.3. Происхождение подземных вод

 

Существуют две основные теории происхождения подземных вод: ин-

фильтрационная и конденсационная.

Инфильтрационная теория объясняет образование подземных вод проса-

чиванием (инфильтрацией) вглубь Земли атмосферных осадков и поверхност-

ных вод. Просачиваясь по крупным трещинам и порам, вода задерживается на водонепроницаемых слоях и дает начало подземным водам. Процесс инфильт- рации атмосферных осадков весьма сложный.

Питание подземных вод инфильтрационным путем изменчиво во времени и определяется природными условиями района: рельефом, водопроницаемо- стью пород, растительным покровом, деятельностью человека и т. д.

Для определения величины инфильтрационного питания (Q и . п . )  необхо- димо знать интенсивность инфильтрации атмосферных осад (Qинф) и испарения (Q и ):

 

Q и . п .  = Q инф  − Qи

 

При понижении уровня подземных вод испарение с их поверхности уменьшается, а на некоторой глубине становится равной нулю. В этих условиях величина инфильтрационного питания подземных вод возрастает.

Конденсационная теория предполагает возникновение подземных вод в связи с конденсацией водяных паров, которые проникают в поры и трещины из атмосферы. В настоящее время эти две теории не противопоставляются, а вза-

имно дополняют друг друга. Многочисленные экспериментальные исследова- ния показали, что атмосферная вода может проникать в горные породы как в капельно-жидком состоянии, так и в виде пара (в меньших количествах).

Инфильтрационный путь образования подземных вод является основным для подземных вод, залегающих в зоне активного водообмена, в районах с дос- таточно высоким количеством атмосферных осадков. В районах с небольшим

их количеством (пустыни, сухие степи) роль конденсации водяных паров в об-

разовании и питании подземных вод существенно возрастает.

Минерализованные (соленые) воды глубоких зон земной коры, находя-

щиеся в зоне замедленного и весьма замедленного водообмена, имеют седи - ментацио нно е происхождение. Эти воды образовались после отложения (се- диментации) древних морских осадков и последующего отжатия из них воды вследствие уплотнения пород.

Воды земной коры постоянно в течение длительного геологического вре- мени пополняются и ювенильными водами, которые возникают в глубине Земли за счет кислорода и водорода, выделяемых магмой. Прямой выход на по-

верхность Земли в виде паров и горячих источников ювенильные воды имеют при вулканической деятельности.

3.4. Водные свойства горных пород

 

Важнейшими свойствами горных пород по отношению к воде являются влагоемкость, водоотдача и водопроницаемость. Показатели этих свойств ис- пользуются при различных гидрогеологических расчетах.

Влагоемкость характеризует способность пород вмещать и удерживать определенное количество воды. По степени влагоемкости породы подразделя-

ют на влагоемкие (торф, глины, суглинки), слабовлагоемкие (мел, мергель,

супеси) и невлагое мкие (скальные фунты, пески, галечники).

В зависимости от вида и количества воды в породах различают: гигро-

скопическую, молекулярную, капиллярную и полную влагоемкости.

Гигроскопическая влагоемкость (Wг) определяет способность по- роды притягивать из воздуха парообразную влагу и соответствует количеству прочно связанной (гигроскопической) воды.

Максимально - молекулярная влагоемко с ть (W м м в )  соответству- ет максимальному количеству связанной воды в породе, удерживаемой силами молекулярного притяжения (по А. Ф. Лебедеву), капиллярная (Wк) − макси- мальному количеству воды в капиллярных порах, полная (Wп.в) − максималь- ному количеству воды, удерживаемой породой при полном насыщении ее водой.

Водоотдача − способность водонасыщенных пород отдавать гравитаци- онную воду в виде свободного стока. Для количественной оценки водоотдачи применяют коэффициент водоотдачи , т. е. отношение объема извлекаемой (или вытекающей) из породы воды (V в )  к  объему осушенной части породы (Vн), т. е.:

 

μ = Vв / Vн

 

Величина коэффициента водоотдачи может быть определена по формуле μ = n−ρdWм.м.в,

где n − пористость;

ρd − плотность сухого грунта;

Wм.м.в. − максимально-молекулярная влагоемкость.

При гравитационном опорожнении пор и при осушении пород извлекает-

ся лишь незначительная часть прочно связанной воды, поэтому практически считают μ = nакт, где nакт  − активная пористость. Водоотдача песчаных пород может быть также определена как разность между полной их влагоемкостью и максимально-молекулярной влагоемкостью:

 

μ = W п . в . −W м . м . в

 

Наибольшей водоотдачей обладают галечники, гравии, крупнозернистые гравелистые пески (μ = 0,2÷0,35). Гравитационная водоотдача низка у сильно влагоемких глин и суглинков (μ = 0,01÷0,05).

Водоотдача скальных пород зависит от их общей трещиноватости и из-

меняется в широких пределах от 0,001 до 0,1.

Разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью пород называют недостатком или дефицитом нас ы щения :

 

μ = W п . в . −W

 

Недостаток насыщения характеризует количество воды, которое единица объема породы может поглотить при повышении уровня.

Водопроницаемость − способность пород пропускать через себя воду под

действием напора.

Водопроницаемость пород зависит от размера сообщающихся между со-

бой пор и трещин и от напора, под действием которого движется вода. На во-

допроницаемость оказывают влияние также состав породы, особенности ее сложения, свойства фильтрующей воды (вязкость).

Чем больше размер пор, пустот и трещин, тем меньше сопротивление движению воды и тем выше водопроницаемость пород. В галечниках, гравии и других крупнообломочных породах с размером пор до 1 см и более водопрони-

цаемость значительно выше, чем в глинистых породах с очень мелкими пора- ми. В глинистых породах поры частично заполнены связанной водой, которая в силу  своей  малой  подвижности  препятствует  фильтрации  свободной  воды. По абсолютному же значению пористости глины (n = 40÷60\%) превосходят

крупнообломочные породы (n = 20÷35\%).

Водопроницаемость песчаных и крупнообломочных пород резко умень-

шается при наличии в их порах примесей, например глинистых частиц. Хорошо промытый галечник и галечник с глинистым заполнителем резко отличаются по

величине водопроницаемости. Водопроницаемость глинистых пород зависит и от минерального состава тонкодисперсных фракций. Глинистые породы, со-

держащие в тонкодисперсной фракции монтмориллонит, очень слабо пропус- кают воду. Заметное повышение температуры воды приводит к уменьшению ее вязкости и возрастанию подвижности.

Количественно водопроницаемость пород характеризуется коэффициен-

том фильтрации кф, имеющим размерность: м/сут, м/с, см/с.

В зависимости от величины коэффициента фильтрации выделяют породы

с высокой водопроницаемостью − кф  больше 1 м/сут (галечник, гравий, песок,

трещиноватые скальные породы), с невысокой водопроницаемостью − кф  от

1 до 0,001 м/сут (глинистые пески, суглинки, слабо трещиноватые скальные по-

роды) и практически водонепроницаемые − кф  меньше 0,001 м/сут (глины, мо-

нолитные нетрещиноватые скальные породы).

Водонепроницаемые породы  принято  называть  водоупорами. Действи-

тельно, при большой мощности глины практически водоупорны. Однако абсо-

лютно водонепроницаемых пород в природе не существует.