Наука о подземных водах

Первая буква "г"

Вторая буква "и"

Третья буква "д"

Последняя бука буква "я"

Ответ на вопрос "Наука о подземных водах ", 13 букв:
гидрогеология

Альтернативные вопросы в кроссвордах для слова гидрогеология

Раздел геологии, наука о подземных водах

Определение слова гидрогеология в словарях

Энциклопедический словарь, 1998 г. Значение слова в словаре Энциклопедический словарь, 1998 г.
ГИДРОГЕОЛОГИЯ (от гидро... и геология) наука о подземных водах; изучает их состав, свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами. Становление гидрогеологии относится ко 2-й пол. 19 в.

Большая Советская Энциклопедия Значение слова в словаре Большая Советская Энциклопедия
(от гидро... и геология), наука о подземных водах, изучающая их состав и свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами. Г. тесно связана с гидрологией, геологией (в т. ч. инженерной геологией),...

Википедия Значение слова в словаре Википедия
Гидрогеоло́гия (от «водность» + геология) - наука, изучающая происхождение, условия залегания, состав и закономерности движений подземных вод. Также изучается взаимодействие подземных вод с горными породами, поверхностными водами и атмосферой. В сферу...

Новый толково-словообразовательный словарь русского языка, Т. Ф. Ефремова. Значение слова в словаре Новый толково-словообразовательный словарь русского языка, Т. Ф. Ефремова.
ж. Научная дисциплина, изучающая происхождение, движение, свойства подземных вод, а также возможности их использования. Геологическое состояние подземных вод какой-л. территории.

Примеры употребления слова гидрогеология в литературе.

Даже во времена Вернадского гидрогеология как наука не обрела еще практической значимости.

Жаном Батистом Ламарком в труде по гидрогеологии для обозначения совокупности живых организмов, населяющих земной шар.

Особую группу составляют отрасли прикладного значения: гидрогеология , инженерная геология, геокриология и др.

Лекция 3. ОСНОВЫ ГИДРОГЕОЛОГИИ

1. Понятие о подземных водах

2. Классификация подземных вод

3. Динамика подземных вод

4. Приток подземных вод к водозаборным сооружениям

5. Борьба с грунтовыми водами

ПОНЯТИЕ О ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ

ВОДА – это чудо природы, самое необходимое из существующего вещества на Земле. От воды зависит наше благополучие, сам факт существования живого на Земле. Организм человека в весовом отношении в основном состоит из воды. У новорожденного – 75%, у взрослого – 60% от массы тела.

Вода на Земном шаре находится в очень сложных взаимоотношениях с живым. Она необходима не только для поддержания жизни, она еще и продукт живого. Вода вездесуща, повсеместна и многолика.

Замечательный ученый, создатель геохимии В.И. ВЕРНАДСКИЙ писал: «Вода стоит особняком в истории нашей планеты, нет природного тела, которое могло бы сравниться с ним по влиянию на ход основных, самых грандиозных геологических процессов…»

Воды, находящиеся в верхней части ЗЕМНОЙ КОРЫ и залегающие ниже поверхности земли, называют ПОДЗЕМНЫМИ. Изучением подземных вод занимается раздел геологии – ГИДРОГЕОЛОГИЯ.

Гидрогеология – это наука о подземных водах, их происхождении, свойствах, формах залегания, характере и законах движения, режиме и запасах. Она изучает способы использования подземных вод, методы их регулирования.

ПОДЗЕМНАЯ ВОДА образует подземную ГИДРОСФЕРУ, по массе заключенной в ней воды она соизмерима с Мировым Океаном.

Практическое значение подземных вод в жизни человека огромно. Подземная вода является одним из основных существующих и перспективных источников водоснабжения, так как имеет ряд достоинств:

1. Обладает белее высоким качеством, чем поверхностные воды (волы рек, озер, водохранилищ).

2. Не требует дорогостоящей очистки.

3. Лучше защищены от поверхностных загрязнений.

4. Повсеместно распространены.

Подземные воды широко используются для водоснабжения, так в США они составляют около 20% всей потребляемой воды, в Германии – 75%, в Бельгии – 90%. В России так же используются подземные воды для центрального водоснабжения. Так в пределах Москвы и московской области пробурено примерно 1000 артезианских скважин.

Но, при эксплуатации подземных вод необходимо иметь в виду, что если расход воды из подземных емкостей идет быстрее, чем ее запасы восполняются за счет влаги, просачивающейся в земли из атмосферы, то уровень подземных вод понижается, а это часто вызывает неблагоприятные последствия.

В течение нескольких десятилетий уровень подземных вод в Москве понизился более чем на 40 м, Санкт- Петербурге – на 50 м, Киеве – на 65 м, Лондоне – более чем на 100 м, в Париже – на 120 м, в Токио – на 150 м.

Причем, если воду забирают с пластов сравнительно рыхлых пород, то это может привести к проседанию массива пород. Так, Мехико за 40 лет опустилась на 7 метров.

Необходимо также знать, что подземные воды обладают и отрицательными факторами, которые особенно касаются строительства.

Подземные воды:

Осложняют производство работ в условиях притока подземных вод;

Ухудшают несущую способность пород, как основания сооружений;

Приводят к удорожанию строительства в связи с устройством гидроизоляции и дренажа.

Подземные воды находятся в неразрывной связи и взаимодействии с горными породами, в которых они формируются, накапливаются и перемещаются.

В горных породах подземная вода может быть в виде ХИМИЧЕСКИ СВЯЗАННОЙ, ПАРООБРАЗНОЙ, ФИЗИЧЕСКИ СВЯЗАННОЙ, СВОБОДНОЙ, и ТВЕРДОЙ.

ХИМИЧЕСКИ СВЯЗАННАЯ вода – это почти не «вода», она входит в состав кристаллической решетки минералов и принимает участие в строении кристаллической решетки. В СОДЕ ее до 64%, в минерале МИРАБИЛИТ – 55%. Выделить эту воду без разрушения кристаллической решетки не удается, Исключением является минерал ЦЕОЛИТ – «ПЛАЧУЩИЙ КАМЕНЬ» - из него кристаллизированную воду можно удалить нагреванием.

ПАРООБРАЗНАЯ вода – это водяной пар, заполняющий вместе с воздухом все, не заполненные водой поры и трещины в горных породах в пространстве между земной поверхностью и постоянным уровнем подземных вод. В определенные слои толщи земной коры пар может проникать по трещинам и пустотам из атмосферы или из глубоких недр земли от горячих водных растворов. В определенных условиях пары могут конденсироваться и переходить в жидкое состояние. В верхних слоях земной коры сосредоточена лишь незначительная часть парообразной воды Земли. В глубоких недрах пара гораздо больше, там он горячий.

ФИЗИЧЕСКИ СВЯЗАННАЯ вода – это вода, образующаяся на поверхности частиц горных пород путем КОНДЕНЦАЦИИ и АДСОРБЦИИ парообразной воды. Здесь выделяют ГИГРОСКОПИЧЕСКУЮ и ПЛЕНОЧНУЮ воду.

ГИГРОСКОПИЧЕСКАЯ вода – это вода, прочно удерживаемая на поверхности частиц МОЛЕКУЛЯРНЫМИ и ЭЛЕКТРИЧЕСКИМИ силами. Она может быть удавлена только при температуре 105-100 0 С. В зависимости от количества удерживаемой на частицах горных пород гигроскопической воды, различают гигроскопичность НЕПОЛНУЮ (1) и МАКСИМАЛЬНУЮ (2).

Наличие гигроскопической воды в породе не глаз не заметно. В месте с тем МАКСИМАЛЬНАЯ гигроскопичность тонкозернистых и глинистых пород может достигать 18%, в более крупнозернистых породах она падает до 1% от массы сухого вещества.

ПЛЕНОЧНАЯ вода образуется на частицах горных пород при влажности, превышающей максимальную гигроскопичность (3,4).

Поверхность частиц как бы обволакивается пленкой воды толщиной нескольких молекулярных слоев, покрывающих гигроскопическую воду.

Наличие пленочной воды в породах заметно на глаз, так как породы приобретают при этом более темную окраску. Пленочная вода способна передвигаться как жидкость от более толстых пленок к более тонким пленкам.

Максимальное содержание пленочной воды составляет:

Для песчаных пород - до 7%;

Для глинистых пород – до 45%.

СВОБОДНАЯ вода – это основная масса подземных вод. Она может перемещаться либо вниз по уклону – это ГРАВИТАЦИОННАЯ вода, либо вверх – КАПИЛЛЯРНАЯ вода.

Свободная вода не подвержена действию сил притяжения к поверхности частиц горных пород. Гравитационная вода подчиняется действию силы тяжести и способна передавать ГИДРОСТАТИЧЕСКОЕ давление. Гравитационная вода перемещается через пористое пространство и трещины в горных породах. В ЗОНАХ НАСЫЩЕНИЯ гравитационная вода образует ВОДОНОСНЫЕ ГОРИЗОНТЫ.

КИПАЛЛЯРНАЯ вода заполняет капиллярные поры и тонкие трещины в горных породах и удерживается силами поверхностного натяжения. Поднимается она снизу вверх, т.е. в направлении, противоположном действию силы тяжести.

ТВЕРДАЯ вода – вода в виде кристаллов, прослоек и линз льда – широко распространена в зоне многолетней мерзлоты.

Наличие тех или иных во многом предопределяет.

Гидрогеология (от греч. кщог - вода и геология - наука о Земле) -наука о подземных водах, изучающая их состав и свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами. Гидрогеология тесно связана с гидрологией, геологией (в том числе инженерной геологией), метеорологией, геохимией, геофизикой и другими науками о Земле. Она опирается на данные математики, физики, химии и широко использует их методы исследования.

Историческая справка. Накопление практических знаний о подземных водах, начавшееся с древнейших времён, ускорилось с появлением городов и поливного земледелия. Искусство сооружения копаных колодцев глубиной в несколько десятков метров было известно за 2-3 тыс. лет до н. э. в Египте, Средней Азии, Индии, Китае и других странах. Имеются сведения о лечении минеральными водами в этот же период.

В 1-м тысячелетии до н. э. появились зачатки научных представлений о свойствах природных вод, их происхождении, условиях накопления и круговороте воды на Земле (в Древней Греции - Фалес (VII- VI в. до н. э.), Аристотель (IV в. до н. э.); в Древнем Риме - Лукреций, Витрувий (I в. до н. э.) и др.).

Изучению подземных вод способствовало расширение работ, связанных с водоснабжением, строительством каптажных сооружений (например, кяризов у народов Кавказа и Средней Азии), добычей солёных вод для выпаривания соли путём копания колодцев, а затем бурения (территория России, XII-XVII вв.). Возникли понятия о ненапорных, напорных (поднимающихся снизу вверх) и самоизливающих-ся водах. Последние получили в XII в. название артезианских (от провинции Артуа во Франции). В эпоху Возрождения и позднее подземным водам и их роли в природных процессах были посвящены работы западноевропейских учёных Агриколы, Палисси, Стено и др. В России первые научные представления о подземных водах как о природных растворах, их образовании путём инфильтрации атмосферных осадков и геологической деятельности подземных вод были высказаны М. В. Ломоносовым в сочинении «О слоях земных» (1763 г.). В конце XIX - начале XX вв. были выявлены закономерности распространения грунтовых вод (В. В. Докучаев, П. В. Отоцкий) и составлена карта зональности грунтовых вод Европейской части России. До середины XIX в. учение о подземных водах развивалось как составная часть геологии. Затем оно обособляется в отдельную дисциплину, которая в дальнейшем всё более дифференцируется. В формировании гидрогеологии большую роль сыграли французские инженеры Л. Дарси, Ж. Дюпюи, Шези, немецкие учёные Э. Принц, К. Кейльхак, X. Хёфер и др., учёные США А. Хазен, Ч. Слихтер, О, Мейнцер, А. Лейн и др., русские геологи С. П. Никитин, И. В. Мушкетов и др. Большую роль в развитии гидрогеологии в России сыграла систематическая геологическая съёмка, производившаяся Геологическим комитетом. В дальнейшем гидрогеологические исследования получили широкий размах. Изучение подземных вод приобрело систематический характер, была создана сеть гидрогеологических учреждений, организована подготовка специалистов-гидрогеологов. Индустриализация страны дала толчок к развитию гидрогеологических исследований для централизованного водоснабжения новых городов, крупных заводов и фабрик. За последующие годы гидрогеология превратилась в многогранную область геологических знаний, в которой начали развиваться многочисленные отрасли:

• - общая гидрогеология;
• - динамика подземных вод;
• - учение о режиме и балансе подземных вод;
• - гидрогеохимия;
• - учение о минеральных, промышленных и термальных водах;
• - учение о поисках и разведке подземных вод;
• - мелиоративная гидрогеология;
• - гидрогеология месторождений полезных ископаемых;
• - региональная гидрогеология.

Общая гидрогеология изучает происхождение подземных вод, их физические и химические свойства, взаимодействие с вмещающими горными породами. Творческий вклад в эту область гидрогеологии внесли советские учёные А. Ф. Лебедев, А. Н. Бунеев, В. И. Вернадский и др., австрийский геолог Э. Зюсс, учёный США А. Лейн, немецкий гидрогеолог X. Хёфер и др. Изучение подземных вод в связи с историей тектонических движений, процессов осадконакопления и диагенеза позволило подойти к выяснению истории их формирования и содействовало появлению в 30-40-х гг. XX в. новой отрасли общей гидрогеологии - палеогидрогеологии (учение о подземных водах прошлых геологических эпох).

Гидрогеохимия изучает процессы формирования химического состава подземных вод и закономерности миграции в них химических элементов. Теоретические предпосылки строятся на современных представлениях о структуре природных вод, о распространённости химических элементов в земной коре и горных породах, на понятии о кларках, факторах миграции, накопления, осаждения и рассеивания различных элементов и их изотопов в природных водах, о газовом составе подземных вод и других характеристиках. Основы гидрогеохимии заложены трудами В. И. Вернадского в 30-х гг. XX в. Окончательно оформилась эта отрасль в 40-х гг. XX в.

Динамика подземных вод - отрасль гидрогеологии, рассматривающая теоретические основы и методы изучения количественных закономерностей режима и баланса подземных вод. С точки зрения методологических построений, основывающихся на теории фильтрации, данная отрасль неразрывно связана с гидравликой и гидромеханикой. В зарубежной литературе понятие динамики подземных вод нередко отсутствует, большая часть относящихся к ней вопросов рассматривается гидрологией подземных вод.

Большую роль в развитии теории динамики подземных вод сыграли в нашей стране - Н. Е. Жуковский, Н. Н. Павловский, Г. Н. Каменский и др., за рубежом - Ж. Дюпюи и Л. Дарси (Франция), А. Тилль (Германия), Ф. Форхгеймер (Австрия), Ч. Слихтер, Ч. Хейс, М. Мас-кет, Р. де У ист (США).

Многие положения динамики подземных вод, касающиеся главным образом гидромеханических проблем, заложены во второй половине XIX - начале XX вв. исследователями, работавшими в области гидравлики и теоретической механики, - французскими учёными Д. Дарси и Ж. Дюпюи, установившими линейный закон фильтрации, русским учёным Н. Е. Жуковским, работавшим над теорией движения подземных вод и др. Современные основы теории и практики динамики подземных вод заложены преимущественно советскими учеными, проводившими в 20-30-х гг. XX в. исследования по решению задач гидротехнического строительства. Н. Н. Павловский выявил проблемы динамики грунтовых вод в связи с гидротехническим строительством, Г. Н. Каменский занимался изучением проблем связи динамики подземных вод с геологическими условиями, вопросов движения грунтовых вод в неоднородных пластах, разработал методику расчёта подпоров грунтовых вод и др. Для развития динамики подземных вод большое значение имеет исследование вопросов нефтяной подземной гидравлики (газогидродинамика), начатое в нашей стране Л. С. Лейбензоном.

В современный период:

• - характерно активное применение гидродинамических расчётов и прогнозирование на их основе почти во всех гидрогеологических исследованиях;
• - завершена разработка методики расчётов стационарной фильтрации и разработаны теоретические основы прогнозов подпора грунтовых вод в районах гидросооружений и орошаемых территорий;
• - обосновываются методы оценки эксплуатационных запасов подземных вод;
• - сформулированы основные направления исследований региональной динамики глубоких и взаимодействующих водоносных горизонтов.

Воздействие хозяйственной деятельности человека на подземные воды приводит к необходимости рассмотрения сложных расчётных схем, поэтому помимо аналитических методов расчёта широко используются методы математического моделирования на ЭВМ. Это позволяет проводить гидрогеологические расчёты с возможно более полным учётом природной обстановки и всех действующих факторов.

Наряду с решением прямых гидрогеодинамических задач, при котором даётся прогноз режима и баланса подземных вод, в динамике подземных вод рассматриваются решения обратных задач - восстановление параметров фильтрационной схемы по данным о режиме подземных вод (например, при многолетней работе крупных водозаборов подземных вод, в районах водохранилищ, карьеров). Важное значение для изучения загрязнения подземных вод, обоснования гидрогеохимических методов поисков полезных ископаемых приобретает новое направление, изучающее физико-химические процессы, происходящие при взаимодействии подземных вод с вмещающими их горными породами.

В середине XX в. в качестве самостоятельного направления выделилась радиогидрогеология - изучение миграции в подземных водах радиоактивных элементов (работы А. П. Виноградова, А. В. Щербакова).

Учение о минеральных, промышленных и термальных водах.

Учение о минеральных водах рассматривает вопросы химического состава и происхождения минеральных вод, их классификацию на основные генетические типы, создаёт представление о месторождениях и ресурсах минеральных вод и решает проблемы их практического использования (главным образом для курортно-санаторного лечения). Воды с повышенным содержанием разных элементов (йода, брома, бора, стронция, лития, радия и др.), получившие название промышленных, исследуются для извлечения из них указанных элементов. Изучение, поиски и разведка месторождений термальных и перегретых вод проводятся в целях использования их для теплофикации городов и населённых пунктов.

