحفر اللولبي في منطقة مساحتها 100 هكتار. ^{[ 9 ]} تبلغ النسبة بين أعلى قيمة وأدنى قيمة 25. توزيع التكرار التراكمي هو توزيع لوغاريتمي طبيعي.

مقادير ذات صلة

النفاذية

إن معامل النفاذية هو مقياس لكمية المياه التي يمكن نقلها أفقيًا، كما هو الحال في بئر الضخ.

لا ينبغي الخلط بين النفاذية والكلمة المشابهة لها والتي تستخدم في علم البصريات ، والتي تعني نسبة الضوء الساقط الذي يمر عبر العينة.

قد يتكون الخزان الجوفي من n طبقة $من$ التربة. معامل النفاذية $T i$ للتدفق الأفقي للطبقة $i$ من التربة ذات السماكة المشبعة $d i$ ومعامل التوصيل الهيدروليكي الأفقي $K i$ هو:

T_{i}=K_{i}d_{i}

تتناسب النفاذية طرديًا مع الموصلية الهيدروليكية الأفقية $Ki$ $والسمك$ di $. وبحساب$ Ki $بوحدة م$ $/$ يوم و $di بوحدة$ $م$ ، تُحسب النفاذية $Ti$ بوحدة م² ^/ يوم. وتُحسب النفاذية الكلية $Tt$ للخزان الجوفي بجمع نفاذيات جميع طبقاته: ^{[ 8 ]}

T_{t}=\sum T_{i}

معامل التوصيل الهيدروليكي الأفقي الظاهري $K A$ للخزان الجوفي هو:

K_{A}={\frac {T_{t}}{D_{t}}}

حيث أن $D t$ ، وهو السماكة الإجمالية للخزان الجوفي، هو مجموع سماكة كل طبقة على حدة: ${\textstyle D_{t}=\sum d_{i}.}$

يمكن تحديد نفاذية طبقة المياه الجوفية من خلال اختبارات الضخ . ^{[ 10 ]}

تأثير مستوى الماء الجوفي: عندما تكون طبقة التربة فوق مستوى الماء الجوفي ، فإنها لا تكون مشبعة بالماء ولا تُساهم في نفاذية الماء. أما عندما تكون طبقة التربة بأكملها تحت مستوى الماء الجوفي، فإن سُمكها المشبع يُعادل سُمك طبقة التربة نفسها. وعندما يكون مستوى الماء الجوفي داخل طبقة التربة، فإن السُمك المشبع يُعادل المسافة بين مستوى الماء الجوفي وقاع الطبقة. ونظرًا لأن مستوى الماء الجوفي قد يتغير ديناميكيًا، فقد يتغير هذا السُمك من مكان لآخر أو من وقت لآخر، وبالتالي قد تتغير نفاذية الماء تبعًا لذلك. في الخزان الجوفي شبه المحصور، يوجد مستوى الماء الجوفي داخل طبقة تربة ذات نفاذية ضئيلة للغاية، ولذلك فإن التغيرات في النفاذية الكلية ( $Δt)$ الناتجة عن تغيرات مستوى الماء الجوفي تكون ضئيلة للغاية. عند ضخ المياه من طبقة مياه جوفية غير محصورة، حيث يكون مستوى المياه الجوفية داخل طبقة تربة ذات نفاذية كبيرة، قد ينخفض مستوى المياه الجوفية مما يؤدي إلى انخفاض النفاذية وتراجع تدفق المياه إلى البئر.

مقاومة

مقاومة التدفق الرأسي ( $R$ $i$ $) للطبقة i$ من التربة ذات السماكة المشبعة $d$ i والتوصيل الهيدروليكي الرأسي $K$ $v$ $i$ هي $:$

R_{i}={\frac {d_{i}}{K_{v_{i}}}}

بقياس $K vi بوحدة$ م/يوم و $di بوحدة$ م، تُقاس المقاومة ( $R i$ ) بالأيام. المقاومة الكلية ( $R t$ ) للخزان الجوفي هي مجموع مقاومة كل طبقة: ^{[ 8 ]}

R_{t}=\sum R_{i}=\sum {\frac {d_{i}}{K_{v_{i}}}}

الموصلية الهيدروليكية الرأسية الظاهرية ( $K v A$ ) للخزان الجوفي هي:

K_{v_{A}}={\frac {D_{t}}{R_{t}}}

حيث $D t$ هو السماكة الكلية للطبقة المائية الجوفية: ${\textstyle D_{t}=\sum d_{i}.}$

تلعب المقاومة دورًا في طبقات المياه الجوفية حيث يوجد تسلسل من الطبقات ذات نفاذية أفقية متفاوتة بحيث يوجد التدفق الأفقي بشكل رئيسي في الطبقات ذات النفاذية الأفقية العالية بينما تنقل الطبقات ذات النفاذية الأفقية المنخفضة الماء بشكل رئيسي في الاتجاه الرأسي.

