2. Режим и баланс грунтовых вод

В соответствии с уравнением (5.18) водный баланс любого элемента (участка) грунтового водоносного горизонта может быть представлен в следующем виде:

А Н

W + K + Q +Q +W +Q Р 7. Q -Р -Q =и — /д (7.3.)

*МК)Н И II ^11 И г '

где W — инфильтрационное питание грунтовых вод; К — кон­денсация; @_1Ю11 — поглощение поверхностных вод; Q_H — приток из нижележащих водоносных горизонтов; \¥_п — искусственное питание; +(7 — приток грунтовых вод из смежного элемента по­тока; Р_и — разгрузка грунтовых вод на поверхность; Z — разгрузка суммарным испарением; Q_n — перетекание в нижележащий водо­носный горизонт; Р_п — искусственная разгрузка; -{?_1р — отток грунтовых вод в смежный элемент потока (все элементы уравне­ния могут быть выражены в единицах расхода: м³/сут, м³/год и г.д; или слоя воды, рассчитанного на площадь участка: мм/год, мм/сут и т.д.); и — гравитационная емкость водовмещающих пород (не­достаток насыщения при подъеме или водоотдача при понижении уровня грунтовых вод); АН — изменение уровня грунтовых вод в рассматриваемом элементе потока за расчетный период At (мм, м); У⁷ — площадь участка (м², км²).

Оценка всех составляющих общего балансового уравнения (7.3) является сложной, поэтому балансовые оценки обычно проводятся для участков или периодов года, в пределах которых отдельные элементы водного баланса грунтового горизонта равны нулю (на­пример, (?_1|ОВ = 0; А> ⁼ 0 и т.д.), или по упрощенным зависимостям вида

W_n-P±Q_H±AQ_iV-Q=YiAHF. (7.4)

где W_u = (fV+ К+ (?_||0|)+ WJ — суммарное питание грунтовых вод с поверхности; P=(Z + Р_п) — разгрузка фунтовых вод на поверх­ность; ±Q_u — приток (+) из нижележащих горизонтов или отток (-) в нижележащие горизонты; ±Л(?_гр — разность притока и оттока по грунтовому водоносному горизонту; Q₃ — эксплуатация грун­товых вод (рис. 7.5).

В общем случае границы балансового участка (в плане) могут иметь более сложную конфигурацию, чем это показано на рис. 7.5, и не являться непроницаемыми. Это в определенной мере услож­няет балансовые расчеты, но не меняет их условий. Каждая грани­ца (участок границы) балансового элемента водоносного горизонта должна быть охарактеризована значением расхода (±Q) или усло­вием (7=0.

Член балансового уравнения (7.4) ±\iAHF= А К характеризует изменение (баланс) объема свободных гравитационных вод (ЛИ), содержащихся в рассматриваемом элементе грунтового водонос­ного горизонта за расчетный период времени (Л?).

Таким образом, соотношение приходных (+) и расходных (-) составляющих водного баланса за расчетный период времени (At) определяет увеличение (+AV) или уменьшение (-ЛИ) объема грави­тационных вод, содержащихся в рассматриваемом элементе пласта, что приводит к подъему уровня грунтовых вод (+АН) и насыще­нию определенного объема пород зоны аэрации или к снижению уровня грунтовых вод (-АН) и осушению части объема пород грунтового водоносного горизонта. а

rJJrШАШ-*

L.

УВГ v I f

T

w_n

Рис. 7.5. Схема формирования вод­ного баланса элемента грунтового водоносного горизонта: a — в раз­резе; о — в плане. / — проницае­мые (водоносные) породы; 2 — сла­бопроницаемые породы (подошва горизонта); .? — границы балансо­вого элемента в плане (линии то­ков); 4 — уровень грунтовых вод на начало расчетного периода; 5 —- возможное положение уровня на конец расчетного периода и соот­ветствующая величина +ЛЯ; 6 — направление движения грунтовых вод; 7 — водозаборный колодец (скважина); 8 — балансовый эле­мент (в плане)