Учение о поисках и разведке подземных вод связано с разработкой способов выявления месторождений подземных вод, пригодных для организации водоснабжения, орошения и других практических целей; их количественной и качественной оценкой; решением задач, возникающих при строительстве инженерных сооружений, при осушительных мероприятиях и ирригации. Методика гидрогеологических исследований разрабатывалась в связи с поисками и разведкой подземных вод.

Мелиоративная гидрогеология разрабатывает методы улучшения гидрогеологических условий орошаемых и осушаемых территорий в целях их наиболее рационального сельскохозяйственного освоения. Вопросы мелиоративной гидрогеологии (определение норм полива, обеспечение водой сельскохозяйственных культур, прогноз режима подземных вод, борьба с засолением почв и др.) имеют важное значение для обширной территории аридной зоны земного шара.

Гидрогеология месторождений полезных ископаемых занимается изучением подземных вод применительно к задачам геологопромышленной оценки месторождений, их освоения и разработки. Развиваются два направления: гидрогеология месторождений твёрдых полезных ископаемых и гидрогеология нефтегазоносных месторождений , что объясняется спецификой разведки, освоения и добычи этих полезных ископаемых. Выделяется рудничная гидрогеология, разрабатывающая мероприятия по борьбе с подземными водами.

Региональная гидрогеология изучает закономерности распространения подземных вод в различных природных условиях в связи с геологическими структурами. Она развивается на основе гидрогеологического картирования различного масштаба - от 1:500 000 до 1:10 000, основанного на геологической съемке. Наряду с картами отдельных районов составляются сводные гидрогеологические карты территории нашей страны. В результате региональных исследований создаются многочисленные общие и специальные карты (рис. 43, 44). На основе региональной гидрогеологии получило развитие учение о горизонтальной и вертикальной зональности.

Рис. 43.

Подземные воды - воды, находящиеся в толщах горных пород верхней части земной коры в жидком, твёрдом и парообразном состоянии. В зависимости от характера пустот водовмещающих пород подземные воды делятся на поровые - в песках, галечниках и других обломочных породах, трещинные (жильные) - в скальных породах (гранитах, песчаниках) и карстовые (трещинно-карстовые) - в растворимых породах (известняках, доломитах, гипсах и др.).

Подземные воды, перемещающиеся под влиянием силы тяжести, называются гравитационными, или свободными, в отличие от вод, связанных, удерживаемых молекулярными силами, - гигроскопических, плёночных, капиллярных и кристаллизационных. Слои горных пород, насыщенные гравитационной водой, образуют водоносные горизонты, или пласты. Подземные воды обладают различной степенью водопроницаемости и водоотдачи (способностью вытекать из водоносной породы под влиянием силы тяжести). Первый от поверхности Земли постоянно существующий безнапорный водоносный горизонт называется горизонтом грунтовых вод. Непосредственно над их поверхностью - зеркалом грунтовых вод - распространены капиллярные воды, которые могут быть и подвешенными, т. е. несо-общающимися с ним. Всё пространство от поверхности Земли до зеркала грунтовых вод называется зоной аэрации, в которой происходит

22 21 20 19 18 17 16 15 14 13 12 1 1 Ю 9 8 7 6 5 4 3 2

2 4 6 8 10 12 14 16 18

Рис. 44. Карта глубины залегания поверхности грунтовых вод, построенная с помощью ГИС-технологии.

просачивание вод с поверхности. В этой зоне на отдельных разобщённых прослоях пород, обладающих меньшей фильтрационной способностью, в период питания грунтовых вод образуются временные скопления подземных вод, которые называются верховодкой. Водоносные горизонты, залегающие ниже грунтовых вод, отделяются от них пластами водонепроницаемых (водоупорных ) или слабопроницаемых пород и называются горизонтами межпластовых вод. Они обычно находятся под гидростатическим давлением (артезианские воды), реже имеют свободную поверхность и безнапорны (безнапорные воды). Область питания межпластовых вод находится в местах выхода водовмещающих пород на дневную поверхность (или в местах их неглубокого залегания); питание происходит также и путём перетекания воды из других водоносных горизонтов.

Подземные воды - природные растворы, содержащие свыше 60 химических элементов (в наибольших количествах - К, N3, Са, 1У^, Ре, А1, С1, 8, С, 81, Ы, О, Н), а также микроорганизмы (окисляющие и восстанавливающие различные вещества). Как правило, подземные воды насыщены газами (ССЪ, СЬ, N2, С2Н2 и др.). По степени минерализации подземные воды подразделяют (по В. И. Вернадскому) на пресные (до 1 г/л), солоноватые (от 1 до 10 г/л), солёные (от 10 до 50 г/л) и подземные рассолы (свыше 50 г/л). В более поздних классификациях к подземным рассолам относят воды с минерализацией свыше 36 г/л. По температурным данным различают переохлажденные (ниже 0 °С), весьма холодные (от 0 до -4 °С), холодные (от -4 до -20 °С), тёплые (от 4 до 37 °С), горячие (от 37 до 50 ° С), весьма горячие (от 50 до 100 °С) и перегретые (свыше 100 °С) подземные воды.

По происхождению выделяют несколько типов подземных вод.

Инфильтрационные воды образуются благодаря просачиванию с поверхности Земли дождевых, талых и речных вод. По составу они преимущественно гидрокарбонатно-калъциевые и магниевые. При выщелачивании гипсоносных пород формируются сульфатно-кальциевые , а при растворении соленосных - хлоридно-натриевые воды.

Конденсационные подземные воды образуются в результате конденсации водяных паров в порах или трещинах пород.

Седиментационные воды формируются в процессе геологического осадкообразования и обычно представляют собой измененные захороненные воды морского происхождения - хлоридно-натриевые, хлоридно-кальциево-натриевые и др. К ним же относятся погребённые рассолы солеродных бассейнов, а также ультрапресные воды песчаных линз в моренных отложениях. Воды, образующиеся из магмы при её кристаллизации и при метаморфизме горных пород, называются магматогенными, или ювенильными (по терминологии Э. Зюсса).

Одним из показателей природной обстановки формирования подземных вод является состав растворённых в них и свободно выделяющихся газов. Для верхних водоносных горизонтов с окислительной обстановкой характерно присутствие кислорода, азота для нижних частей разреза, где преобладает восстановительная среда, типичны газы биохимического происхождения (сероводород, метан). В тектонически активных областях распространены воды, насыщенные углекислым газом (углекислые воды Кавказа, Памира, Забайкалья). Возможно, насыщение вод углекислым газом связано с термометаморфизмом, выделяющим СОг. У кратеров вулканов встречаются кислые сульфатные воды (так называемые фумарольные термы).

Во многих водонапорных системах, которыми часто являются крупные артезианские бассейны, выделяют три зоны, различающиеся степенью интенсивности водообмена с поверхностными водами и составом подземных вод. Верхние и краевые части бассейнов заняты обычно инфильтрационными пресными водами. Здесь имеют место зоны активного водообмена (по Н. К. Игнатовичу), или активной циркуляции. В центральных глубоких частях бассейнов выделяется зона весьма замедленного водообмена, или застойного режима, где распространены высокоминерализованные воды. В промежуточной зоне относительно замедленного или затруднённого водообмена развиты смешанные воды различного состава.

Закономерности распространения подземных вод зависят от многих геологических и физико-географических факторов. В пределах платформ и краевых прогибов развиты артезианские бассейны и склоны (например, Западно-Сибирский, Московский и Прибалтийский артезианские бассейны). На платформах встречаются большие по площади участки с высокоподнятым докембрийским кристаллическим фундаментом, характеризующиеся развитием трещинных вод (Украинский кристаллический массив, Анабарский массив и др.), в горно-складчатых областях - подземные воды трещинного типа.

Своеобразные гидрогеологические условия, определяющие характер циркуляции и состав подземных вод, создаются в областях развития многолетнемёрзлых горных пород, где формируются надмерзлот-ные, межмерзлотные и подмерзлотные воды.

Подземные воды - часть водных ресурсов Земли. Общие запасы подземных вод суши составляют свыше 60 млн км Они рассматриваются как полезное ископаемое. В отличие от других видов полезных ископаемых запасы подземных вод возобновимы в процессе эксплуатации. Участки водоносных горизонтов или их комплексов, в пределах которых имеются условия для отбора подземных вод определённого состава, отвечающего установленным кондициям, в количестве, достаточном для экономически целесообразного их использования, называются месторождениями подземных вод.

По характеру использования подземные воды подразделяют в России на хозяйственно-питьевые, технические, промышленные, минеральные воды и термальные воды. К подземным водам хозяйственно-питьевого типа относят пресные воды, отвечающие кондициям (с определёнными вкусовыми качествами, не содержащие вредных для здоровья человека веществ и микроорганизмов). Промышленные воды с повышенным содержанием отдельных химических элементов (I, Вг, В, 1л и др.) представляют интерес для различных отраслей промышленности. Подземные воды, содержащие специфические компоненты (газы, микрокомпоненты), используются в лечебных целях и в качестве столовых напитков.

В некоторых случаях подземные воды вызывают заболачивание и подтопление территорий, оползни, осадку грунтов под инженерными сооружениями, затрудняют проведение горных выработок, ведение горных работ в шахтах и карьерах. Для уменьшения притока подземных вод в район промышленных объектов применяют дренаж, водоотлив и осушение месторождений.

Многие качественные и количественные показатели параметров подземных вод {уровня, напора, расходов, химического и газового составов, температуры и др.) подвергаются кратковременным, сезонным, многолетним и вековым изменениям, которые определяют режим подземных вод. Последний отражает процесс формирования подземных вод во времени и в пределах определённого пространства под влиянием различных естественных режимообразующих факторов: климатических, гидрологических, геологических, гидрогеологических и факторов, создаваемых в результате деятельности человека.

Наибольшие колебания элементов режима наблюдаются в неглубоко залегающих подземных водах.

В России ежегодно составляются прогнозы режима подземных вод предвесеннего минимального, максимального и осеннего положения уровня вод зоны интенсивного водообмена. Прогнозы выпускаются в виде карт, на которых показываются изменения уровня подземных вод.

Источники подземных вод - родники, ключи и естественные выходы подземных вод на земную поверхность (на суше или под водой). Образование источников может быть обусловлено различными факторами: пересечением водоносных горизонтов отрицательными формами современного рельефа (например, речными долинами, балками, оврагами и озёрными котловинами), геолого-структурными особенностями местности (наличием трещин, зон тектонических нарушений, контактов изверженных и осадочных пород), фильтрационной неоднородностью водовмещающих пород и др.

В частности, на территории г. Пензы и его окрестностей найдено несколько активно живущих неотектонических зон, выявленных авторами (Климов, Климова, 1997, 2006). Эти зоны развиты в участках перегибов рельефа и трассируются выходами родников на всем протяжении разрывного нарушения. Длина данных разрывных структур от нескольких метров до 15 км. Последняя структура вытянута вдоль ручья Безымянный на севере г. Пензы и видна на космоснимке по ин-фильтрационным испарениям с почв. Максимальный дебит родников на территории Пензы - 4 л/с (родник «Самоварник»). Глубина заложения приповерхностных разрывных нарушений не более 50 м, реже - глубже, например, вдоль русла реки Старая Сура, на что указывает наличие минерализованных вод в Ахунах, поднимаемых скважиной с глубины в несколько сотен метров.

Существует несколько классификаций источников. По классификации отечественного гидрогеолога А. М. Овчинникова выделяются три группы источников по типу питания подземных вод.

• 1. Источники, питающиеся водами верховодки, располагаются обычно в зоне аэрации, имеют резкие колебания дебита (вплоть до полного исчезновения в сухое время года), химического состава и температуры воды.
• 2. Источники, питающиеся грунтовыми водами, отличаются большим постоянством во времени, но также подвержены сезонным колебаниям дебита, состава и температуры; они подразделяются на эрозионные (появляющиеся в результате углубления речной сети и вскрытия водоносных горизонтов), контактные (связанные с контактами пород различной водопроницаемости) и переливающиеся (обычно восходящие, связанные с фациальной изменчивостью пластов или с тектоническими нарушениями).
• 3. Источники артезианских вод отличаются наибольшим постоянством режима; они расположены в областях разгрузки артезианских бассейнов.

По особенностям режима все источники можно подразделить на постоянно , сезонно и ритмически действующие. Изучение режима источников имеет важное практическое значение при использовании их для питья и лечебного водоснабжения.

По гидродинамическим признакам источники разделяются на два типа: нисходящие, питающиеся безнапорными водами, и восходящие, питающиеся напорными (артезианскими) водами.

Источники, приуроченные к пористым породам, распределены более или менее равномерно в местах выхода водоносного горизонта на поверхность. Источники в трещиноватых породах располагаются в местах пересечения трещин с поверхностью Земли. Для источников карстовых областей характерны значительные колебания в режиме, связанные с количеством атмосферных осадков.

Температура воды в источниках зависит от глубины залегания подземных вод, характера подводящих каналов, географического и гипсометрического положения источника и температурного режима субстрата, в котором заключены подземные воды. В области развития многолетнемёрзлых горных пород встречаются источники с температурой около О °С. В областях молодого вулканизма распространены горячие источники нередко с пульсирующим режимом.

Химический и газовый состав воды источников весьма разнообразен; он определяется главным образом составом разгружающихся подземных вод и общими гидрогеологическими условиями района. Оформление естественного выхода вод различных источников называется их каптажем.

Водопроницаемость горных пород - способность горных пород пропускать воду. Степень водопроницаемости зависит от размера и количества сообщающихся между собой пор и трещин, а также от расположения зёрен горных пород. К хорошо проницаемым горным породам относятся галечники, гравий, крупнозернистые пески, интенсивно закарстованные и трещиноватые породы. Практически непроницаемыми (водоупорными) породами являются глины, плотные суглинки, нетрещиноватые кристаллические, метаморфические и плотные осадочные породы.

Водопроницаемость горных пород может определяться по скорости фильтрации, равной количеству воды, протекающей через единицу площади поперечного сечения фильтрующей породы. Эта зависимость выражается формулой Дарси:

где V - скорость фильтрации; к - коэффициент фильтрации; / -напорный градиент, равный отношению падения напора Н к длине пути фильтрации Ь

I = ЫЬ.

Коэффициент фильтрации имеет размерность скорости (см/с, м/сут). Таким образом, скорость фильтрации при напорном градиенте, равном единице, тождественна коэффициенту фильтрации.

В связи с тем, что вода в породах может передвигаться под влиянием различных причин (гидравлического напора, силы тяжести, капиллярных, адсорбционных, капиллярно-осмотических сил, температурного градиента и др.), количественная характеристика водопроницаемости горных пород может выражаться не только коэффициентом фильтрации, но и коэффициентами водопроводимости и пьезопроводности. При гидрогеологических исследованиях и расчётах коэффициента водопроводимости (произведение коэффициента фильтрации на мощность водоносного горизонта) является показателем фильтрационной способности горной породы.

В зависимости от геологического строения водоносные породы в фильтрационном отношении могут быть изотропными , когда водо-проводимость одинакова в любом направлении, и анизотропными, характеризующимися закономерным изменением водопроницаемости в разных направлениях.

Изучение водопроницаемости горных пород необходимо при поисках и разведке подземных вод для водоснабжения, при устройстве гидротехнических сооружений, эксплуатации различных типов подземных вод, при расчётах допустимых понижений уровня вод и радиусов влияния водозаборных скважин, при проектировании и осуществлении осушительных и оросительных мероприятий.

Водоносный горизонт - слой или несколько слоёв водопроницаемых горных пород, поры трещины или другие пустоты которых заполнены подземной водой. Несколько водоносных горизонтов, гидравлически связанных между собой, образуют водоносный комплекс.

Верховодка - безнапорные подземные воды, залегающие наиболее близко к земной поверхности и не имеющие сплошного распространения. Образуется верховодка за счёт инфильтрации атмосферных и поверхностных вод, задержанных непроницаемыми или слабо проницаемыми выклинивающимися пластами и линзами, а также в результате конденсации водяных паров в горных породах. Такие подземные воды характеризуются сезонностью существования: в засушливое время они нередко исчезают, а в периоды дождей и интенсивного снеготаяния возникают вновь; подвержены резким колебаниям в зависимости от гидрометеорологических условий (количества атмосферных осадков, влажности воздуха, температуры и др.). Верховодкой являются также воды, временно появляющиеся в болотных образованиях вследствие избыточного питания болот. Нередко верховодка возникает в результате утечек воды из водопровода, канализации, бассейнов и других водонесущих устройств, следствием чего может быть заболачивание местности, подтопление фундаментов и подвальных помещений. В области распространения многолетнемёрзлых горных пород верховодка относится к надмерзлотным водам.

Воды верховодки обычно пресные, слабоминерализованные, но часто бывают загрязнены органическими веществами и отличаются повышенным содержанием железа и кремнекислоты. Верховодка, как правило, не может служить хорошим источником водоснабжения. Однако при необходимости принимаются меры для искусственного сохранения верховодки: устройство прудов; отводы из рек, обеспечивающие постоянным питанием эксплуатируемые колодцы; насаждение растительности, задерживающей снеготаяние; создание водоупорных перемычек и т. п. В пустынных районах путём устройства канавок на глинистых участках - такырах, атмосферные воды отводятся на прилегающий участок песков, где создаётся линза верховодки, содержащая некоторый запас пресных вод.