التباين

عندما تكون الموصلية الهيدروليكية الأفقية والرأسية ( ${\textstyle K_{h_{i}}}$ و ${\textstyle K_{v_{i}}}$ ) التابع ${\textstyle i{\mbox{-th}}}$ تختلف طبقات التربة اختلافًا كبيرًا، ويُقال إن الطبقة غير متجانسة فيما يتعلق بالتوصيل الهيدروليكي. عندما يكون التوصيل الهيدروليكي الأفقي والرأسي الظاهري ( ${\textstyle K_{h_{A}}}$ و ${\textstyle K_{v_{A}}}$ إذا اختلفت خصائص طبقة المياه الجوفية اختلافًا كبيرًا، يُقال إنها غير متجانسة فيما يتعلق بالنفاذية الهيدروليكية. وتُسمى طبقة المياه الجوفية شبه محصورة عندما تعلو طبقة مشبعة ذات نفاذية هيدروليكية أفقية منخفضة نسبيًا (الطبقة شبه المحصورة أو الطبقة الكتيمة ) طبقة ذات نفاذية هيدروليكية أفقية عالية نسبيًا، بحيث يكون تدفق المياه الجوفية في الطبقة الأولى رأسيًا في الغالب، وفي الطبقة الثانية أفقيًا في الغالب. ويمكن تحديد مقاومة الطبقة العلوية شبه المحصورة لطبقة المياه الجوفية من خلال اختبارات الضخ . ^{[ 10 ]} عند حساب التدفق إلى المصارف ^{[ 11 ]} أو إلى حقل الآبار ^{[ 12 ]} في طبقة المياه الجوفية بهدف التحكم في مستوى المياه الجوفية ، يجب مراعاة عدم التجانس، وإلا فقد تكون النتيجة خاطئة.

الخصائص النسبية

بسبب مساميتها ونفاذيتها العالية، تتمتع طبقات المياه الجوفية الرملية والحصوية بموصلية هيدروليكية أعلى من طبقات المياه الجوفية الطينية أو الجرانيتية غير المتشققة . ولذلك، يسهل استخراج المياه من طبقات المياه الجوفية الرملية أو الحصوية (مثلاً، باستخدام بئر ضخ ) نظراً لنفاذيتها العالية، مقارنةً بطبقات المياه الجوفية الطينية أو الصخرية غير المتشققة.

تُقاس الموصلية الهيدروليكية بوحدات طولية تُقاس بوحدة الزمن (مثل: م/ث، قدم/يوم، و( غال /يوم)/قدم² ⁾ ، بينما تُقاس النفاذية بوحدات مربعة تُقاس بوحدة الزمن. يوضح الجدول التالي بعض النطاقات النموذجية (مبينًا الرتب الكمية المحتملة) لقيم K.

تُعدّ الموصلية الهيدروليكية ( K ) واحدة من أكثر خصائص طبقات المياه الجوفية تعقيدًا وأهمية في علم المياه الجوفية، وذلك نظرًا للقيم الموجودة في الطبيعة:

يتراوح نطاقها على مدى عدة مراتب من حيث الحجم (غالباً ما يُعتبر التوزيع لوغاريتمياً طبيعياً )،
تختلف بشكل كبير عبر المكان (يُعتبر أحيانًا موزعًا مكانيًا بشكل عشوائي ، أو عشوائيًا بطبيعته)،
هي اتجاهية (بشكل عام، K عبارة عن موتر متناظر من الرتبة الثانية ؛ على سبيل المثال، يمكن أن تكون قيم K الرأسية أصغر بعدة مراتب من قيم K الأفقية)،
تعتمد النتائج على المقياس (فاختبار متر مكعب من طبقة المياه الجوفية سينتج عنه عمومًا نتائج مختلفة عن اختبار مماثل على عينة سنتيمتر مكعب فقط من نفس طبقة المياه الجوفية)،
يجب تحديدها بشكل غير مباشر من خلال اختبارات الضخ الميدانية ، أو اختبارات تدفق الأعمدة المختبرية، أو المحاكاة الحاسوبية العكسية (وأحيانًا أيضًا من تحليلات حجم الحبيبات )، و
تعتمد هذه الخصائص بشكل كبير (بطريقة غير خطية ) على محتوى الماء، مما يجعل حل معادلة التدفق غير المشبع أمرًا صعبًا. في الواقع، يتفاوت معامل K المشبع المتغير لمادة واحدة ضمن نطاق أوسع من قيم K المشبعة لجميع أنواع المواد (انظر الرسم البياني أدناه للاطلاع على نطاق توضيحي للأخيرة).

