Grondwaterstroming bij rivierdijken

De geologische opbouw van de ondergrond bestaat bij rivierdijken dikwijls uit een afdekkend, slecht doorlatend pakket van wisselende dikte, op een goed doorlatende zandondergrond. De dijk zelf bestaat veelal uit klei, echter ook wel uit zand met een kleiafdekking aan de rivierzijde. Behalve door de rivier wordt de afdekkende laag in veel gevallen tot in de zandondergrond doorsneden door zand- en kleiputten, wielen, kolken en strangen.

De grondwaterstroming bij rivierdijken kan dus globaal als volgt schematisch worden ingedeeld (zie ook fig. 10.1):

• een twee-dimensionale stroming in een verticaal vlak door het dijklichaam en de on­ dergrond;
• een min of meer verticale een-dimensionale stroming - inzijging buitendijks en kwel binnendijks - door de afdekkende lagen;\
• en min of meer twee-dimensionale horizontale stroming van spanningswater in de zandondergrond.

• 

  figuur 10.1

Op een aantal aspecten van de grondwaterstroming wordt in het volgende de aandacht gevestigd, en wel:

• stationaire en niet-stationaire stroming;
• stroming in de verzadigde capillaire zone boven de freatische lijn;
• stroming bij laagscheidingen;
• stationaire stroming bij isotrope en anisotrope doorlatendheid;
• hydraulische grondbreuk en grenspotentiaal.

Stationaire en niet-stationaire stroming

Stationaire, dat wil zeggen tijdsonafhankelijke stroming, komt bij rivierdijken in princi­pe niet voor, omdat de randvoorwaarden - rivierpeil en polderpeil - niet stationair zijn. De stroming is dus in principe niet-stationair. Als de reactie van het grondwaterstro­mingssysteem echter zo is dat de waterspanningen zich praktisch direct aan een variatie in de randvoorwaarden aanpassen, noemt men de stroming wel quasi-stationair. In dat geval kan de stroming per tijdstip als stationair beschouwd worden. Quasi-stationaire stroming kan bij rivierdijken wel voorkomen, zoals bij een langzaam op de rivier opko­mende hoogwatergolf, die zich min of meer gelijktijdig in het goed doorlatende pleisto­cene zandpakket langs de rivier manifesteert.

Niet-stationaire stroming wordt gekenmerkt door het na-ijlen van het stromingsbeeld ten opzichte van de niet-stationaire randvoorwaarden. Dit wordt veroorzaakt door ber­ging van water in de grond; hierdoor wordt ook de amplitude van een zich voortplanten­de golf gedempt.

Er kan onderscheid gemaakt worden tussen freatische berging en elastische berging. Freatische berging treedt op als bij een stijgende, vrije grondwaterspiegel de holle ruimten in het korrelskelet van de grond met water gevuld raken. De kenmerkende parameter voor freatische berging is de porositeit n van de grond. Daar echter nooit alle poriën geheel met water worden gevuld, gebruikt men in dit ver­band een zogenaamde effectieve porositeit.

Elastische berging doet zich voor wanneer de grondwaterspanning stijgt bij gelijkblij­vende gronddruk. Hierdoor neemt de korrelspanning van de grond af, en het korrel­skelet dat onder invloed van de korrelspanning was ingedrukt, zal dan bij benadering elastisch uitzetten. Daardoor ontstaat extra ruimte in de poriën, die door water kan wor­den gevuld. Daarbij kan bovendien nog water geborgen worden door de samendrukking van het poriënwater zelf op grond van de drukverhoging.

Neemt de grondwaterspanning af, dan doet zich het omgekeerde voor: men spreekt dan van consolidatie (par. 8.3.2).

De kenmerkende parameter voor de elastische berging is de specifieke elastische bergingscoëfficiënt S,, waarvoor geldt:

In deze formule staan m_v en β voor de samendrukbaarheid of compressibiliteit van respectievelijk de grond en het grondwater.

Globaal geldt voor zand m_v = 10^-8 a 10^-7 m^2/N, voor klei m_v = 10^-7 a 10^-6 m^2/N en voor water β= 0,5 ·10^-9 m²/N. De effectieve compressibiliteit van water in de grond kan echter veel groter zijn door luchtinsluitingen.

Bij grondwaterstroming in afgesloten, watervoerende zandpakketten wordt vaak ge­bruik gemaakt van de bergingscoëfficiënt S voor het gehele zandpakket met dikte D:

Hierin is c_v de consolidatiecoëfficiënt (par. 8.3.2).

De bergingscoëfficiënten van in Nederland voorkomende zandpakketten variëren van 10^-4 tot 3 . 10^-3(lit. 38).

In klei is vooral de elastische berging van belang. Bij dikke kleilagen kunnen daardoor bij het passeren van een hoogwatergolf aanzienlijk lagere waterspanningen ontstaan dan bij stationaire stroming. Dit effect is te verwachten als de hydrodynamische periode bij eenzijdige afstroming (par. 8.3.2) groot is ten opzichte van de duur van de hoogwatergolf. Gerekend moet worden met een consolidatiecoëfficiënt of zwellings­coëfficiënt op basis van de zwelconstante A (par. 8.3.2).

Bij freatisch water in een zandpakket is de elastische berging te verwaarlozen ten opzichte van de freatische berging: vergelijk bijvoorbeeld een elastische berging van S= 10^-4 a 3 . 10^-3 m^3/m² per meter stijghoogte-toename met een freatische berging van 0,40 m^3/m² per meter stijghoogte-toename bij een porositeit van n = 0,4.

Bij spanningswater in zand heeft de elastische berging een merkbaar, maar meestal gering effect ten aanzien van de demping en vertraging van een zich voortplantende drukgolf in het zandpakket.

Stroming in de verzadigde capillaire zone

Het stroombeeld in de dijk wordt aan de bovenzijde niet begrensd door de freatische lijn. Boven die lijn is, afhankelijk van de grondsoort, een zekere zone aanwezig waarin zich door capillaire opstijging ook grondwater bevindt.

De grond direct boven de freatische lijn is in bet algemeen volledig met water verza­digd, terwijl verder naar boven de verzadigingsgraad afneemt; alleen de fijne capillairen trekken daar nog water omboog (figuur 10.2).

figuur 10.2

Een duidelijke begrenzing van de volledig verzadigde zone boven de freatische lijn is niet aan te wijzen. In de praktijk legt men deze grens we! bij een verzadigingsgraad S_w van ongeveer 75%.

De capillaire opstijging bedraagt in grof zand globaal 0,02-0,05 m, in matig fijn tot ma­tig grofzand 0,12-0,35 m, in fijn zand 0,35-0,70 m, in silt 0,70-1,50 m en in klei 2-4 m of meer.

Het grondwater in de verzadigde capillaire zone neemt op dezelfde wijze deel aan de grondwaterstroming als het water onder de freatische lijn. Bij kleidijken, waarin een grote capillaire opstijging mogelijk is, kan de stroming in bet gehele dijkprofiel plaatsvinden.

Het bovenstaande is een sterke schematisering van de werkelijkheid. In de onverzadig­de zone boven de freatische lijn is het stromingsmodel zeer gecompliceerd. Het voert te ver daar hier op in te gaan.