Безнапорные воды - воды в наземных водоёмах, водотоках и в трубах при неполном их заполнении, а также подземные воды, имеющие свободную поверхность (водное зеркало). Подземные безнапорные воды или находятся в первом от земной поверхности водопроницаемом слое, образуя верховодку и грунтовые воды, или насыщают водопроницаемый слой горных пород, располагающийся между водоупорными породами (слоями), не достигая его водонепроницаемой кровли, - так называемые межпластовые безнапорные воды. Для практики важно, что уровень безнапорных вод в подземных горных выработках (буровых скважинах, колодцах, шурфах и т. п.) без откачки устанавливается на глубине появления подземных вод, в отличие от напорных вод, уровень которых устанавливается ниже места вскрытия водоносного пласта.

Артезианские воды (от назв. франц. провинции Артуа (лат. АМеБшт), где эти воды издавна использовались) - подземные воды, заключённые между водоупорными слоями и находящиеся под гидравлическим давлением. Залегают главным образом в доантропогено-вых отложениях, в пределах крупных геологических структур, образуя артезианские бассейны.

Вскрытые искусственным путём артезианские воды поднимаются выше кровли водоносного пласта. При достаточном напоре они изливаются на поверхность земли, а иногда даже фонтанируют. Линия, соединяющая отметки установившегося напорного уровня в скважинах, образует пьезометрический уровень.

В отличие от грунтовых вод, участвующих в современном водообмене с поверхностью земли, многие артезианские воды являются древними, и их химический состав обычно отражает условия формирования. Первоначально артезианские воды связывали с мульдообразными структурами. Однако условия, при которых образовались эти воды, весьма разнообразны; часто их можно встретить при флексурообразном асимметричном моноклинальном залегании пластов. Во многих районах артезианские воды приурочены к сложной системе трещин и разломов.

В пределах артезианского бассейна различают три области: питания, напора и разгрузки (рис. 45, 1). В области питания водоносный горизонт обычно приподнят и дренирован, поэтому воды здесь имеют свободную поверхность; в области напора уровень, до которого может подняться вода, располагается выше кровли водоносного горизонта. Расстояние по вертикали от кровли водоносного горизонта до этого уровня называется напором.

Прямой рельеф

Водоносные

горизонты

Водоупорные

Уровень воды

Рис. 45. Артезианский бассейн:

1 - схема строения артезианского бассейна: А - пределы распространения артезианских вод: а - область питания, б - область напора, в - область разгрузки; Б - пределы распространения грунтовых вод; Н - напорный уровень выше поверхности земли; // 2 - напорный уровень ниже поверхности земли; 2 - типы артезианских бассейнов (БСЭ).

В отличие от области питания, где мощность водоносного горизонта изменяется в зависимости от метеорологических факторов, в области напора мощность артезианского горизонта постоянна во времени. На границе между областью питания и областью напора в зависимости от количества поступающей атмосферной воды в различные сезоны может происходить временный переход воды со свободной поверхностью в воды напорные. В области разгрузки воды выходят на земную поверхность в виде восходящих источников. При наличии нескольких водоносных горизонтов каждый из них может иметь свой уровень, определяемый условиями питания и стока воды. Когда синклинальное залегание слоев соответствует понижениям рельефа, напоры в нижних горизонтах повышаются; при повышениях рельефа пьезометрические уровни нижних горизонтов располагаются на более низких отметках (см. рис. 45, 2). Если два водоносных горизонта сообщаются благодаря скважине или колодцу, то при обращенном рельефе артезианские воды из верхнего горизонта перетекают в нижний.

Различают артезианский бассейн и артезианский склон (рис. 46). В артезианском бассейне область питания находится рядом с областью напора; далее по направлению подземного стока располагается область разгрузки напорного горизонта. В артезианском склоне последняя размещается рядом с областью питания.

Очаг разгрузки

Водоносный

Гидроизогипсы---Гидроизопьезы -

Направление движения воды

Рис. 46. Схема артезианского склона (БСЭ).

Каждый крупный артезианский бассейн заключает в себе воды различного химического состава: от высокоминерализованных рассолов хлоридного типа до пресных слабоминерализованных вод гидрокарбонатного типа. Первые обычно залегают в глубоких частях бассейна, вторые - в верхних пластах. Пресные воды верхних водоносных пластов образуются в результате инфильтрации атмосферных осадков и процессов выщелачивания горных пород. Глубокие высокоминерализованные артезианские воды связаны с измененными водами древних морских бассейнов.

Ввиду большого разнообразия гидрогеологических условий артезианские бассейны иногда называют водонапорными системами. Наиболее крупной водонапорной системой в нашей стране является Западно-Сибирский артезианский бассейн площадью 3 млн км".

Артезианский бассейн - бассейн подземных вод в пределах одной или нескольких геологических структур, заключающих напорные водоносные горизонты. Наиболее крупные артезианские бассейны в России - Западносибирский, Московский, Прикаспийский и др.; за рубежом - Австралийский. Крупные бассейны напорных вод имеются в Северной Африке, а также в восточной части Австралии.

Московский артезианский бассейн - артезианский бассейн, расположенный в центре Восточно-Европейской равнины. В геострук-турном отношении принадлежит юго-западной части Московской синеклизы. Площадь бассейна около 360 тыс. км”. Водоносные комплексы приурочены к толще карбонатно-терригенных пород от раннекембрийского до четвертичного возраста, залегающих на складчатом кристаллическом фундаменте; в соответствии с общим погружением фундамента с юго-запада на северо-восток мощность осадочных отложений изменяется от 100-300 до 4000-4500 м. Для Московского артезианского бассейна характерно наличие трех вертикальных зон, отличающихся особенностями гидродинамических и гидрохимических условий.

Верхняя зона - зона интенсивного водообмена (интенсивного подземного стока) - характеризуется хорошими условиями инфильтрации атмосферных вод, взаимодействием отдельных водоносных горизонтов, гидравлической связью подземных вод с поверхностными водотоками и водоёмами. Условия питания, стока, разгрузки и формирования ресурсов подземных вод тесно связаны с особенностями рельефа, климата, дренирующим воздействием речной сети. Эта зона мощностью 250-300 м содержит преимущественно пресные (до 1 г/л) воды гидрокарбонатного класса.

Ниже выделяется зона затруднённого водообмена, где движение подземных вод в связи с большой глубиной, слабым влиянием речных дрен, незначительной трещиноватостью пород очень замедленно. Вынос солей затруднён, в составе вод преобладают сульфаты и хлориды. Воды солоноватые и солёные с минерализацией от 5-10 до 50 г/л. Мощность зоны 300-400 м.

В наиболее глубоких частях артезианского бассейна располагается зона весьма замедленного водообмена. Скорости движения вод и процессы промыва пород здесь ничтожны, развиты рассолы высокой концентрации - от 50 до 270 г/л, состав вод хлоридный, натриевый, мощность изменяется от 400-500 до 1600-2000 м в наиболее прогнутых частях бассейна.

Пресные подземные воды бассейна издавна являются одним из источников водоснабжения Москвы и всего Центрального промышленного района Европейской части России. Ресурсы подземных вод Московского артезианского бассейна составляют до 40 % от общих водных ресурсов территории бассейна. На питание водоносных горизонтов идёт 15-20 % выпадающих атмосферных осадков. Наибольшими ресурсами обладают каменноугольные водоносные комплексы, которые широко используются в питьевых и промышленных целях.

Солёные воды и рассолы зон затруднённого и замедленного водообмена, относящиеся преимущественно к девонским и пермским отложениям, используются в лечебных и бальнеологических целях (Старая Русса, Кашин и др.). Слабоминерализованные воды (4 г/л) верхнедевонских горизонтов в районе Москвы известны как «Московская минеральная вода».

Подземные рассолы - подземные воды, содержащие растворённые минеральные вещества в повышенных концентрациях. По одним классификациям к подземным рассолам относят воды с минерализацией свыше 50 г/л, по другим - свыше 36 г/л (исходя из солёности вод Мирового океана). Подземные рассолы широко распространены в се-диментационных бассейнах, где они обычно залегают ниже пресных и солёных вод и приурочены к преобладающей по мощности части осадочного чехла. Например, в бассейнах Восточно-Европейской платформы мощность зоны пресных подземных вод варьируется от 25 до 350 м, солёных вод - от 50 до 600 м, рассолов - от 400 до 3000 м. Подземные рассолы выявлены также в осадочных толщах, залегающих под дном некоторых морей (Красное и Каспийское, Мексиканский залив и др.) и в пределах шельфов (например, вблизи полуострова Флорида), а также в зоне гипергенной трещиноватости кристаллических щитов (Балтийского, Украинского, Канадского). В аридных районах подземные рассолы насыщают донные отложения водоёмов внутреннего стока (например, солеродные озёра Индер) и солеродных морских заливов и лагун (Кара-Богаз-Гол, Бокана-де-Верила в Перу, себхи средиземноморского побережья Африки и Аравии).

По преобладающему аниону выделяют хлоридные, сульфатные и гидрокарбонатные подземные рассолы. Из них широко распространены только хлоридные (натриевые, кальциевые и магниевые). В соленосных седиментационных бассейнах по условиям залегания различают надсолевые, внутрисолевые и подсолевые подземные рассолы (надсолевые подземные рассолы преимущественно натриевые, солёность их не превышает 300-320 г/л, внутрисолевые и подсолевые подземные рассолы, как правило, многокомпонентные, солёность их до 600 г/л).

Подземные рассолы используются для получения поваренной соли, йода, брома, лития; являются потенциальным сырьём для извлечения рубидия, цезия, бора, стронция. Некоторые подземные рассолы применяются в лечебных целях в виде рассольных ванн.

Термальные воды (франц. thermal - тёплый, от греч. therme - тепло, жар) - подземные воды земной коры с температурой от 20 °С и выше. Глубина залегания изотермы 20 °С в земной коре от 1500- 2000 м в районах многолетнемёрзлых пород до 100 м и менее в районах субтропиков; на границе с тропиками изотерма 20 °С выходит на поверхность. В артезианских бассейнах на глубине 2000-3000 м скважинами вскрываются воды с температурой 70-100 °С и более. В горных странах (например, Альпы, Кавказ, Тянь-Шань, Памир) термальные воды выходят на поверхность в виде многочисленных горячих источников (температура до 50-90 °С), а в районах современного вулканизма проявляют себя в виде гейзеров и паровых струй (здесь скважинами на глубине 500-1000 м вскрываются воды с температурой 150- 250 °С), дающих при выходе на поверхность пароводяные смеси и пары (Паужетка на Камчатке, Большие Гейзеры в США, Уайракей в Новой Зеландии, Лардерелло в Италии, гейзеры в Исландии и др.).

Химический, газовый состав и минерализация термальных вод разнообразны: от пресных и солоноватых гидрокарбонатных и гидро-карбонатно-сульфатных, кальциевых, натриевых, азотных, углекислых и сероводородных до солёных и рассольных хлоридных, натриевых и кальциево-натриевых, азотно-метановых и метановых, местами сероводородных.

Издавна термальные воды находили применение в лечебных целях (римские, таджикистанские, тбилисские термы). В России пресные азотные термы, богатые кремнекислотой, используют известные курорты - Белокуриха на Алтае, Кульдур в Хабаровском крае и др.; углекислые термальные воды - курорты Кавказских Минеральных Вод (Пятигорск, Железноводск, Ессентуки), сероводородные - курорт Со-чи-Мацеста (Сочи). В бальнеологии термальные воды подразделяют на тёплые (субтермальные) 20-37 °С, термальные 37-42 °С и гипертермальные - свыше 42 °С.

В районах современного и недавнего вулканизма в Италии, Исландии, Мексике, России, США, Японии работает ряд электростанций, использующих перегретые термальные воды с температурой выше 100 °С. В России и других странах (Болгария, Венгрия, Исландия, Новая Зеландия, США) термальные воды применяют также для теплоснабжения жилых и производственных зданий, обогрева тепличнопарниковых комбинатов, плавательных бассейнов и в технологических целях (Рейкьявик полностью обогревается теплом термальных вод). В России организованы теплоснабжение микрорайонов городов Кизляр, Махачкала, Черкесск; обогрев теплично-парниковых комбинатов на Камчатке и Кавказе. В теплоснабжении термальные воды делятся на слаботермальные - 20-50 °С, термальные - 50-75 °С, высокотермальные - 75-100 °С.

Минеральные воды - подземные (иногда поверхностные) воды, характеризующиеся повышенным содержанием биологически активных минеральных (реже органических) компонентов и (или) обладающие специфическими физико-химическими свойствами (химический состав, температура, радиоактивность и др.), благодаря которым они оказывают на организм человека лечебное действие. В зависимости от химического состава и физических свойств минеральные воды используют в качестве наружного или внутреннего лечебного средства.

Закономерности образования и распространения минеральных подземных вод. Процесс образования минеральных вод ещё недостаточно изучен. При характеристике их генезиса различают происхождение самой подземной воды, присутствующих в ней газов и ионносолевого состава.

В формировании минеральных вод участвуют процессы инфильтрации поверхностных вод, захоронения морских вод во время осад-конакопления, высвобождения конституционной воды при региональном и контактовом метаморфизме горных пород и вулканические процессы. Состав минеральных вод обусловлен историей геологического развития, характером тектонических структур, литологии, геотермических условий и другими особенностями территории. Наиболее мощные факторы, формирующие газовый состав минеральных вод, - метаморфические и вулканические процессы. Выделяющиеся во время этих процессов летучие продукты (ССЬ, НС1 и др.) поступают в подземные воды и придают им высокую агрессивность, способствующую выщелачиванию вмещающих пород и формированию химического состава, минерализации и газонасыщенности воды. Ионносолевой состав минеральных вод формируется при участии процессов растворения соленосных и карбонатных отложений, катионного обмена и др.

Газы, растворённые в минеральных водах, служат показателями геохимических условий, в которых шло формирование данной минеральной воды. В верхней зоне земной коры, где преобладают окислительные процессы, минеральные воды содержат газы воздушного происхождения - азот, кислород, углекислоту (в незначительном объёме). Углеводородные газы и сероводород свидетельствуют о восстановительной химической обстановке, свойственной глубоким недрам Земли; высокая концентрация углекислоты позволяет считать воду сформировавшейся в условиях метаморфической обстановки.

На поверхности Земли минеральные воды проявляются в виде источников, а также выводятся из недр буровыми скважинами (глубина может достигать нескольких километров). Для практического освоения выявляются месторождения подземных минеральных вод со строго определёнными эксплуатационными запасами.

На территории нашей страны и зарубежных стран выделяются провинции минеральных вод, каждая из которых отличается гидрогеологическими условиями, особенностями геологического развития, происхождением и физико-химическими характеристиками минеральных вод.

Достаточно изолированные пластовые системы артезианских бассейнов представляют собой провинции солёных и рассольных вод разнообразного ионного состава с минерализацией до 300-400 г/л (иногда до 600 г/л); они содержат газы восстановительной обстановки (углеводороды, сероводород, азот). Складчатые регионы и области омоложенных платформ соответствуют провинциям углекислых минеральных вод (холодных и термальных) различной степени минерализации. Области проявления новейших тектонических движений относятся к провинции азотных слабоминерализованных щелочных, часто кремнистых терм и др. Территория России особенно богата углекислыми минеральными водами (Кавказская, Забайкальская, Приморская, Камчатская и другие провинции).

В зависимости от структурной приуроченности и связанных с этим гидродинамических и гидрогеохимических условий в нашей стране выделяются следующие типы месторождений минеральных вод: месторождения платформенных артезианских бассейнов (Кашинское, Старорусское, Тюменское, Сестрорецкое и др.); предгорных и межгорных артезианских бассейнов и склонов (Чартакское, Нальчикское и др.); артезианских бассейнов, связанных с зонами восходящей разгрузки минеральных вод (Нагутское, Ессентукское); трещинножильных вод гидрогеологических массивов (Белокурихинское и др.); гидрогеологических массивов, связанных с зонами восходящей разгрузки минеральных вод в горизонты грунтовых вод (Дарасунское, Шивандинское, Шмаковское и др.); грунтовых минеральных вод (Марциальные воды, Увильдинское, Кисегачское, Боровое и др.).

Лечебное действие минеральных вод. Минеральные воды оказывают на организм человека лечебное действие всем комплексом растворённых в них веществ, а наличие специфических биологически активных компонентов (СО2, НгБ, Аб и др.) и особых свойств часто определяет методы их лечебного использования. Основными критериями оценки лечебности минеральных вод в курортологии являются особенности их химического состава и физических свойств.

Минерализация минеральных вод, т. е. сумма всех растворимых в воде веществ - ионов, биологически активных элементов (исключая газы), выражается в граммах на 1 л воды. По минерализации различа-

ют слабоминерализованные минеральные воды (1-2 г/л), малой (2-5 г/л), средней (5-15 г/л), высокой (15-30 г/л) минерализации, рассольные минеральные воды (35-150 г/л) и крепкорассольные (150 г/л и выше). Для внутреннего применения используют обычно минеральные воды с минерализацией от 2 до 20 г/л.

По ионному составу минеральные воды подразделяют на хлорид-ные (СГ), гидрокарбонатные (НСОз~), сульфатные (ЭО/ -), натриевые (14а), кальциевые (Са -), магниевые (М^) в различных сочетаниях анионов и катионов. По наличию газов и специфических элементов выделяют углекислые, сульфидные (сероводородные), азотные, бромистые, йодистые, железистые, мышьяковистые, кремниевые, радиоактивные (радоновые) и др. По температуре различают холодные (до 20 °С), тёплые (20-37 °С), горячие (термальные, 37-42 °С), очень горячие (высокотермальные, от 42 °С и выше) минеральные воды. В медицинской практике большое значение придают содержанию органических веществ в маломинерализованных водах, так как эти вещества определяют специфические свойства минеральных вод. Содержание этих веществ выше 40 мг/л делает минеральные воды не пригодными для внутреннего применения.

Разработаны специальные нормы, дающие возможность оценивать пригодность природных вод для лечения (табл. 40).