نطاقات القيم للمواد الطبيعية

جدول قيم الموصلية الهيدروليكية المشبعة ( K ) الموجودة في الطبيعة

القيم المذكورة خاصة بظروف المياه الجوفية العذبة النموذجية ، وذلك باستخدام القيم القياسية للزوجة والكثافة النوعية للماء عند درجة حرارة 20 درجة مئوية وضغط جوي واحد. انظر الجدول المماثل المستمد من المصدر نفسه لقيم النفاذية الذاتية . ^{[ 13 ]}

K (سم/ ث )

10²

10 ¹

10 ⁰ =1

10 ⁻¹

10 ⁻²

10 ⁻³

10 ⁻⁴

10 ⁻⁵

10 ⁻⁶

10 ⁻⁷

10 ⁻⁸

10 ⁻⁹

10 ⁻¹⁰

كيلو (قدم/ يوم )

10 ⁵

10000

1000

100

10

1

0.1

0.01

0.001

0.0001

10 ⁻⁵

10 ⁻⁶

10 ⁻⁷

النفاذية النسبية

منيع

طبقة المياه الجوفية

جيد

فقير

لا أحد

رمل وحصى غير متماسك

حصى مصنف جيداً

رمل مصنف جيداً أو رمل وحصى

رمل ناعم جداً، طمي، تربة طينية ، طمي

طين غير متماسك ومواد عضوية

الخث

الطين الطبقي

طين دهني / غير متأثر بالعوامل الجوية

الصخور المتماسكة

صخور متصدعة بشدة

صخور خزانات النفط

حجر رملي طازج

الحجر الجيري الطازج ، الدولوميت

جرانيت طازج

المصدر: مُعدّل من كتاب بير، 1972

الموصلية الهيدروليكية عند حد السيولة لعدة أنواع من الطين ^{[ 14 ]}^{[ 15 ]}
نوع التربة	حد السيولة، LL (%)	نسبة الفراغات عند حد السيولة، $e_{L}$ (%)	الموصلية الهيدروليكية، $10^{-7}$ سم/ث
البنتونيت	330	9.24	1.28
البنتونيت $+$ رمل	215	5.91	2.65
تربة بحرية طبيعية	106	2798	2.56
تربة بحرية مجففة بالهواء	84	2234	2.42
تربة بحرية مجففة في الهواء الطلق	60	1644	2.63
التربة البنية	62	1674	2.83

انظر أيضاً

اختبار طبقة المياه الجوفية
التشبيه الهيدروليكي
دالة نقل التربة – لتقدير الموصلية الهيدروليكية بناءً على خصائص التربة