Таблица 40

Нормы отнесения вод к категории минеральных

Минеральные воды используют на курортах для питьевого лечения, ванн, купаний в лечебных бассейнах, всевозможных душей, а также для ингаляций и полосканий при заболеваниях горла и верхних дыхательных путей, для орошения при гинекологических заболеваниях и т. п. Минеральные воды имеют также наружное применение.

Минеральные воды применяют внутрь и во внекурортной обстановке, когда пользуются привозными водами, разлитыми в бутылки. Сейчас в нашей стране бесчисленное множество заводов и цехов по бутылочному разливу минеральной воды. Налитая в бутылки вода насыщается двуокисью углерода для сохранения её химических свойств и вкусовых качеств. Вода должна быть бесцветной, абсолютно чистой. Лечение бутылочной минеральной водой должно сочетаться с соблюдением определенного режима, диеты и использованием дополнительных лечебных факторов (физиотерапии, медикаментозного лечения, гормональной терапии и т. п.).

Минеральные воды, преимущественно невысокой минерализации, а также содержащие ионы кальция, обладают выраженным диуретическим (мочегонным) действием и способствуют выведению из почек, почечных лоханок и мочевого пузыря бактерий, слизи, песка и даже мелких конкрементов. Применение минеральной воды противопоказано, например, при сужении пищевода и привратника желудка, резком опущении желудка, сердечно-сосудистых заболеваниях, сопровождающихся отёками, нарушениях выделительной способности почек и т. д. Лечение минеральными водами должно проводиться по назначению врача и под медицинским контролем.

Искусственные минеральные воды изготовляют из химически чистых солей, состав которых совпадает с составом естественных. Однако полного тождества состава искусственных и естественных минеральных вод не достигается. Особые затруднения вызывает имитация состава растворённых газов и свойств коллоидов. Из искусственных минеральных вод широкое распространение получили лишь углекислые, сероводородные и азотные, которые применяют главным образом для ванн. Центральным институтом курортологии и физиотерапии (г. Москва) предложены методы приготовления некоторых питьевых минеральных вод, которые имеют высокую терапевтическую ценность (Ессентуки № 4 и 17, Боржоми, Баталинской). С каждым годом количество бальнеологических питьевых курортов и буровых скважин, выводящих минеральные воды, увеличивается.

Некоторые минеральные воды применяют в качестве освежающего, хорошо утоляющего жажду столового напитка, способствующего повышению аппетита и употребляемого вместо пресной воды, без каких-либо медицинских показаний. В ряде районов России обычная питьевая вода достаточно сильно минерализована и вполне обосновано употребляется в качестве столового напитка. Можно использовать в качестве столовых минеральных вод подземные воды хлоридно-натриевого типа с минерализацией не выше 4-4,5 г/л (для гидрокарбонатных вод - около 6 г/л).

Подземные воды

Подземными считаются все воды земной коры, находящиеся ниже поверхности Земли в горных породах в газообразном, жидком и твердом состояниях. Подземные воды составляют часть гидросферы - водной оболочки земного шара. Запасы пресной воды в недрах Земли составляют до 1/3 вод Мирового океана. В России известно порядка 3367 месторождений подземных вод, из них эксплуатируется менее 50 %. Иногда подземные воды вызывают оползни, заболачивание территорий, осадку грунта, они затрудняют ведение горных работ в шахтах, для уменьшения притока подземных вод проводят осушение месторождений и сооружают водоотливы.

История гидрогеологии

Накопление знаний о подземных водах, начавшееся с древнейших времен, ускорилось с появлением городов и поливного земледелия. В частности, свою лепту внесло сооружение копаных колодцев, строившихся в 2-3 тыс. до н. э. в Египте, Средней Азии, Китае и Индии и достигавших глубин в несколько десятков метров. Примерно в этот же период появилось лечение минеральными водами.

Первые представления о свойствах и происхождении природных вод, условиях их накопления и круговороте воды на Земле были описаны в работах древнегреческих ученых Фалеса и Аристотеля, а также древнеримских Тита Лукреция Кара и Витрувия . Изучению подземных вод способствовало расширение работ, связанных с водоснабжением в Египте, Израиле, Греции и Римской империи. Возникло понятия о ненапорных, напорных и самоизливающихся водах. Последние получили в XII веке н. э. название артезианских - от названия провинции Артуа (древнее название - Артезия) во Франции .

В России первые научные представления о подземных водах как о природных растворах, их образовании путем инфильтрации атмосферных осадков и геологической деятельности подземных вод были высказаны М. В. Ломоносовым в сочинении «О слоях земных» (1763 г.). До середины XIX века учение о подземных водах развивалось как составная часть геологии, после чего обособилось в отдельную дисциплину.

Распределение подземных вод в земной коре

Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится в верхнем слое осадочных пород. В нем выделяют три зоны - верхнюю зону свободного водообмена, среднюю зону водообмена и нижнюю зону замедленного водообмена.

Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, йод и другие вещества.

Поверхность грунтовых вод называется «зеркалом грунтовых вод». Расстояние от зеркала грунтовых вод до водоупорного слоя называют «мощностью водоносного горизонта».

Формирование подземных вод

Подземные воды образуются различными способами. Один из основных способов образования подземной воды - просачивание, или инфильтрация, атмосферных осадков и поверхностных вод. Просачивающаяся вода доходит до водоупорного слоя и накапливается на нем, насыщая породы пористого и пористо-трещинноватого характера. Так возникают водоносные слои , или горизонты подземных вод. Кроме того, подземные воды формируются путём конденсации водяных паров. Выделяются также подземные воды ювенильного происхождения.

Два основных способа образования подземных вод - путём инфильтрации и за счёт конденсации водяных паров атмосферы в породах - главные пути накопления подземных вод. Инфильтрационные и конденсационные воды называются вадозными водами (лат. vadare - идти, двигаться). Эти воды образуются из влаги атмосферы и участвуют в общем круговороте воды в природе.

Инфильтрация

Подземные воды формируются из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся в грунт на некоторую глубину, а также из вод болот, рек, озёр и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, попадающей таким образом в почву, составляет 15-20 % от общего количества выпавших атмосферных осадков.

Проникновение вод в грунты зависит от физических свойств этих грунтов. В отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы - водопроницаемые, полупроницаемые и водонепроницаемые или водоупорные. К водопроницаемым породам относятся крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески и трещиноватые породы. К водонепроницаемым породам - плотные магматические и метаморфические породы, такие как гранит и мрамор, а также глины. К полупроницаемым породам относятся глинистые пески, лёсс , рыхлые песчаники и рыхловатые мергели.

Количество воды, просочившейся в грунт, зависит не только от его физических свойств, но и от количества атмосферных осадков, наклона местности и растительного покрова. При этом длительный моросящий дождь создаёт лучшие условия для просачивания, нежели обильный ливень.

Крутые склоны местности увеличивают поверхностный сток и уменьшают просачивание атмосферных осадков в грунт, а пологие, наоборот, увеличивают просачивание. Растительный покров увеличивает испарение выпавшей влаги, но, в то же время задерживает поверхностный сток, что способствует просачиванию влаги в грунт.

Для многих территорий земного шара инфильтрация является основным способом образования подземных вод.

Подземные воды также могут образовываться за счёт искусственных гидротехнических сооружений, например таких, как оросительные каналы.

Конденсация водных паров

Второй путь образования подземных вод - это конденсация водяных паров в горных породах.

Ювенильные воды

Ювенильные воды - ещё один способ образования подземных вод. Такие воды выделяются при дифференциации магматического очага и являются «первичными». В природных условиях чистых ювенильных вод не существует: подземные воды, возникшие разными способами, смешиваются друг с другом.

Классификация подземных вод

Выделяется четыре типа подземных вод: верховодка, спорадические, грунтовые, напорные (артезианские) и подземные воды вечной мерзлоты.

• По условиям залегания: поровые, пластовые, трещинные.
• В зависимости от степени минерализации: ульропресные, пресные, минеральные, солоноватые, соленые и рассолы.
• По температуре: переохлажденные, холодные и термальные.
• В зависимости от качества: технические, минеральные и питьевые.

Верховодка

Верховодка и грунтовые воды

Верховодка - подземные воды, залегающие вблизи поверхности земли и отличающиеся непостоянством распространения, временем существования и дебита . Верховодка, как правило, образуется на первом от поверхности земли водоупорном пласте или прослойках водоупорных отложений в водоносноной толще, имеет локальное распространение и сезонный характер существования. Верховодка существует в период достаточного увлажнения, а в засушливое время исчезает. В тех случаях, когда водоупорный пласт залегает вблизи поверхности или выходит на поверхность, развивается заболачивание. К верховодке также нередко относят почвенные воды, или воды почвенного слоя, представленные почти связанной водой, где капельно-жидкая вода присутствует только в период избыточного увлажнения.

Воды верховодки обычно пресные, слабоминерализованные, но часто бывают загрязнены органическими веществами и содержат повышенные количества железа и кремнекислоты. Как правило, верховодка не может служить хорошим источником водоснабжения. Однако при необходимости принимаются меры для искусственного сохранения этого типа вод: устраивают пруды, отводы из рек, обеспечивающие постоянным питанием эксплуатируемые колодцы, насаждения растительности или задерживающие снеготаяние.

Грунтовые воды

Грунтовыми водами называются воды, залегающие первыми от поверхности и имеющие региональное распространение. Они, как правило безнапорные, в редких случаях имеют локальный напор, характеризуются более или менее постоянным дебитом. Грунтовые воды могут залегать как в рыхлых пористых породах, так и в твердых трещиноватых коллекторах . Уровень грунтовых вод подвержен сезонным колебаниям, на него влияют количество выпадающих осадков, климат, рельеф, наличие растительного покрова и хозяйственная деятельность человека. Грунтовые воды являются одним из источников водоснабжения (преимущественно колодцы), выходы подземных вод на поверхность называются родниками , или ключами.

Артезианские воды

Напорные (артезианские) воды - воды, которые находятся в водоносном слое, заключенном между водоупорными слоями, и испытывают гидростатическое давление, обусловленное разностью уровней в месте питания и выхода воды на поверхность. Характеризуются постоянством дебита. Область питания у артезианских вод, размеры бассейнов которых достигают иногда тысячи километров, лежит обычно выше области стока воды и выше выхода напорных вод на поверхность Земли. Области питания артезианских бассейнов иногда значительно удалены от мест извлечения воды - в частности, в некоторых оазисах Сахары получают воду, выпавшую в виде осадков над Европой.

Ссылки

• Гидрогеология на сайте «Горной энциклопедии »

Wikimedia Foundation . 2010 .

Смотреть что такое "Гидрогеология" в других словарях:

Гидрогеология … Орфографический словарь-справочник

Наука о подземных водах: об их происхождении, условиях залегания, законах движения, режиме, физ. и хим. свойствах, взаимной связи с твердыми м лами, с атмосферными и поверхностными водами, их хозяйственном значении (полезные ископаемые, поисковый … Геологическая энциклопедия

- (греч., от hydor вода, ge земля, и logos слово). Учение, по которому образование поверхности земли приписывается влиянию воды; иначе назыв. нептунизмом. Словарь иностранных слов, вошедших в состав русского языка. Чудинов А.Н., 1910. ГИДРОГЕОЛОГИЯ … Словарь иностранных слов русского языка

Гидрогеология - - наука, изучающая происхождение, условия залегания, состав и закономерности движений подземных вод. Также изучается взаимодействие подземных вод с горными породами, поверхностными водами и атмосферой. Гидрогеология тесно связана с… … Нефтегазовая микроэнциклопедия

- (от гидро... и геология), наука о подземных водах; изучает их состав, свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами. Сформировалась во 2 й половине 19 в … Современная энциклопедия

Гидрогеология - наука о подземных водах. Подземными называются воды, находящиеся ниже поверхности земли, приуроченные к различным горным породам и заполняющие поры, трещины и карстовые пустоты. Гидрогеология изучает происхождение и развитие подземных вод, условия их залегания и распространения, законы движения, процессы взаимодействия подземных вод с вмещающими горными породами, физические и химические свойства подземных вод, их газовый состав; занимается изучением вопросов практического использования подземных вод для питьевого и хозяйственно-технического водоснабжения, а также разработкой мероприятий по борьбе с подземными водами при строительстве и эксплуатации различных объектов, ведении горных работ и др.

Подземные воды находятся в сложной взаимосвязи с горными породами, слагающими земную кору, изучением которых занимается геология; поэтому геология и гидрогеология неразрывно связаны между собой, о чем свидетельствует и само название рассматриваемой науки.

Гидрогеология охватывает значительный круг вопросов, изучаемых другими науками, и находится в тесной связи с метеорологией, климатологией, гидрологией, геоморфологией, почвоведением, литологией, тектоникой, геохимией, химией, физикой, гидравликой, гидродинамикой, гидротехникой, горным делом и др.

Значение подземных вод в геологических процессах исключительно велико. Под влиянием подземных вод изменяются состав и строение горных пород (физическое и химическое выветривание), происходит разрушение склонов (оползневые явления) и пр.

Гидрогеология представляет собой комплексную науку и разделяется на следующие самостоятельные разделы:

1. «Общая гидрогеология» - изучает круговорот воды в природе, происхождение подземных вод, физические свойства и химический состав вод как сложных динамических природных систем и их классификации.

2. «Динамика подземных вод» - изучает закономерности движения подземных вод, которые позволяют решать вопросы водоснабжения, орошения, осушения, при определении притоков воды в горные выработки и многие другие.

3. «Региональная гидрогеология» - изучает закономерности распространения подземных вод на территории и соответственно общности гидрогеологических условий определенных территорий, производит районирование последних.

4. «Гидрогеохимия» - изучает вопросы формирования химического состава подземных вод.

5. «Минеральные воды» - изучает закономерности происхождения и формирования лечебных вод и вод промышленного значения (для извлечения из них соли, иода, брома и других веществ), распространение этих вод и способы наилучшей их эксплуатации.

Лекция 1. Гидросфера

План:

Гидросфера и кругооборот воды в природе

Виды воды в горных породах

Свойства горных пород по отношению к воде

Понятие о зоне аэрации и насыщения

I. Гидросфера и кругооборот воды в природе. Вода на земном шаре находится в постоянном круговороте. Различают большой и малый круговороты. Процесс круговорота в природе в количественном выражении характеризуется водным балансом (рис. 1). Уровень которого по Б.И. Куделину выражается

x=y+z±w

x – осадки, мм

y – речной сток, мм

z – испарение, мм

w – среднемноголетнее питание глубоких горизонтов, мм

Часть атмосферных осадков, проникших в породы, достигает поверхности водоносных горизонтов и идет на их питание. Поверхностный и подземный сток в сумме образуют полный речной сток. Подземный сток и суммарное испарение составляют увлажнение валовой территории, ровное разности осадков и поверхностного стока. На питание на территории РБ идет от 5-7 до 15-20% осадков. Подземное питание (инфильтрация) зависит от климатических условий территории, почвенно-растительного слоя, геоморфологических и геологических факторов.

II. Виды воды в горных породах. Различают следующие виды воды в породах: парообразная, гигроскопическая, пленочная, гравитационная, кристаллизационная, химически связанная.

Рис. 1. Схема водного баланса

Парообразная – находится в форме водяного пара в воздухе, присутствующем в порах и трещинах горных город. При охлаждении путем конденсации переходит в жидкую воду.

Гигроскопическая (прочно связанная) вода удерживается на поверхности частиц молекулярными и электростатическими силами. Она не передает гидростатический напор, не обладает растворяющей способностью, не замерзает до 78ºС. При нагревании до 100-105ºС полностью удаляется. Содержится в песках 1%, супесях 8%, глинах до 18%, недоступна для растений.

Пленочная (рыхлосвязанная) вода образуется при конденсации водяных паров. Она покрывает тонкой пленкой 0.01мм поверхность частиц, удерживается молекулярными силами, плотность близка к плотности свободной воды, способна передвигаться от частицы к частице под влиянием сорбционных сил, не передает гидростатический напор. Содержание в песках 1-7%, супесях 9-13, суглинках 15-23%, глинах 25-45%. От содержания этой воды резко изменяются прочностные свойства глинистых пород.

Капиллярная вода (собственно-капиллярная, подвешено-капиллярная вода) содержится в тонких порах в виде капиллярной каймы над уровнем грунтовых вод в интервале влажности от наименьшей влажности (НВ) до полной влажности (ПВ). Высота капиллярного поднятия составляет для галечников, гравия, крупнозернистых песков-0, среднезернистых песков 15-35 см, мелкозернистых песков – 35-100 см, супесей – 100-150, глин – 400-500 см.

Гравитационная вода – подчиняется силе тяжести. Движение происходит под влиянием силы тяжести и градиента напора, передает гидростатический напор. В целом гидрогеология изучает эти воды.

Кристаллизационная вода входит в состав кристаллической решетки минералов (CaSO 4 ·2H 2 O).

Химически связанная вода (конституционная) участвует в строении кристаллической решетки минералов.

III. Главнейшими свойствами пород являются: плотность, объемная масса, пористость, водопроницаемость, влагоемкость, растворимость, водоотдача. Зависят они от минерального состава пород, их строения, сложения, трещиноватости, скважности.

Гранулометрический состав – процентное содержание в рыхлой породе частиц различного размера. Гранулометрический состав несвязных пород согласно ГОСТ 12536-67 определяется с помощью ситового анализа, который заключается в последовательном просеивании породы через набор сит и взвешивании материала, остающегося на каждом сите. Для просеивания песчаных пород применяется набор сит с диаметром отверстия 10, 5, 2, 1, 0.5, 0.25, 0.1мм. Гранулометрический состав пород для наглядности представляются в виде кривой гранулометрического состава построенного в полулогарифмическом масштабе (рис. 2).

Рис. 2. График гранулометрического состава

Кривая неоднородности позволяет подсчитать величину коэффициента неоднородности:, где – коэффициент неоднородности, – диаметры частиц, меньше которых в данной породе содержится соответственно 60 и 10 % частиц по весу.

Гранулометрический состав связанных пород определяется ареометрическим методом или методом пипетки, основанных на различной скорости оседания частиц в воде.

Плотность (γ- гамма) – отношение массы твердых частиц к их объему. Величина плотности песчано-глинистых частиц лежит в интервале (г/см 3 ) от 2.5 до 2.8 г/см³, супесей 2.70, суглинков – 2.71, глин – 2.74.

Объемная масса влажной породы (γ о ) – это масса единицы объема породы при естественной влажности и пористости:

Где P – масса пробы, г; V – объем пробы, см³,

γ о – изменяется от 1.3-2.4, г/см³.

Более постоянной величиной является объемная масса скелета породы – масса твердой компоненты в единице объема породы. Вычисляется

Где w – влажность породы, %

Пористость – суммарный объем всех пор в единице объема породы. Пористость определяется как отношение объема пор в породе (Vп) ко всему занимаемому породой объему (V), выражается в процентах; п= Vп/ V·100%. Кроме того, часто используется коэффициент пористости ε (эпсилон)=п/(1-п). Пористость глинистых пород достигает 50-60%, пески – 35-40%, песчаники – 2-38%, известняки, мергели – 1.5-22%, граниты, гнейсы, кварциты 0.02-2%.

Абсолютная влажность – отношение массы воды к массе абсолютно сухого грунта в данном объеме, выраженная в процентах.

Естественная влажность – количество воды, содержащейся в порах пород в условиях их естественного залегания. Влажность, выраженную по отношению к объему породы называется относительной влажностью.

Влагоемкость – максимальная молекулярная характеризует количество воды, удерживающееся в породе благодаря молекулярным силам сцепления между грунтовыми частицами и водой (показывает содержание связанной воды). Различают полную, капиллярную и наименьшую влагоемкость.

Водопроницаемость – способность пород пропускать через себя воду, движение воды в грунтах под действием напора называется фильтрацией. Растворимость – способность пород растворятся в воде, зависит от температуры, скорости течения воды, содержания СО 2 и пр.

IV. Понятие о зоне насыщения. В рыхлых породах ниже уровня грунтовых вод все поры заполнены водой – зона насыщения, слой выше называется зоной аэрации – мощность ее равна глубине залегания грунтовых вод.

Водоносный горизонт – однородные по литологическому составу и гидрогеологическим свойствам пласты горных пород.

Водоносный комплекс – комплекс водонасыщенных пород приуроченных к толще определенного возраста.

Лекция 2. Происхождение и динамика подземных вод

План:

Происхождение подземных вод

Законы фильтрации подземных вод

Определение направления и скорости движения подземных вод

Основные гидрогеологические параметры.

I. По происхождению подземные воды делятся на:

Инфильтрационные – воды образуются в результате просачивания с поверхности земли осадков, поверхностных вод в поры, трещины горных пород. Это основная группа инфильтрационных вод, содержащихся в земной коре

Конденсационные – воды образуются при конденсации водяных паров в зоне аэрации, пещерах и пр.

Седиментационные – образуются за счет вод водоемов, в которых происходило накопление осадочных пород.

Магматического происхождения – образуются при извержении вулканов.

II. Фильтрация – движение подземных вод в порах и трещинах горных пород. Если движение воды происходит в породах, не полностью насыщенных водой, то его называют инфильтрацией (через зону аэрации). Втекание осадков или поверхностных вод через трещины скальных пород называется инфлюацией. Различают ламинарное и турбулентное движения воды.

Основной закон ламинарного движения жидкости в пористых породах был установлен Дарсú (1856г.) На основе этого закона Дюпюú(1857 г.) разработал зависимость для определения расхода потока подземных вод и притока их к водозаборам.

Большой вклад в изучение динамики подземных вод внесли Н.Е. Жуковский, Н.Н. Павловский, П.Я. Полубаринова-Кочина, Г.Н. Каменский, С.Н. Нумеров, М.Е. Альтовский, В.М. Шестаков, Н.Н. Веригин, А.И. Силин-Бекчурин, А.Н. Мятиев, С.Ф. Аверьянов и др.

Ламинарное (параллельно струйчатое) движение происходит без пульсации скорости. Установившееся движение подземных вод характеризуется постоянством во времени в любом сечении мощности, напорного градиента скорости фильтрации и расхода. Неустановившееся движение подземных вод – движение, при котором расход, направление и уклон потока изменяются во времени.

Турбулентное движение (вихревое) характеризуется пульсацией скорости, в следствие чего перемешиваются различные слои потока (карстовые воды, по трещинам).

Законы фильтрации подземных вод. Линейный закон фильтрации.

Ламинарное движение подземных вод подчиняется линейном закону фильтрации (закон Дарси – по фамилии французского ученого установившего этот закон 1856г. для пористых зернистых пород). Этот закон формулируется так: скорость фильтрации при ламинарном движение пропорциональна гидравлическому уклону в первой степени.

V=KI, где,

V – скорость фильтрации;

K – коэффициент фильтрации;

I – напорный градиент гидравлический уклон;

I=(H 1 -H 2 )/е

Если е=1, то V=K, т. е. при градиенте напора =1 коэффициент фильтрации равен скорости фильтрации.

Q=KIω, где

Q – расход фильтрационного потока – количество воды, протекающее через данное поперечное сечение потока в единицу времени, м³/сут, K – коэффициент фильтрации, I – градиент напора, ω – поперечное сечение.

Q – определяется мерными сосудами. Q=V/t, л/с.

Определение дебита источников водосливами.

Расход воды трапецеидального сечения:

Q=0.0186bh√h, л/сек, где

Q – расход источника, л/сек;

b – ширина нижнего водосливного ребра в см;

h – высота уровня воды перед водосливным ребром, см.

Треугольное сечение:

Q=0.014h 2 √h, л/с.

Прямоугольное сечение:

Q=0.018bh√h, л/с.

Водослив трапециедального сечения применяется для замера больших дебитов – более 10 л/сек (100-200 л/сек), а менее 10 л/сек – треугольного или прямоугольного сечения.

Градиент напора можно определить по гидроизогипсам – линиям, соединяющим одинаковые отметки поверхности грунтовых вод или гидроизопьезам – линии, соединяющие точки одинаковых напоров напорных вод. Градиент напора непостоянен во времени, он может возрастать при усилении питания подземных вод и уменьшаться при его ослаблении.

Движение подземных вод происходит не через все сечения потока, а лишь через часть его, соответствующую площади пор или трещин. Действительная скорость фильтрующейся воды равна:

V=Q/nω, где:

Q – расход фильтрационного потока, м³/сут;

n – пористость породы;

ω – поперечное сечение потока, м 2 .

В глинистых породах n – составляет активную пористость, которая характеризует часть сечения породы, способную пропускать гравитационную воду.

По данным Г.Н. Каменского линейной закон фильтрации справедлив при скорости движения подземных вод до 400 м/сутки.

Фильтрация через глинистые породы может начаться лишь при условии, если градиент напора превысит напорный начальный градиент. Для глин, суглинков этот начальный градиент различный.

Нелинейный закон фильтрации (закон Шези-Краснопольского) характеризует турбулентное движение, характерное для сильно трещиноватых пород с крупными пустотами: , V – скорость фильтрации м/сут. К – коэффициент фильтрации, м/сут, I – напорный градиент.

III. Определение направления и скорости движения подземных вод. Движение подземных вод в порах рыхлых пород нельзя рассматривать как движение потока, все струйки которого перемещаются с одинаковой или примерно одинаковой скоростью. Производить сколько-нибудь точное разграничение линий токов воды в порах различных пород не представляется возможным, поэтому при рассмотрении вопросов движения подземных вод можно говорить лишь о средней скорости движения воды в пределах той или иной среды. Определение скорости движения подземных вод (действительной скорости Vд) производится в полевых условиях. Для определения используют индикаторы, которые изменяют цвет или химический состав и электропроводимость воды.

Для проведения опытов выбирается две скважины (шурфа), иногда четыре, расположенных по линии направления движения воды. Выработка, находящаяся выше по течению, служит для ввода индикатора в воду, ее называют опытной. Выработки, расположенные ниже по течению называются наблюдательными. Расстояние между ними выбирается в зависимости от пород от 0,5-1,5 до 2,5-5,0 м. В качестве индикатора используются красители (флюоресцен и др.). Кроме того, в качестве индикатора применяется поваренная соль (химический метод), имеются радиоиндикаторные методы, метод природных изотопов и др. Широко применяется геофизический метод – метод эквипотенциальных линий (метод заряженного тела). Величины действительной скорости движения (Vд) могут быть использованы для вычисления коэффициента фильтрации пород, при решении вопроса о суффозии под сооружениями и пр.

Для выявления направления движения подземных вод на больших площадях составляют карты гидроизогипс и гидроизопьез. При решении гидротехнических, гидромелиоративных задач (орошение, осушение) строят гидроизогипсы и на их основе строят карты глубин залегания подземных вод. Направление потока подземных вод перпендикулярно гидроизогипсам.

IV. Основные гидрогеологические параметры.

Наиболее важными свойствами горных пород являются фильтрационные, которые характеризуются следующими параметрами: коэффициент фильтрации, коэффициент проницаемости, коэффициент водоотдачи, водопроводимость, коэффициент уровнепроводимости и пр.

Коэффициент фильтрации (К) представляет собой важнейшую характеристику пород, широко используется в практике проектирования при вычислении расхода подземных вод, при определении потерь воды из водохранилищ, прудов, и др. Коэффициент фильтрации пород может определяться по данным о составе и пористости пород (по эмпирическим формулам), лабораторными методами, и в полевых условиях.

Определение коэффициентов горных пород по эмпирическим формулам . Опытными работами установлена зависимость коэффициента от механического (гранулометрического) состава породы (главным образом от размеров и количества метких фракций), пористости ее, температуры воды. Определение коэффициента горных пород по гранулометрическому составу является самым дешевым и простым методом применяется при гидрогеологических изысканиях для начальных стадий проектирования. При детальных исследованиях этот способ является дополнительным к полевым методом. Применяется формула Газена (для песков с диаметром от 0,1 до 3 мм, при коэффициенте однородности l меньше 5). Коэффициентом однородности называется отношение размера зерна. Действующим диаметром (d 10 )называется такой диаметр частиц в мм, меньше которого в грунте содержится 10% общей массы грунта. Иначе говоря, dн равен диаметру отверстия сита, пропускающего 10% массы грунта.

Формула Газена

K=Сdн 2 (0.70+0.03t), м/сут,

С – эмпирический коэффициент, зависящий от степени однородности и пористости грунта. Для чистых, однородных песков С=1200, средней однородности и плотности С=800, неоднородных и плотно сложенных С=400,

dн – действующий диаметр, мм,

t – температура фильтрующейся воды.

Величины d60 и dн берутся по кривой гранулометрического состава грунта, вычерчивают в виде кривой в простом или полулогарифмическом масштабе.

Формула Зауербрея для tº воды 10º

М/сут

β – эмпирический коэффициент, зависящий от однородности и крупности частиц песка от 1150 до 3010, среднем 2880-3010

n – пористость

d17 – диаметр частицы в мм, меньше которого имеется в данном грунте 17% частиц по весу. Применяется для определения коэффициентов мелко, средне и крупнозернистых песков.

Определение в лабораторных условиях . Применяются различные приборы загружаемых испытуемыми образцами пород нарушенной и естественной структуры. Принцип определения коэффициентов в большинстве приборов основан на измерении количества фильтрующейся через породу воды под различным напором. По расходу при известном напоре и площади прибора находят коэффициент фильтрации. Применяются трубки Каменского, прибор Тома и др.

Необходимо хорошо запомнить, что коэффициенты фильтрации пород зоны аэрации, определенные в полевых натуральных условиях и лабораторными методами, часто различаются до 1-2 порядков. Это объясняется недоучетом анизотропии пород, малой площадью определяемых пород.

Определение в полевых условиях . При определении коэффициента фильтрации в полевых условиях движение воды происходит в породах, залегающих в природных условиях и сохраняющих свое природное строение. Поэтому полевые методы дают результаты наиболее близкие к действительности. Применяются методы наливов в шурфы и скважины в зоне аэрации. В пределах водоносных горизонтов коэффициент определяется методом откачки из скважин и шурфов.

Метод наливов в шурфы. Процесс инфильтрации в ненасыщенные водой грунты отличается большой сложностью и происходит при одновременном действии гидравлического напора налитой в шурфы воды и капиллярного всасывания воды в грунт. В настоящее время часто применяется метод наливов по Н.С. Нестерову.

М/сут

Q – установившийся расход воды, м 3 ;

F – площадь дна малого кольца, м 2 ;

Более точно значение Кф определяются:

l – глубина просачивания воды от дна шурфа;

z – высота слоя воды;

h k – капиллярное давление, равное ≈50% от максимальной высоты капиллярного поднятия, м

По методу Нестерова в дно шурфа на глубину 3-4 см устанавливают 2 стальных кольца диаметром 25 и 50 см. В кольцо наливается вода и поддерживается высотой слой 10 см. Опыт продолжается до стабилизации расхода.

Широко применяются опытные нагнетания для определения Кф неводоносных трещиноватых и закарстованных пород на разных уровнях, изолируя интервалы специальными тампонами. Опыт проводится до стабилизации расхода воды. В результате опыта определяется удельное водопоглощение (q= л/мин), т.е. расход воды в л/мин на 1 м скважины и 1 м напора по формуле:

P – давление на манометре,

H – расстояние по вертикали от манометра до тампона, м,

Z – длина изучаемого интервала (между тампонами).

Ориентировочные значения Кф (м/сут):

Глина – 0,001, в зоне аэрации до 0,3-0,7;

Суглинок – 0,05, в зоне аэрации 0,5-1;

Супесь – 0,1-0,5 в зоне аэрации до 1-2;

Песок – от 1-5 до 20-50;

Гравий – 20-150;

Галечник – 100-500 и более.

Водопроницаемость глинистых пород зависит от содержания обменных катионов. Ca и Mg повышают водопроницаемость, а Na понижает. Эта величина изменяется в зависимости от температуры. При фильтрации пресных вод глинистые частицы набухают и Кф уменьшается, а соленых, особенно хлоридно-натриевых, Кф увеличивается, т.к. глинистые частицы не набухают, происходит кристаллизация солей и увеличение пористости.

При удельном водопоглощении менее 0,01 л/мин принято считать, что породы малотрещиноваты, цементации для борьбы с фильтрацией не требуется. По удельному водонасыщению можно найти

Где r – радиус скважины, м

Для определения обычно ориентировочно и быстро применяются экспресс методы налива и откачки из скважин и шуфов. Они позволяют, при массовых опробованиях в короткой срок, охарактеризовать фильтрационные свойства отложений на значительной площади. Они пригодны главным образом для целей экстраполяции данных, полученных в пунктах проведения кустовых откачек на соответствующую территорию.

Наиболее точные данные коэффициента фильтрации, равно как и других параметров, получают при откачках из скважин различной длительностью.

Водоотдача пород (В) свойство пород, насыщенных водой, свободно отдавать гравитационную воду. Величина водоотдачи характеризуется коэффициентом водоотдачи – отношение объема стекавшей воды, ранее заполнявшей пустоты, к объему всей породы. Выражается в процентах или долях единицы объема и является переменной величиной. Коэффициент водоотдачи галечника, гравия, крупных песков равняется их пористости или полной влагоемкости. Водоотдача глинистых пород и торфа равна разности полной наименьшей влагоемкости.

Коэффициент водоотдачи определяют: 1) по разнице различных влагоемкостей; 2) путем насыщения породы и слива воды; 3) полевыми наблюдениями, методом откачек подземных вод из скважин и др.

Водоотдача (%) некоторых пород: песков к/з – 0,25-0,35, с/з – 0,2-0,25, м/з – 0,15-0,2, супесей 0,1-0,15, суглинков менее 0,1, глин близка к 0, торфа 0-0,15, песчаников – 0,02-0,05, известняков – 0,008-0,1.

Для решения ряда практических задач широко используется коэффициент недостатка насыщения (µ), он равен разности полной влагоемкости и естественной влажности породы перед началом инфильтрации, выражается в долях единицы объема.

Водопроводимость – способность водоносного пласта мощностью (W) и шириной 1 м пропускать воду в единицу времени при напорном градиенте =1. Водопроводимость (Т) равна произведению Кф (Коэффициент фильтрации) на мощность пласта Т=КW и выражается в (м/сут). Чем больше (Т), тем больше эксплуатационные ресурсы подземных вод. Т>100 м 2 /сут. Т 2 /сут водный горизонт малоперспективен для использования в целях водоснабжения.

Для определения гидрогеологических параметров широко применяются опытно-фильтрационные работы. Эти методы основаны главным образом на уравнениях неустановившегося движения подземных вод в зоне влияния откачки. Эти закономерности определяются фильтрационными и емкостными свойствами изучаемого водоносного горизонта, что позволяет оценить водопроводимость, коэффициент фильтрации, уровнепроводимость, недостаток насыщения, водоотдача и др. Когда закономерности движения подземных вод определяются не только фильтрационными и емкостными свойствами, но и граничными условиями, параметры рассчитываются по формулам установившегося движения. Опытные откачки подразделяются на одиночные и кустовые.

Одиночные откачки (без наблюдательных скважин) проводят при нескольких ступенях понижения для нахождения зависимости дебита скважины от понижения уровня подземных вод.

Кустовые откачки проводят, оборудуя опытный участок наблюдательными скважинами, расположенными по одному или двум к центральной скважине, из которой ведут откачку. При откачке измеряют дебит скважины и снижение уровня воды в центральной и наблюдательной скважинах. Основное назначение кустовых откачек – определение расчетных гидрогеологических параметров.