مراجع

↑ https://www.preene.com/blog/2014/07/what-is-hydraulic-conductivity#:~:text=DEFINITIONS%20OF%20HYDRAULIC%20CONDUCTIVITY&text=In%20theoretical%20terms%2C%20hydraulic%20conductivity,the%20material%20is%20less%20permeable . تعريف الموصلية الهيدروليكية
↑ ساهو، سودارسان؛ ساها، ديبانكار (2016). "الأساليب التجريبية وتقدير الموصلية الهيدروليكية للخزانات الجوفية النهرية" . علوم الأرض البيئية والهندسية . 22 (4): 319-340 . Bibcode : 2016EEGeo..22..319S . doi : 10.2113/gseegeosci.22.4.319 .
↑ ووستن، جيه إتش إم، وباتشيبسكي، واي إيه، وراولز، دبليو جيه (2001). "وظائف نقل التربة: سد الفجوة بين بيانات التربة الأساسية المتاحة وخصائص التربة الهيدروليكية المفقودة". مجلة الهيدرولوجيا . 251 ( 3-4 ): 123-150 . Bibcode : 2001JHyd..251..123W . doi : 10.1016/S0022-1694(01)00464-4 .{{cite journal}}: صيانة CS1: أسماء متعددة: قائمة المؤلفين ( رابط )
↑ التحكم في التدفق الشعري: تطبيق لقانون دارسي
↑ ليو، تشنغ. "التربة والأساسات". أبر سادل ريفر، نيو جيرسي: برنتيس هول، 2001. رقم ISBN 0-13-025517-3
^ سبهوغودت، 1934، باللغة الهولندية. قم بسحب كل شيء من كينيس من الطبيعة إلى الأرض. Verslagen Landbouwkundig Onderzoek رقم 40 ب، ص. 215-345.
↑ CHM van Bavel و D. Kirkham، 1948. القياس الميداني لنفاذية التربة باستخدام ثقوب الحفر. وقائع جمعية علوم التربة الأمريكية 13:90-96.
١ ٢ ٣ تحديد الموصلية الهيدروليكية المشبعة. الفصل ١٢ في: إتش بي ريتزيما (محرر، ١٩٩٤) مبادئ وتطبيقات الصرف، منشورات المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها ١٦، ص ٤٣٥-٤٧٦. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها، فاغينينغين (ILRI)، هولندا. ISBN 90-70754-33-9تحميل مجاني من:، تحت الرقم 6، أو مباشرة كملف PDF :
↑ بحث حول تصريف المياه في حقول المزارعين: تحليل البيانات. مساهمة في مشروع "الذهب السائل" التابع للمعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. تحميل مجاني من :، تحت رقم 2، أو مباشرة كملف PDF :
1 2 ج. بونسترا ورالكسيليك، ساتيم 2002: برنامج لتقييم اختبارات طبقات المياه الجوفية، 2001. منشور رقم 57، المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. ISBN 90-70754-54-1متصل :أُرشف بتاريخ 29 أكتوبر 2013 في أرشيف الإنترنت (Wayback Machine) .
↑ موازنة الطاقة لتدفق المياه الجوفية المطبقة على الصرف تحت السطحي في التربة غير المتجانسة بواسطة أنابيب أو خنادق ذات مقاومة دخول. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها، فاغينينغين، هولندا. متاح عبر الإنترنت.مؤرشف بتاريخ 19 فبراير 2009 على موقع Wayback Machine . يستند هذا البحث إلى: آر جيه أوستربان، جيه بونسترا، وكي في جي كي راو، 1996، "موازنة الطاقة لتدفق المياه الجوفية". نُشر في: في بي سينغ وبي كومار (محرران)، هيدرولوجيا المياه الجوفية، ص 153-160، المجلد 2 من وقائع المؤتمر الدولي للهيدرولوجيا وموارد المياه، نيودلهي، الهند، 1993. دار نشر كلوير الأكاديمية، دوردريخت، هولندا. رقم ISBN 978-0-7923-3651-8. متصل:يمكن تنزيل برنامج EnDrain المجاني المقابل من:
↑ تصريف المياه الجوفية بواسطة الآبار (الأنبوبية)، 9 صفحات. شرح المعادلات المستخدمة في نموذج WellDrain. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. متاح عبر الإنترنت.يمكن تنزيل برنامج WellDrain المجاني المقابل من :
↑ بير، ج. (1972). ديناميكيات السوائل في الأوساط المسامية . منشورات دوفر . ISBN 0-486-65675-6.
↑ الجدول 4.4 جيمس ك. ميتشل، كينيتشي سوغا، أساسيات سلوك التربة، الطبعة الثالثة، جون وايلي وأولاده، هوبوكين، نيوجيرسي، 2005، 577 صفحة، ISBN 0-471-46302-7.
↑ ناجاراج، تي إس، بانديان، إن إس، وناراسيمها راجو، بي إس آر 1991. نهج للتنبؤ بسلوك الانضغاطية والنفاذية لخلطات الرمل والبنتونيت، المجلة الجيوتقنية الهندية، المجلد 21، العدد 3، الصفحات 271-282

روابط خارجية

حاسبة الموصلية الهيدروليكية

[1] ttps://www.preene.com/blog/2014/07/what-is-hydraulic-conductivity#:~:text=DEFINITIONS%20OF%20HYDRAULIC%20CONDUCTIVITY&text=In%20theoretical%20terms%2C%20hydraulic%20conductivity,the%20material%20is%20less%20permeable . تعريف الموصلية الهيدروليكية

[2] ساهو، سودارسان؛ ساها، ديبانكار (2016). "الأساليب التجريبية وتقدير الموصلية الهيدروليكية للخزانات الجوفية النهرية" . علوم الأرض البيئية والهندسية . 22 (4): 319-340 . Bibcode : 2016EEGeo..22..319S . doi : 10.2113/gseegeosci.22.4.319 .