В сложных условиях, когда требуется изучить взаимосвязь водоносных горизонтов или эффективность скважины вертикального дренажа и т. д. проводят опытно экспериментальные откачки. Продолжительность откачек изменяется от суток до 30-40 суток и больше. Методика проведения откачек зависит от назначения откачки и гидрогеологических условий района.

Для определения коэффициента фильтрации откачку ведут при постоянном расходе (изменяющимся уровне воды в скважине и воронки, что соответствует неустановившемуся режиму фильтрации), или при постоянном понижении уровня(установившийся режим фильтрации). Для установления зависимости дебита от понижения откачки проводят при 2-3 понижениях уровня.

Для оценки водопроницаемости многослойных водоносных толщ, характеризующихся переслоиванием водоносных горизонтов и слабопроницаемых разделяющих слоев, каждый водоносный горизонт опробуют раздельно. При этом определяют величины перетекания из нижнего и верхнего водоносных горизонтов через слабопроницаемые глинистые слои.

Коэффициент перетекания (В) определятся по формуле:

Km – водопроводимость основного водяного горизонта м 2 /сут,

K 1 , K 11 – соответственно коэффициент фильтрации пород, м/сут,

m 1 , m 11 – мощности этих слоев, м.

Определение расходов подземных вод.

1) Плоский поток и его расход. Плоским называют такой поток подземных вод, струйки которого протекают более или менее параллельно. Примером может явится поток грунтовых вод, движущийся к реке. Расход грунтового потока в горизонтальном водоносном слое на 1 м ширины равен

При наклонном водоупоре единичный расход подземного потока равняется:

Типы вертикальных водосборов.

Вертикальные водосборы можно разделить на колодцы (шурфы) и буровые скважины. По характеру эксплуатируемых водоносных горизонтов они подразделяются на грунтовые и артезианские (напорные). По характеру заложения в водоносном слое колодцы (скважины) подразделяются на совершенные и несовершенные. Несовершенные колодцы могут иметь проницаемое дно и стенки, проницаемые стенки и глухое дно, глухие стенки и проницаемое дно (рис. 3).

Рис. 3. Схема притока воды в несовершенную скважину

Совершенные скважины прорезают весь водоносный горизонт и имеют проницаемые стенки. От типа вертикального водосбора зависит выбор расчетных уравнений движения воды к колодцам скважины.

Дебит совершенной скважины и коэффициент фильтрации пород

– формула Дюпюи, м 3 /сут, отсюда

М/сут

Дебит колодца с открытым плоским дном вычисляется по Форхгеймеру:

Q=4rSK, м 3 /сут.

Коэффициент фильтрации, м/сут.

Дебит колодца с проницаемыми стенками и открытым дном

М 3 /сут,

М/сут

По Замарину для колодца с открытым дном и проницаемыми стенками (при условии когда неизвестна глубина водоупора) с плоским дном Кф вычисляется (см. рис. 3):

М/сут, где

Q – дебит скважины, м 3 /сут.

Формула притока воды в дрену.

Для понижения уровня подземных вод сооружают дрены. Приток воды в совершенную горизонтальную дрену длиной В в условиях не напорных вод по уравнению Дюпюи равен

М 3 /сут.

Для напорных, м 3 /сут;

m – мощность напорного пласта, м.

Расчетные формулы показывают зависимость дебита скважин от понижения (S). Поэтому производительность скважин можно сравнивать по удельному дебиту

Лекция 3. Химический состав подземных вод

План:

Физические свойства подземных вод

Реакция воды

Общая минерализация воды

Химический состав воды

Формы выражения химического состава воды

Оценка пригодности воды для различных целей

Оценка агрессивности свойств подземных вод

Формирование химического состава подземных вод

Зональность подземных вод

I. К физическим свойствам подземных вод относятся прозрачность, цвет, запах, вкус, температура.

Природная вода может быть прозрачной и мутной. Мутность воды обуславливается присутствием в ней взвешенных частиц минерального и органического происхождения. Механические примеси могут попадать в воду источника вследствие неисправности водозабора или просачивания в водоносный пласт дождевых, поводковых, речных вод (карстовые районы). Иногда мутность подземных вод обуславливается растворенными в ней химическими соединениями (железо и пр.).

Цвет. Чистая вода бесцветная. Окраска объясняется наличием в ней тех или иных примесей (железо придает ржавый оттенок, сероводород – голубоватый).

Запах. Подземные воды обычно без запаха. Наличие запаха свидетельствует о наличии различный химических соединений (сероводород придает запах тухлых яиц и др.)

Вкус. Появляется при определенном содержании в воде тех или иных соединений (соленый – NaCl, кислый – в районах сульфидных месторождений).

Температура – изменяется от 4-5ºС до 60-90ºС. При температуре выше 20ºС воды называются субтермальными. В Республике Башкортостан температура подземных вод неглубокого залегания составляет от 5 до 20ºС. Пресная вода при tº=4ºС имеет наибольшую плотность.

II. Реакция воды (величина pH). Для того, чтобы судить о химическом составе подземных вод необходимо в первую очередь знать реакцию воды т.е. концентрацию водородных ионов. По теории электролитической диссоциации вода диссоцирует на водородный() и гидроксильный() ионы, величина произведения которых при данной температуре всегда постоянна. Если реакция нейтральная, то концентрация и одинакова и равна 10 –7 мг-экв/л. Поэтому степень кислотности или щелочности воды характеризуется концентрацией водородных ионов. Для выражения концентрации водородных ионов принято пользоваться логарифмом концентрации их (т. е. количества грамм-экв этого иона в 1 л воды), взятым с обратным знаком и обозначаемым pH= –lg(H + ). При нейтральной реакции pH=7, при кислой pH – меньше 7, а при щелочной pH больше 7. Определение pH производится специальными приборами (рН-метрами) калориметрическим методом, в полевых условиях применяется лакмусовая бумага.

III. Общая минерализация воды выражается суммой содержащихся в воде химических элементов, их соединений и газов. Оценивается по сухому остатку, который получается после выпаривания воды при температуре 105ºС, или суммированием массы всех ионов, полученных при химическом анализе. Выражается в миллиграммах (граммах) на литр (дм 3 ), граммах на кг (мг/л, г/кг). По минерализации подразделяются:

до 0,2 г/л – ультрапресные, до 1,0 г/л – пресные,

1-10 – солоноватые: 1-3 – слабо, 3-5 – средне, 5-10 – сильносолоноватые, 10-35 – соленые, более 35 г/л – рассолы.

IV. Главными химическими компонентами в подземных водах обычно являются: анионы (гидрокарбонатный ион, сульфат-ион, хлор-ион), катионы (). В воде часто присутствует карбонатный ион, нитрит-ион, нитрат-ион (), углекислый газ, сероводород, метан, железо 2-х и 3-х валентное и др. Содержание соединений азота в подземных водах обычно невелико (1-2 мг/л), но иногда достигает 0,5-0,8 мг/л. Наличие даже небольшого их количества указывает на загрязнение воды и возможность нахождения в ней вредных опасных бактерий. Если присутствуют нитрит ион () – загрязнение свежее, а нитрат ион – загрязнение старое. В целом подземных водах присутствуют до 60-80 различных химических элементов в растворенном состоянии.

Жесткость воды обусловлена наличием ионов кальция и магния. По ГОСТ 2874-73 и СанПиН 2.1.4.1074-01 жесткость воды выражается в миллиграммах-эквивалентах и на 1 л воды. 1 мг-экв. жесткости соответствует содержанию 20,04 мг/л и 12,6 мг/л. По жесткости вóды делятся на:

очень мягкие – до 1,5 мг-экв/л,

мягкие – 1,51-3,0 мг-экв/л,

умеренно жесткие – 3,01-6,0 мг-экв/л,

жесткие – 6,01-9,0 мг-экв/л,

очень жесткие – более 9,0 мг-экв/л.

V. Существует несколько форм выражения анализа воды: ионная, эквивалентная, процент-эквивалентная.

При ионной форме содержание ионов приводят в граммах или миллиграммах на литр (г/л, мг/л).

Эквивалентная форма позволяет судить о возможных сочетаниях катионов и анионов. Сумма эквивалентных единиц катионов и анионов, выражается в миллиграмм-эквивалентах на 1 литр и получают путем умножения мг/л на пересчетный коэффициент (табл. 1, 2).

Таблица 1

Атомные веса ионов и множителей для пересчета миллиграмм-ионов на миллиграмм-эквиваленты

При процентно-эквивалентной форме содержание ионов, взятое в эквивалентах, выражают в процентах от суммы катионов и анионов, принимаемых каждая за 100%.

Наглядной формой записи результатов является формула М.Г. Курлова.

Название воды дается по преобладающим анионам и катионам, содержание которых более 20% (иногда берут 25% или 33%) в порядке возрастания. Например, приведенная формула читается – вода сульфатно-гидрокарбонатная, магниево-кальциевая.

В формуле Курлова слева от черты указывают содержание газов (CO 2 , H 2 S и др.), общую минерализацию воды (г/л), в числителе анионы, содержание которых превышает 10% эквивалентов (% экв в убывающем порядке) в знаменателе – катионы в том же порядке, за чертой пишут tºC воды, дебит (л/с), рН и другие. Результаты химического анализа воды иногда выражают в графической форме в виде диаграмм – прямоугольника, квадрата, треугольника и др. Все формы выражения и методика построения приведены в (Абдрахманов, Методические…, 2008).

Классификация подземных вод по химическому составу. Существует несколько десятков классификаций, основанных на различных принципах и имеющих разное практическое применение и значение. К наиболее популярным относятся классификации Пальмера, Н.И. Тостихина, В.А. Сулина, О.А. Алекина, Е.В. Посохова и другие. В гидрогеологии и гидрологии применяется в основном гидрохимическая классификация О.А. Алекина.

Все природные воды делятся по преобладающему аниону на три класса: 1) гидрокарбонатный, 2) сульфатный, 3) хлоридный. Выделенные 3 класса сразу дают в общих чертах гидрохимический облик воды. К гидрокарбонатному классу относятся большая часть пресных (маломинерализованных) вод рек, озер, некоторых подземных вод. К классу хлоридных принадлежат воды океана, морей, подземные воды глубоких горизонтов. Воды сульфатного класса по распространению и величине минерализации являются промежуточными между гидрокарбонатными и хлоридными.

Каждый класс делится О.А. Алекиным по преобладающему катиону на группы кальциевых, магниевых и натриевых вод. Кроме того все воды объединяют в типы, выделяются 4 типа вод.

Первый тип характеризуется соотношением (NHCO 3 – содовый)

II тип (– сульфатный натриевый)

III тип или подразделяется:

На III a (– хлормагниевый) и

III b (– хлоркальциевый).

Как установлено, ионная форма свойственна лишь водам низкой минерализации. При увеличении концентрации растворенных солей между ионами устанавливается взаимодействия. В растворе образуются нейтральные ионы и др.

Ввиду сложности химического состава природных вод при оценке питьевых, лечебных, технических, мелиоративных и др. качеств важно принимать не только абсолютное содержание отдельных ионов, но и предполагаемые ассоциации анионов и катионов (солей). Они рассчитываются по правилу Фрезениуса (вначале выпадают мало растворимые соли, потом более растворимые).

VI. Оценка пригодности воды для различных целей.

Водоснабжение. По ГОСТу 2874-73 «Вода питьевая» и СанПиН 2.1.4.1074-01 вода должна отвечать следующим требованиям: Минерализация до 1 г/л (по разр. СЭС до 1,5 г/л); жесткость 7 мг-экв/л. до 350 мг/л; до 500 мг/л (Абдрахманов, Чалов, Абдрахманова, 2007).

Орошение. Оросительная вода по минерализации и химическому составу должна быть физиологически доступной растениям и не вызывать засоления и осолонцевания почвы. Важное значение играет изучение содержания микрокатионов биологически активных микроэлементов: I, Br, B, Co, Cu, Mn, Mo (Абдрахманов, Методические…, 2008).

VII. Агрессивные свойства подземных вод. Под ними понимается способность воды разрушать различные строительные материалы, воздействуя на них растворенными солями, газами или выщелачивая их составные части. Особое значение имеет агрессивное действие воды на бетонные сооружения. Основным вяжущим веществом в бетоне является цемент. Практическое значение агрессивного действия воды на бетон сооружения настолько велико, что ни одно сколько-нибудь существенное строительство не обходится без предварительного гидрохимического исследования водной среды. Согласно СН-249-63 различают следующие виды агрессивного действия воды на бетон: выщелачивания, углекислотная, общекислотная, сульфатная, магнезиальная.

Агрессивность выщелачивания проявляется в растворении карбоната кальция, входящего в состав бетона. Она возможна при малом содержании в воде (0,4-1,5 мг-экв/л) а избыток растворяет.

Углекислотная агрессивность обусловлена действием на бетон.

В наиболее опасных условиях максимально допустимое содержание агрессивной углекислоты () составляет 3 мг/л, менее опасных до 8,3 мг/л.

Общекислотная агрессивность характерна для кислых вод и зависит от содержания свободных водородных ионов. При pH 5,0-6,8 возможен этот вид агрессии.

Сульфатная агрессивность проявляется при большом содержании ионов, которые проникая в тело бетона при кристаллизации образуют соли. Образование этих солей в порах бетона сопровождается увеличением их объема и разрушением бетона. Агрессивность проявляется при обычных цементах при более 250 мг/л, при сульфат стойких – 4000 мг/л.

Магнезиальный вид агрессивности проявляется, так же как и сульфатный, в разрушении бетона при проникновении воды в тело бетона. Этот вид возникает при высоком содержании. В зависимости от цемента он проявляется при содержании магния от 1,0 до 2,5 г/л.

VIII. Формирование химического состава подземных вод. Под факторами формирования химического состава подземных вод понимаются движущие силы, обуславливающие течение разнообразных процессов, которые изменяют минерализацию и химический состав вод. Химический состав подземных вод формируется под влиянием следующих факторов: выщелачивание почв и горных пород, полное растворение минералов и пород, концентрирование солей в воде в результате испарения, выпадение солей из природных растворов при изменении термодинамических условий, катионный обмен в поглощающем комплексе илов, почв, глинистых пород (на и на), диффузия и микробиологические процессы, смешение вод различного происхождения. Процесс обмена наблюдается между катионами глинистых пород – воды и зависит от емкости поглощающего комплекса (табл. 3).

Таблица 3

Емкость поглощения некоторых глинистых минералов

Процессы эти зависят от климатических, геоморфологических, геологических, гидродинамических и др. условий. Значительную роль в формировании химического состава подземных вод играет состав осадков. Роль атмосферных осадков в формировании состава маломинерализованных вод хорошо известно. Из атмосферы на земную поверхность поступает значительное количество растворенных солей. В Республике Башкортостан в анионном составе дождевых вод преобладают гидрокарбонатные ионы (41-85%), реже сульфатные и хлористые. Среди катионов превалирует натрий (40-75%), реже кальций. Минерализация дождевых вод колеблется от 23 до 88 мг/л, pH -6,0-6,7, – 9-16 мг/л, минерализация снеговых вод 19-54 мг/л. По подсчетам на 1 км 2 территории Башкортостана поступает 25-27 тон солей в год. На территории Европейской части СССР достигает 50-85 на 1 км 2 .

Осадки постепенно инфильтруясь вглубь насыщаются солями в почвенном горизонте затем в зоне аэрации. Это происходит в результате растворения солей, минералов, горных пород в соответствии с их растворимостью. Растворимость изменяется в широких пределах, зависит от температуры воды и содержания других солей. Растворимость солей в дистиллированной воде при 7ºС равна (г/л) – 0,013, – 2,01, – 193,9, – 168,3, – 358,6, – 329,3, – 354,3, – 558,1. Растворимость в присутствии возрастает в 4 раза. При наличии в воде CO 2 возрастает растворимость карбонатов.

В рыхлых покровных образованиях происходит формирование первых от поверхности водоносных горизонтов грунтового типа. Анализ водных вытяжек из пород зоны аэрации свидетельствует о том, что при действии на них атмосферных вод, имеющих слабокислую реакцию, наблюдается солей из зоны аэрации. Основными солями, поступающими в подземные воды, являются карбонаты и сульфаты кальция и карбонаты магния. Из почвы выносится избытки азотнокислого калия, используемого на полях как удобрение. Содержание достигает 200 мг/л.

В степных областях России в результате испарения в зоне аэрации накапливается большое количество солей. Чем ближе к поверхности расположены грунтовые воды, тем выше при прочих равных условиях их минерализация. При неглубоких грунтовых водах до 1 м возможно накопление солей и на поверхности земли. В пустынных и полупустынных часто образуются грунтовые подземные воды с высокой минерализацией (до 10-20 и более) сульфатно-хлоридного и хлоридного состава.

Гидрокарбонатные кальциевые воды (образуются) формируются при растворении карбонатов кальция (известняков). Сульфатные кальциевые воды при растворении гипсов. Гидрокарбонатные натриевые воды в результате катионного обмена между водой гидрокарбонатно-кальциевого состава + поглощ. комплекс Na почв. грунта.

Благоприятная обстановка для течения реакции создается на орошаемых полях.

При содовом засолении для превращения соды в менее вредную соль вносят

Анионы и катионы. Первоисточники анионов и катионов.

Первоисточниками минерального состава природных вод являются:

1) газы, выделяемые из недр земли в процессе дегазации.

2) продукты химического воздействия воды с магматическими породами. Эти первоисточники состава природных вод имеют место до сих пор. В настоящее время в химическом составе воды выросла роль осадочных пород.

Происхождение анионов связано главным образом с газами, выделявшимися при дегазации мантий. Состав их сходен с современными вулканическими газами. В атмосферу наряду с паром воды поступают газообразные водородистые соединения хлора (HCl), азота (), серы (), брома (HBr), бора (НB), углерода (). В результате фитохимического разложения CH 4 образуется СО 2 :

Насыщ

В результате окисления сульфидов идет образование иона.

Происхождение катионов связано с горными породами. Средний химический состав изверженных пород (%): – 59, – 15.3, – 3.8, – 3.5, – 5.1, – 3.8, – 3.1 и т. д.

В результате выветривания горных пород (физического и химического) происходит насыщение катионами подземных вод по схеме: .

При наличии анионов кислот (угольной, соляной, серной) образуются соли кислот: .

Микроэлементы. Типичные катионы: Li, Rb, Cs, Be, Sr, Ba. Ионы тяжелых металлов: Cu, Ag, Au, Pb, Fe, Ni, Co. Амфотерные комплексообразователи (Cr, Co, V, Mn). Биологически активные микроэлементы: Br, I, F, B.

Микроэлементы играют важную роль в биологическом круговороте. Отсутствие или избыток фтора вызывают болезни кариес и флюороз. Недостаток иода – болезни щитовидной железы и др.

Химия атмосферных осадков. В настоящее время развивается новая отрасль гидрохимии – химия атмосферы. Атмосферная вода (близкая к дистиллированной) содержит многие элементы.

Кроме атмосферных газов () в воздухе присутствуют примеси, выделившиеся из недр земли компонентов (и др.), элементы биогенного происхождения () и другие органические соединения.

В геохимии изучение химического состава атмосферных осадков позволяет охарактеризовать солевой обмен между атмосферой, поверхностью земли, океанов. Последние годы в связи с атомными взрывами в атмосферу поступают радиоактивные вещества.

Аэрозоли. Источником формирования химического состава являются аэрозоли:

пылевидные минеральные частицы, высокодисперсные агрегаты растворимых солей, мельчайшие капли растворов газовых примесей (). Размеры аэрозолей (ядер конденсации) различны – радиус в среднем 20 мк (см) колеблется (до 1 мк). Количество уменьшается с высотой. Концентрация аэрозолей максимальна в пределах городских территорий, минимальна в горах. Аэрозоли поднимаются ветром в воздух – эоловая эрозия;

соли поднимаемые с поверхности океанов и морей, льдов;

продукты вулканических извержений;

человеческой деятельности.

Формирование химического состава. В атмосферу поднимается огромное количество аэрозолей – они на поверхность земли опускаются:

в виде дождей,

гравитационного осаждения.

Формирование начинается с захвата аэрозолей атмосферной влагой. Минерализация колеблется от 5 мг/л до 100 мг/л и более. Первые порции дождя более минерализованы.

Прочие элементы в составе осадков:

– от сотых долей до 1-3 мг/л. Радиоактивные вещества: и др. Они поступают в основном при испытаниях атомных бомб.

Минеральные воды

Лечебные свойства минеральных вод определяются: минерализацией, ионно-солевым составом, содержанием биологически активных компонентов, газовым и окислительно-восстановительным потенциалом (Eh), активной реакцией среды (рН), радиоактивностью, температурой, содержанием сероводорода ().

Минимальная концентрация элементов для минеральных лечебных вод (мг/л): сероводород – 10, бром – 25; иод 5, фтор – 2, железо – 10, радон – 14 ед. Махе.

К промышленным водам относятся воды с содержанием компонентов не менее:

Таблица 4

Нормативные требования к минеральным промышленным водам

Лекция 4. Зональность подземных вод

Зональность подземных вод проявляется в глобальном масштабе и принадлежит к категории фундаментальных свойств гидролитосферы. Под ней понимается закономерность в пространственно-временной организации подземной гидросферы, определенная направленность изменения гидрогеодинамических, гидрогеохимических, гидрогеотермических и гидрогеохронологических параметров.

В осадочном чехле, например, Волго-Уральского бассейна выделяются два гидрогеохимических этажа, которые по своему объему в целом соответствуют гидрогеодинамическим этажам. Верхний этаж (300–400 м, редко более) заключает преимущественно инфильтрогенные кислородно-азотные (азотные) воды различного ионно-солевого состава с минерализацией, обычно не превышающей 10–12 г/л. В пределах нижнего этажа залегают высоконапорные главным образом хлоридные рассолы различного происхождения (седиментогенные, инфильтрогенные, смешанные) с концентрацией солей до 250–300 г/л и более, а водорастворенные газы (H 2 S, CO 2 , CH 4 , N 2 ) отвечают восстановительной геохимической среде, обстановкам весьма затрудненного водообмена и квазизастойного режима недр. В пределах этажей по химическому составу и степени минерализации выделяются четыре зоны - гидрокарбонатная, сульфатная, сульфатно-хлоридная и хлоридная, которые в свою очередь подразделяются на ряд подзон (рис. 4).

Зона пресных (до 1 г/л) гидрокарбонатных вод приурочена к породам широкого возрастного диапазона (от четвертичных на платформе до девонских на западном склоне Урала) и в гидрогеодинамическом отношении соответствует зоне интенсивной циркуляции. Мощность (Н) ее колеблется от 20–50 м в долинах рек до 150–200 м на водоразделах, а на Уфимском плато достигает 500–800 м. Скорости движения вод (v) в зависимости от фильтрационных свойств пород и гидравлического градиента изменяются от десятков и сотен метров до десятков километров в год, а сроки полного водообмена (t) - от десятков до первых сотен лет.

Рис. 4. Гидрогеохимический разрез Южного Предуралья

1–9 – химический состав и минерализация подземных вод, г/л: 1 – гидрокарбонатные кальциевые (до 0,5), 2 – гидрокарбонатные натриевые (0,5–1), 3 – гидрокарбонатные, реже сульфатно-гидрокарбонатные и хлоридно-гидрокарбонатные разнообразного катионного состава (до 1), 4 – сульфатные кальциевые (1–3), 5 – сульфатные натриевые и кальциево-натриевые (3–10, редко более), 6 – сульфатно-хлоридные (3–10), 7 – сульфатно-хлоридные натриевые (10–36), 8 – хлоридные натриевые (36–310), 9 – хлоридные кальциево-натриевые и натриево-кальциевые (250–330); 10 – относительно водоупорные галогенные породы кунгура; 11–13 – границы: 11 – гидрогеохимические, 12 – стратиграфические, 13 – верхняя граница распространения сероводорода в подземных водах; 14 – скважина: а – на линии профиля, б – спроектированная на него (цифра – минерализация воды (г/л) в опробованном интервале), 15 – изолинии содержания брома, 16 – гидроизотермы.

В составе гидрокарбонатной зоны выделяются две подзоны: верхняя - кальциевых (магниево-кальциевых) и нижняя - натриевых вод. Мощность последней обычно колеблется от 20 до 100 м и редко более (Юрюзано-Айская впадина). Минерализация гидрокарбонатных натриевых (содовых) вод обычно составляет 0,5–0,9 г/л, но в отдельных случаях достигает 1,2–1,7 г/л. В генетическом отношении чистые содовые воды тесно связаны с терригенными существенно глинистыми пермскими формациями, представленными переслаиванием песчаников, алевролитов, аргиллитов и глин. Они обладают довольно низкими фильтрационными свойствами и невысокой водообильностью. Газовый состав гидрокарбонатных вод отвечает окислительной геохимической обстановке: N 2 30–35, CO 2 5–30, O 2 до 10 мг/л. Газонасыщенность обычно 15–50 мл/л, Eh +100…+650 мВ, рН 6,7–8,8, Т 4–6  С. Содержание гелия (Не) соответствует атмосферному (5×10 –5 мл/л).

Зона сульфатных солоноватых и соленых вод развита повсеместно, исключая очаги природного и техногенного (районы некоторых нефтяных месторождений) влияния глубинных рассолов. К ней относятся сульфатный и гидрокарбонатно-сульфатный классы вод с минерализацией от 1–3 до 15–20 г/л, формирующиеся в окислительной геохимической среде главным образом в пермских гипсоносных отложениях. В гидрогеодинамическом отношении она отвечает как зоне интенсивной циркуляции (выше вреза эрозионной сети), так и зоне затрудненного водообмена, где скорости движения подземных вод снижаются до десятков метров в год, а время полного водообмена, напротив, возрастает до сотен и тысяч лет.

Глубина залегания сульфатных вод изменяется от 0 до 250 м и более. Средняя мощность зоны составляет около 100–150 м (см. рис. 4). В пределах зоны заключены основные ресурсы лечебно-питьевых вод инфильтрационного происхождения, ведущую роль в формировании состава которых играют процессы экстракции из пород гипса и ионообменные явления с участием поглощенного комплекса пород.

Кислородно-азотный и азотный состав сульфатных вод формируется за счет поступления вместе с инфильтрационными водами газов воздуха и только в редких случаях при глубоком погружении подошвы зоны и большой ее мощности в газовой фазе присутствует Н 2 S, генетически связанный с биохимическими процессами в сульфатизированных и битуминозных пермских породах. Концентрация О 2 вниз по разрезу зоны в связи с его расходованием на окисление органического вещества, железа, сульфидов снижается от 4–5 мг/л до нуля, а величина Eh - от +250 до –150 мВ. Кислотно-щелочной потенциал рН изменяется от 7,3 до 8,8; Т 4–10  С. Увеличивается содержание гелия (до 30–100×10 –5 мл/л)

По катионному составу воды сульфатной зоны относятся к двум основным группам - кальциевой (магниево-кальциевой) и натриевой (кальциево-натриевой), - соответствующим гидрогеохимическим подзонам гипсовых и глауберовых вод.

Минерализация вод верхней подзоны обычно не превышает 2,5–2,6 г/л. Это типичные воды выщелачивания гипсов, загипсованных терригенных и карбонатных пород, в составе которых преобладают сульфат-ион (до 80–90%), кальций и магний (до 90–98% суммарно). Мощность подзоны изменяется от 10 до 100 м.

Сульфатные натриевые воды нижней подзоны приурочены к исключительно терригенным гипсоносным пермским осадкам лагунно-морского происхождения, залегающим ниже днищ основных рек региона. Наиболее развиты они в верхнепермских отложениях на западе региона, где глубина залегания кровли подзоны изменяется от 10–20 м в долинах рек до 200 м на водоразделах. Мощность ее в среднем 100 м. В Предуральском бассейне сульфатные натриевые воды вскрываются на глубине до 100–300 м; мощность подзоны здесь может достигать 120–150 м.

Минерализация сульфатных натриевых вод колеблется от 1,4 до 20, обычно 3–10 г/л, причем рост ее происходит с глубиной. При величине минерализации до 6,0–6,5 г/л воды по катионному составу обычно кальциево-натриевые или смешанные (трехкомпонентные). В более минерализованных водах ведущее значение среди катионов принадлежит натрию (до 85–90%), что в абсолютном выражении составляет 4–5 г/л. Образование сульфатных натриевых вод обусловлено двумя взаимосвязанными и взаимообусловленными процессами, стимулирующими друг друга: экстракцией СаSO 4 и обменной адсорбцией между кальцием раствора и натрием поглощенного комплекса пород.

Зона сульфатно-хлоридных вод с минерализацией 5–36 г/л, как и лежащая выше, связана главным образом с пермскими отложениями и характеризуется условиями затрудненного гидрогеодинамического режима. В геохимическом отношении зона занимает промежуточное положение, отличаясь окислительно-восстановительной обстановкой (Eh от +100 до 180 мВ; рН 6,7–7,5), газами атмосферного (О 2 , N 2 ) и биохимического (Н 2 S) происхождения. Поэтому в зависимости от газового состава минеральные сульфатно-хлоридные воды могут быть использованы или в лечебно-питьевых, или в бальнеологических целях.

К востоку от меридиана г. Уфы, в краевой части Волго-Камского бассейна и в Предуральском бассейне сероводородные сульфатно-хлоридные воды (5–30 г/л) установлены в карбонатных и терригенно-карбонатных отложениях нижнепермского возраста, а в Западно-Уральском бассейне - в карбонатных каменноугольных и девонских отложениях. Мощность зоны здесь достигает 250 м.

Зона хлоридных рассолов развита повсеместно, занимает наибольший интервал гидрогеохимического разреза (от 3 км на Уфимском плато до 10–11 км в Предуральском прогибе) и полностью соответствует нижнему этажу артезианского бассейна.

В составе зоны выделяется две основные подзоны: натриевых (СаСl 2 менее 20%) и натриево-кальциевых (СаСl 2 до 50–70%, или 100–150 г/л) рассолов. Указанные подзоны отличаются не только общим ионно-солевым, но микрокомпонентным и газовым составом вод, а также гидрогеодинамическими условиями.

Главные газовые компоненты нижней подзоны - СН 4 и N 2 . H 2 S в ней отсутствует. Напротив, Н 2 S является обязательной составной частью газового состава рассолов верхней (натриевой) подзоны. Одним из непременных условий биохимической генерации Н 2 S, как известно, является подвижность подземных вод, обеспечивающая растворение CaSO 4 и жизнедеятельность сульфатредуцирующих бактерий. Это обстоятельство, а также данные по степени метаморфизации рассолов (rNa/rCl), величинам бромного градиента (Br/H), коэффициентов Br/M, He/Ar дают основание связать верхнюю подзону с условиями весьма затрудненного водообмена, а нижнюю - с обстановкой квазизастойного водного режима.

Лекция 5. Геологическая деятельность подземных вод

План:

Карст

Трещиноватость пород

Суффозия

I. Карст. По определению Д.С. Соколова (1962) карст – это процесс разрушения и уничтожения проницаемых растворимых горных пород посредством главным образом выщелачивания их движущимися водами. Выделяются карстующиеся породы – соленые породы (площадь их в мире 4 млн км 2 ), гипсы-ангидриты (7 млн км 2 ) и карбонатные породы (40 млн км 2 ). Различают соляной карст, гипсовый, карбонатный. Для образования карста необходимо наличие следующих условий:

наличие растворимых горных пород,

наличие трещин, обуславливающих возможность циркуляции воды в горных породах,

наличие движущихся вод,

растворяющая способность движущихся вод.

Только при сочетании этих условий образуется карст.

Основные карстовые формы:

трещины, карстовые воронки, колодцы, слепые лога, долины и пр.,

карстовые пещеры, каналы и другие крупные карстовые полости,

каверны и вторичная пористость.

По степени перекрытости карстующихся пород выделяются подклассы закрытого, покрытого, перекрытого и голого карста. Почти 50% территории Башкортостана закарстовано (рис. 5, табл. 5).

Рис. 5. Схема районирования карста

Условные обозначения см. в табл. 5

Таблица 5

Районирование карста Башкортостана

Окончание таблицы 5

II. Трещиноватость пород. Трещиноватость представляет собой одну из форм нарушения сплошности горных пород, широко распространенную в осадочных, магматических и метаморфических образованиях земной коры. Трещиноватость является важным фактором, определяющим водопроницаемость пород.

В соответствии с известной классификацией Д.С. Соколова существуют четыре категории трещин: литогенетические, тектонические, разгрузки и выветривания.

Литогенетические трещины образуются в процессе литогенеза за счет внутренней энергии горной породы (осадка). Отличительной особенностью их является локализация в пределах данного слоя (трещины внутрислойные); направление их может быть различным: параллельным напластованию, перпендикулярным или наклонным к нему.

Тектонические трещины являются результатом напряжений и движений земной коры, образующих пликативные (складчатые) и дизъюнктивные (разрывные) деформации горных пород. Они подразделяются на два вида: внутрислойные и секущие несколько слоев. Тектонические и литогенетические внутрислойные трещины имеют большое сходство и потому практически трудно различимы.

Трещины разгрузки и выветривания относятся к группе экзогенных. Они, как правило, являются наложенными на решетку ранее существовавших трещин эндогенного происхождения (литогенетических и тектонических) и на планетарную трещиноватость.

Изученность трещиноватости пород Башкортостана не одинакова в различных районах. Наибольшая полнота сведений по этому вопросу имеется для осадочного чехла платформенной территории Южного Предуралья (Западный Башкортостан), где трещиноватость изучалась в процессе гидрогеологических съемок, разведки и эксплуатации нефтяных месторождений, поисков источников водоснабжения. Слабо изучена трещиноватость пород горно-складчатой области Башкортостана.

Среди трещин пород платформенной области Башкортостана выделяются тектонические, литогенетические внутрислойные и секущие трещины. Они распространены во всех литологических разностях пермских пород, образующих платформенный осадочный чехол - гипсах, известняках, мергелях, алевролитах, аргиллитах и аргиллитоподобных глинах, песчаниках и др. Преобладают трещины, перпендикулярные плоскости напластования, наклонные трещины (60–70°) встречаются довольно редко. Поверхность прямолинейных раскрытых и зияющих трещин гладкая (в гипсах и известняках) и шероховатая (в песчаниках), очень гладкая, местами как бы полированная (в аргиллитоподобных глинах). На стенках наблюдаются налеты гидроокислов железа и марганца, натеки кальцита и гипса.

Наиболее трещиноватыми являются аргиллитоподобные глины и аргиллиты (густота трещин 0,1–0,3 м). В массивных средне- и толстослоистых известняках трещины расположены друг от друга на расстоянии от 0,5–2,5 до 5–9 м, а в тонкослоистых и листоватых - от 0,1 до 0,4 м, реже до 1,5 м, в гипсах - от 0,5 до 2,0 м и более. Густота трещин в песчаниках зависит от состава и типа их цемента. Песчаники слабо сцементированные и средней плотности с глинистым цементом базального типа разбиты трещинами более интенсивно, чем крепкие разности песчаников с карбонатным цементом.

Максимальной шириной внутрислойных и секущих трещин обладают массивные, чистые по составу известняки и крепкие песчаники (1–20, иногда до 50 см). В тонкослоистых глинистых известняках и мергелях ширина трещин от 0,2 до 3 см.