[3] ووستن، جيه إتش إم، وباتشيبسكي، واي إيه، وراولز، دبليو جيه (2001). "وظائف نقل التربة: سد الفجوة بين بيانات التربة الأساسية المتاحة وخصائص التربة الهيدروليكية المفقودة". مجلة الهيدرولوجيا . 251 ( 3-4 ): 123-150 . Bibcode : 2001JHyd..251..123W . doi : 10.1016/S0022-1694(01)00464-4 .{{cite journal}}: صيانة CS1: أسماء متعددة: قائمة المؤلفين ( رابط )

[4] التحكم في التدفق الشعري: تطبيق لقانون دارسي

[5] ليو، تشنغ. "التربة والأساسات". أبر سادل ريفر، نيو جيرسي: برنتيس هول، 2001. رقم ISBN 0-13-025517-3

[6] سبهوغودت، 1934، باللغة الهولندية. قم بسحب كل شيء من كينيس من الطبيعة إلى الأرض. Verslagen Landbouwkundig Onderzoek رقم 40 ب، ص. 215-345.

[7] CHM van Bavel و D. Kirkham، 1948. القياس الميداني لنفاذية التربة باستخدام ثقوب الحفر. وقائع جمعية علوم التربة الأمريكية 13:90-96.

[Oost-8] ١ ٢ ٣ تحديد الموصلية الهيدروليكية المشبعة. الفصل ١٢ في: إتش بي ريتزيما (محرر، ١٩٩٤) مبادئ وتطبيقات الصرف، منشورات المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها ١٦، ص ٤٣٥-٤٧٦. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها، فاغينينغين (ILRI)، هولندا. ISBN 90-70754-33-9تحميل مجاني من:، تحت الرقم 6، أو مباشرة كملف PDF :

[9] بحث حول تصريف المياه في حقول المزارعين: تحليل البيانات. مساهمة في مشروع "الذهب السائل" التابع للمعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. تحميل مجاني من :، تحت رقم 2، أو مباشرة كملف PDF :

[Boon-10] 1 2 ج. بونسترا ورالكسيليك، ساتيم 2002: برنامج لتقييم اختبارات طبقات المياه الجوفية، 2001. منشور رقم 57، المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. ISBN 90-70754-54-1متصل :أُرشف بتاريخ 29 أكتوبر 2013 في أرشيف الإنترنت (Wayback Machine) .

[11] موازنة الطاقة لتدفق المياه الجوفية المطبقة على الصرف تحت السطحي في التربة غير المتجانسة بواسطة أنابيب أو خنادق ذات مقاومة دخول. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها، فاغينينغين، هولندا. متاح عبر الإنترنت.مؤرشف بتاريخ 19 فبراير 2009 على موقع Wayback Machine . يستند هذا البحث إلى: آر جيه أوستربان، جيه بونسترا، وكي في جي كي راو، 1996، "موازنة الطاقة لتدفق المياه الجوفية". نُشر في: في بي سينغ وبي كومار (محرران)، هيدرولوجيا المياه الجوفية، ص 153-160، المجلد 2 من وقائع المؤتمر الدولي للهيدرولوجيا وموارد المياه، نيودلهي، الهند، 1993. دار نشر كلوير الأكاديمية، دوردريخت، هولندا. رقم ISBN 978-0-7923-3651-8. متصل:يمكن تنزيل برنامج EnDrain المجاني المقابل من:

[12] تصريف المياه الجوفية بواسطة الآبار (الأنبوبية)، 9 صفحات. شرح المعادلات المستخدمة في نموذج WellDrain. المعهد الدولي لاستصلاح الأراضي وتحسينها (ILRI)، فاغينينغين، هولندا. متاح عبر الإنترنت.يمكن تنزيل برنامج WellDrain المجاني المقابل من :

[13] بير، ج. (1972). ديناميكيات السوائل في الأوساط المسامية . منشورات دوفر . ISBN 0-486-65675-6.

[14] الجدول 4.4 جيمس ك. ميتشل، كينيتشي سوغا، أساسيات سلوك التربة، الطبعة الثالثة، جون وايلي وأولاده، هوبوكين، نيوجيرسي، 2005، 577 صفحة، ISBN 0-471-46302-7.

[15] ناجاراج، تي إس، بانديان، إن إس، وناراسيمها راجو، بي إس آر 1991. نهج للتنبؤ بسلوك الانضغاطية والنفاذية لخلطات الرمل والبنتونيت، المجلة الجيوتقنية الهندية، المجلد 21، العدد 3، الصفحات 271-282

[

[ 2 ]

[ 3 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

[ 6 ]

[ 7 ]

[ 8 ]

[ 9 ]

[ 10 ]

[ 11 ]

[ 12 ]

[ 13 ]

[ 14 ]

[ 15 ]

اللغة	العربية (RTL)
روابط موسوعية	30 رابطاً
المصدر الأصلي	ويكيبيديا ↗