В гипсах кунгура, несмотря на их массивность, ширина внутрислойных и секущих трещин небольшая (до 1–1,5 см), что связано с высокой пластичностью пород. Вместе с тем трещины в них служат изначальной причиной развития по ним карстового процесса, вызывающего резкое повышение водопроницаемости (до 100 м/сутки). В придолинных зонах закарстованные породы осложнены также и трещинами разгрузки.

В пермских отложениях Южного Предуралья выявлено два преобладающих направления внутрислойных и секущих трещин, ориентированных под прямым углом друг к другу и плоскости напластования. Этими направлениями являются: на Бугульминско-Белебеевской возвышенности - СЗ 320–340° и СВ 40–60° или СЗ 290–300° и СВ 25–30° (рис. 6а), в Камско-Бельском понижении - СЗ 290–335° и СВ 45–70°, на Уфимском плато (рис. 6б) - СЗ 320–340° и СВ 40–60° или СЗ 270–280°, в Юрюзано-Айском понижении (район Янган-Тау) - СЗ 310–320° и СВ 40–55° или СЗ 270–290° и СВ 15–25°, в южной части Бельской депрессии - СЗ 340–350° и СВ 60–70°. На долю северо-западного направления приходится 40–52%. от общего числа измеренных трещин, а на долю северо-восточного - до 35%.

Рис. 6. Розы-диаграммы направлений внутрислойных и секущих трещин в пермских отложениях Южного Предуралья (в %)

а - Бугульминско-Белебеевская возвышенность; б - Уфимское плато

Ведущая роль тектонических процессов в формировании трещиноватости пород на платформенных структурах является установленной и признанной многими исследователями. Фактический материал по трещиноватости верхнепермских отложений Бугульминско-Белебеевской возвышенности и нижнепермских пород Уфимского плато, Прибельской равнины свидетельствует о согласии между максимумами трещиноватости и элементами залегания пород.

С преобладающими направлениями трещиноватости согласуется и расположение гидрографической сети рассматриваемой территории. К линейным зонам тектонической трещиноватости приурочена также интенсивная закарстованность карбонатных отложений.

Разновидностью литогенетических трещин являются трещины усыхания . Они образуются в субаэральных условиях при участии агентов выветривания, раскрыты у поверхности и быстро сужаются с глубиной. Количество таких трещин тем больше, чем меньше толщина слоя. Трещины усыхания прослеживаются до глубины 2,5–3 м от поверхности, ширина их колеблется от 1–2, редко 2,5–3 см в верхней части разреза до 1–2 мм - в нижней. Трещины либо открытые, либо заполнены рыхлым гумусовым материалом.

Литогенетические трещины напластования отчетливо выражены в известняках и песчаниках, причем наибольшая густота (0,03–0,1 м) и наименьшая раскрытость их (0,1–0,3 см) характерны для тонкослоистых известняков. Трещины в них, как правило, заполнены глинистым материалом. В средне- и толстоплитчатых известняках густота трещин составляет 0,5–0,8 м, а ширина 0,5–2,0 см. В песчаниках густота трещин напластования изменяется от 0,05 до 0,3 м, а ширина - от 0,05–0,1 до 1–3 см. Почти все трещины имеют рыхлый песчано-глинистый заполнитель.

Трещины разгрузки (бортового и донного отпора) развиты в долинах рек. Их образование связано с разуплотнением пород, вызванным снятием геостатического давления под воздействием эрозии. Мощность зоны разгрузки в долинах рек Восточно-Европейской и Сибирской платформ, по литературным данным, составляет первые десятки метров. В осадочных породах глубина распространения разуплотненных пород зависит от их прочности и изменяется от 30 до 50 м.

Трещины разгрузки наиболее подробно изучены А.Г. Лыкошиным в долине р. Уфы при проведении изысканий под Павловскую ГЭС. В штольне им отмечены трещины шириной от 3 до 25 см, местами заполненные глинистым материалом. С глубиной количество трещин и их ширина резко уменьшаются. В долине р. Белой в районе г. Уфы трещины бортового отпора разбивают гипсы на отдельные блоки параллельно склону.

Трещины разгрузки в районах Бугульминско-Белебеевской возвышенности, Камско-Бельского и Юрюзано-Айского понижений визуально практически не изучены. Однако следует отметить, что в долинах рек Южного Предуралья в условиях межпластовых нисходящих перетоков вод трещины бортового отпора, пересекающие на склонах как водопроницаемые, так и водоупорные породы, способствуют дренированию водоносных горизонтов до уровня рек. Этим объясняются низкие дебиты источников, их малочисленность, а также слабо выраженная этажность на крутых склонах долин Белой, Ика, Уфы, Юрюзани, Ая, Чермасана, Усени, Демы и др. Скважины, расположенные в прибортовых частях долин и не достигшие уровня рек, нередко оказываются слабоводообильными или даже безводными.

Наличием трещин бортового отпора, изолирующих массив с горячими газами от водоносных горизонтов Юрюзано-Айского водораздела, объясняется и Янгантауский «феномен» (газотермальные явления) Башкортостана.

Обширный материал гидрогеологических съемок и поисково-разведочных на воду работ на этой территории свидетельствует, что водопроницаемость плотных пород, зависящая, как известно, от их трещиноватости, в долинах рек значительно (в среднем в 10 раз) выше, чем на водоразделах. Например, в долинах рек Сюнь, База, Чермасан и др. коэффициенты фильтрации водоносных уфимских песчаников составляют от 1–5 до 10–15 м/сутки, иногда более, в то время как на водоразделах они не превышают десятых долей м/сутки.

Аналогичная зависимость водопроницаемости от орографических условий наблюдается также для глинистых пород. Такая закономерность, по-видимому, имеет общий характер и указывает на наличие под речными долинами ослабленных зон с повышенной водопроницаемостью пород, а следовательно и более высокой трещиноватостью, в формировании которой фактор разгрузки несомненно играет существенную роль.

Трещиноватость пород горно-складчатой области Башкортостана изучалась рядом исследователей (Ю.Е. Журенко, И.К. Зиняхина, А.П. Рождественский, В.А. Романов, Г.С. Сенченко, Р.А. Фаткуллин и др.). Они указывают на преобладающее развитие в этом регионе трещиноватости тектонического и литогенетического типов.

Трещиноватость пород обнаруживается практически в любых горных породах, независимо от структурного положения, петрографического состава, возраста, образуя сложную систему (сеть) мелких и более крупных трещин, рассекающих толщу пород на значительную глубину (до 300–400 м). Наиболее крупные трещины, группируясь в системы определенных направлений, разделяют массивные и плотные осадочные, магматические и метаморфические породы на блоки - отдельности различной формы и размеров.

Среди систем трещиноватости, пронизывающих породы Южного Урала, существуют некоторые в общем незначительные, но обнаруживающиеся при статистической обработке полевых замеров различия в ориентировке трещиноватости у пород различного возраста и петрографического (литологического) состава. Так, по данным Р.А. Фаткуллина, в докембрийских породах метаморфического комплекса Уралтауского антиклинория (сланцы, кварциты) характерны простирания трещин по азимутам 20°, 50°, 280°, 320°, 340°, в песчаниках зилаирской свиты (D 3 fm – C 1 t) - 0°, 40°, 80°, 350°, в магматических породах силурийского и девонского возраста Ирендыкского поднятия - 0°, 20°, 40°, 80°, 350°, в девонских магматических породах Кизило-Уртазымского синклинория - 30°, 60°, 90°, 280–300°, 350°.

С трещиноватостью пород совпадают и основные направления гидрографической сети региона.

Растворимость пород . Этот процесс играет в формировании карста важнейшую роль. Растворимость пород сильно меняется в присутствии других солей (табл. 6, 7, 8).

Таблица 6

Растворимость в присутствии (В. М. Левченко, 1950)

III. Суффозия – механический вынос мелких частиц и из рыхлых пород, трещин движущейся подземной водой.

Суффозия является результатом гидродинамического давления, которое оказывает на породу фильтрующаяся вода. Суффозия обычно происходит в песчаных породах. Вынос частиц начинается, когда напорный градиент достигает критического значения. Критический градиент по Е.А. Замарину равняется

γ - плотность песка, n – пористость песка в долях единиц.

Суффозия происходит под основаниями гидротехнических сооружений, каналов, может привести к разрушению сооружений.

Лекция 6. оценка Запасов подземных вод

Для разработки и добычи подземных вод необходимо знать запасы подземных вод (иногда называют ресурсы). Они складываются из нескольких видов:

Вековые

Q век = F×H×µ, где F – площадь распространения водного горизонта, км 2 ; H – мощность водного горизонта, м, µ – водоотдача.

Возобновляемые естественные ресурсы (запасы).

Q воз = MF, где М – модуль подземного стока л/с×км 2 .

Эксплуатационные запасы

Q экс = +0,7Q воз , где α – коэффициент извлечения, предельная допустимая величина понижения уровня водного горизонта (обычно не более половины мощности водоносного горизонта, α=0,5), t – заданное время эксплуатации, лет (обычно рассчитывается на 15, 25, 50 лет).

Для использования подземных вод необходимо знать эксплуатационные ресурсы . Это объем подземных вод в м 3 /сут, который может быть получен рациональными в технико-экономическом отношении водозаборными сооружениями при заданном режиме эксплуатации и качестве воды, удовлетворяющем требованиям в течение всего расчетного срока водопотребления.

Эксплуатационные запасы (ресурсы) обеспечиваются:

естественными (вековыми) емкостными запасами;

естественными (возобновляемыми) ресурсами;

привлекаемыми ресурсами;

искусственными запасами (формирующимися при гидротехническом строительстве, орошении, искусственном восполнении).

Эксплуатационные запасы подразделяются на 4 категории: А, В, С 1 , С 2 . Категории А и В являются промышленными запасами.

Лекция 7. Режим подземных вод

Под режимом подземных вод следует понимать изменение их уровня, температуры, химического состава и расхода во времени и в пространстве под влиянием естественных и искусственных факторов.

Под естественными факторами, влияющими на режим подземных вод, понимают изменение условий питания и разгрузки подземных вод в зависимости от режима поверхностных вод, а также от количества атмосферных осадков, температуры и давления воздуха. Ряд исследователей связывают изменения в режиме подземных вод с деятельностью солнца.

Искусственные факторы , влияющие на режим подземных вод, связаны с практической деятельностью человека. К ним относятся откачки, подъем горизонта воды в водохранилищах, орошение, осушение и др.

Следует различать суточные, сезонные, годовые и многолетние изменения элементов режима подземных вод.

Суточные колебания уровня изучены наиболее полно; они зависят от дефицита влажности в зоне аэрации и составляют величину порядка 0,7-3,2.

Сезонные колебания в основном зависят от осадков и температуры грунтов; отчетливо влияние этих факторов фиксируется весной и осенью.

Годовые колебания уровня подземных вод зависят от величины осадков, их интенсивности, дефицита влаги и температуры грунтов. Годовые амплитуды колебаний составляют 0,78-3,05 м. По данным 60-летних наблюдений фиксируется ряд максимумов и минимумов, повторяющихся через 10-13 лет. Минимальные уровни воды совпадают с засушливыми годами, максимальные - с влажными.

Принято различать два типа режима подземных вод: прибрежный и водораздельный.

На водораздельных пространствах режим подземных вод зависит в основном только от климатических факторов; колебания уровня поверхностных вод сказываются слабо.

Режим подземных вод в прибрежных речных, морских районах или вблизи водохранилищ находится в прямой связи с режимом поверхностных вод; влияние их сказывается на расстояниях, достигающих 5-11 км. Амплитуда колебаний уровня подземных вод в скважине, расположенной в 1 км от реки достигает 6,5 м.

На режим подземных вод оказывают влияние приливно-отливные течения, распространяющиеся до 15 км от берега.

В районах с увлажненным климатом амплитуда колебаний уровня подземных вод вдали от рек обычно не превышает 1 - 1,5 м и редко достигает 2-2,5 м. Наибольшая амплитуда наблюдается весной в период снеготаяния, наименьшая - зимой. Производительность водоносных пластов, а также химический состав и температура подземных вод в течение года изменяются мало.

В горных районах колебания уровня подземных вод и изменение производительности водоносных пластов в течение года проявляются весьма резко.

В засушливых областях, как и в увлажненных, режим подземных вод находится в зависимости от метеорологических факторов. Различие в режиме этих областей заключается в том, что в засушливых областях годовая амплитуда колебаний уровня подземных вод достигает 6-8 м при значительном снижении производительности водоносного пласта.

Под влиянием искусственных факторов режим подземных вод может резко изменяться. Наиболее отчетливо это проявляется в районах водозаборов, разработки полезных ископаемых, где снижение уровней подземных вод в год не менее 1,5-2 м.

Изменение режима подземных вод, в частности колебания их уровня, имеет большое практическое значение: при подъеме уровня может произойти подтопление зданий или заболачивание территорий, а в засушливых районах, где подземные воды залегают на небольшой глубине - 1,5 м, подъем уровня может вызвать испарение с поверхности подземных вод и накопление солей в почве с образованием солонцов или солончаков.

Лекция 8. Основы инженерной геологии

План:

Понятие об инженерно-геологических свойствах пород.

Методы изучения инженерно-геологических свойств горных пород.

Основные инженерно-геологические свойства горных пород.

Техническая мелиорация пород.

Горные породы, используемые в качестве оснований для различных сооружений, являются грунтами. Грунты – это горные породы и почвы, которые изучаются как многокомпонентные системы, изменяющиеся во времени, с целью познания их как объекта инженерной деятельности человека. Ввиду различий в происхождении и геологического развития, горные породы неодинаковы. Некоторые свойства могут изменяться при эксплуатации сооружений. На инженерно-геологические свойства влияет геоморфологические условия, современные геологические процессы, гидрогеологические условия (глубина залегания подземных вод, химический состав) и др.

Инженерно-геологические свойства горных пород изучают:

геологическими методами (возраст пород, происхождение, характер залегания, мощность) с бурением скважин, шурфов.

полевыми методами (штампами). Они основаны на использовании специальных установок, позволяющих оценить свойства горных пород в условиях их естественного залегания (наливы, откачки и др.).

лабораторными методами (гранулометрический состав, пластичность, естественная влажность, пористость, степень плотности, объемный вес, схема грунта и др.).

При изучении скальных пород изучают их состояние (трещиноватость, выветренность, заполнитель трещин, прочность на сжатие и др.). Классификация прочностных свойств пород приводится в табл. 9.

Таблица 9

Классификация горных пород по величине прочности на сжатие 60-100

100-150

150-230

230-350

350-520

520-800

800-1200

1200-1800

1800-2700

>2700

К основным инженерно-геологическим свойствам горных пород относятся следующие показатели:

1. Гранулометрический состав несвязных (определяется ситовым анализом) и связных пород определяется ареометрическим методом – основанном на различной скорости оседания частиц в воде). Скорость оседания определяется по Стоксу. Коэффициент неоднородности и диаметры частиц, меньше которых в данной породе содержится соответственно 60 и 10% частиц. При K > 3 породы называются неоднородными.

2. Плотность пород – отношение массы твердых частиц к их объему (плотность песчаных пород обычно – 2,5-2,8 г/см³).

3. Пористость пород – отношение объема всех пор к общему объему породы: .

4. Для песков, гравия определяют угол естественного откоса. Это угол образуемый поверхностью песчаного конуса с горизонтальной плоскостью при свободном высыпании песка на плоскость в воздушно-сухом состоянии.

5. Пластичность – способность породы под воздействием внешних усилий изменять форму без разрушения и разрыва. Определяется в интервале влажности. Верхней предел пластичности – влажность, при увеличении которой порода теряет свои пластические свойства.

Техническая мелиорация пород состоит в регулировании и преобразовании состояния и свойств пород в заданном направлении, изменять гранулометрический состав, структуру кристаллической решетки, степень монолитности. Отдельные способы технической мелиорации производят столь глубокие и коренные изменения, что они полностью утрачивают природные свойства. Пески в результате двухрастворной силикатизации превращаются в монолитные породы. Глинистые породы после обжига каменеют, замораживание, цементация.

Способы мелиорации пород: укрепление гранулометрическими добавками, механическое уплотнение (виброуплотнение), укатка, сейсмическое уплотнение, водопонижение и пр.

Литература

Основная

Всеволожский В.А. Основы гидрогеологии: Учебник. - 2-е изд. М: Изд-во МГУ, 2007. 448 с.

Богомолов Г.В. Гидрогеология с основами инженерной геологии. М.: Изд-во «Высшая школа», 1966. 316 с.

Дополнительная

Абдрахманов Р.Ф. Гидрогеоэкология Башкортостана. Уфа: Информреклама, 2005. 344 с.

Абдрахманов Р.Ф. Методические указания по выполнению практических занятий по курсу «Гидрогеология». Уфа, ИГ УНЦ РАН, 2008. 44 с.

Абдрахманов Р.Ф., Мартин В.И., Попов В.Г. и др. Карст Башкортостана. Уфа: Информреклама, 2002. 383 с.

Абдрахманов Р.Ф., Чалов Ю.Н., Абдрахманова Е.Р. Пресные подземные воды Башкортостана. Уфа: Информреклама, 2007. 184 с. pdf В книге подводятся итоги исследований в области использования геотермических методов для решения теоретических и прикладных задач...

Строкова Л.А. (сост.) Инженерные сооружения

• 1.33 МБ
• добавлен 12.03.2011

Учебное пособие. – Томск: Изд. ТПУ, 1999. – 114 с.

Учебное пособие посвящено рассмотрению различных видов инженерных сооружений (гражданских и промышленных, гидротехнических, линейных).
Пособие подготовлено на кафедре гидрогеологии и инженерной геологии Томского политехнического университета и предназначено для студ...