Величина подъема или снижения уровня грунтовых вод (±ЛН) определяется поступлением (оттоком) воды на единицу площади балансового участка в течение расчетного периода (Дг), которое может быть выражено удельным объемом ( К м³/км²), средним значением удельного расхода (Q_v, м³/сут* км²), модулем местного питания или разгрузки (А/, л/с • км²), или слоем воды (мм/сут, мм/год и т.д.), и значением гравитационной емкости (р — не­достаток насыщения пород зоны аэрации при подъеме уровня фунтовых вод или водоотдача пород грунтового водоносного гори­зонта при понижении уровня). При выражении поступления (отто­ка) воды на площадь балансового участка в виде слоя (U, мм/год, мм/сут и т.д.) величина подъема или снижения уровня грунтовых вод за этот период связана с величиной слоя воды соотношением

±АН - —, (7.5)

И

которое показывает, что при равных расходах воды (питание) из­менение уровней грунтовых вод (+Д//) наиболее резко происходит в породах с низкими значениями гравитационной емкости (на­пример, в породах с трещинной пустотностью, см. гл. 3).

По характеру изменения величин по площади балансового участка и во времени, а также их количественной оценки наибо­лее сложными элементами уравнения (7.4) являются Иф, Z, К, £?ггов' характеризующие взаимодействие грунтового водонос­ного горизонта через зону аэрации с поверхностью земли (поверх­ностными водами и атмосферой). Распределение этих величин по площади балансового участка определяется характером поверхности земли, режимом ее увлажнения, строением и составом пород зоны аэрации, температурным режимом воздуха, почвенного слоя и пород зоны аэрации. Но даже при прочих равных условиях из­менение этих величин по площади и во времени существенно ме­няется в зависимости от глубины залегания уровня грунтовых вод.

В общем случае соотношение величины атмосферного питания грунтовых вод W+K и разгрузки испарением Z^ с изменением глубины залегания уровня грунтовых вод может быть охарактери­зовано зависимостью, приведенной на рис. 7.6. Характер зависи­мости показывает, что при определенных глубинах залегания (меньше Л ) возможно соотношение W+ X = Z , при котором в балансовом смысле водообмен через зону аэрации равен нулю. Питание грунтовых вод, формирующееся за счет инфильтрации W в периоды увлажнения поверхности и конденсации К, уравно­вешивается расходом грунтовых вод на испарение и транспира-

W, мм/год -W разгрузка +W питание

испарением

-150 -100 -50 0 50 100 150

подземных вод

Рис. 7.6. Характер изменения величины ин- фильтрационного питания и разгрузки грунтовых вод испарением в зависимости от глубины их залегания (по И.С. Пашковскому)

h, м

10

ч

6 \

■>.4

цию растительностью Z_p в теплый период года. При меньших глуби­нах залегания разгрузка на испаре­ние и транспирацию превышает суммарную величину питания, при больших глубинах — водообмен горизонта с поверхностью характе­ризуется наличием атмосферного питания (W+K> 0), величина ко­торого возрастает с увеличением глубины залегания и стремится к постоянному значению при не­которой глубине залегания (h>h ). Результаты балансовых оценок питания и разгрузки грунтовых вод показывают, что изменение глубин залегания грунтовых вод от участка к участку, в различные сезоны года и в многолетнем периоде определяет сложное соот­ношение величин W, A', Z, Q (табл. 7.5).

Таб. ш ца 7.5

Баланс грунтовых вод на участках Боровского поста за 1960—1961 гг.

{Лебедев, Ярцева, 1967)

Расчетный участок	Средняя глубина залегания уровня грунтовых вод, м	Инфильтрация атмосфер­ных осадков, мм	Разгрузка испарением, мм	Питание (+), раз!рузка (-) грунтовых вод, мм	Приток к балансовому участку (+), отток (-)	Изменение уровней грунто­вых вод за 1960—1961 гг., м
Урез оз. Боровское, скв. 2	2,3	181	73	-133	+ 108	-0,17
То же, скв. 19	0,8	28	67	+9,0	-39	-0,20
То же, скв. 15—17	4.0	34	51	-22	-17	-0,26
Урез оз. Зотово, скв. 6	1.5	100	182	+59	-82	-0,15
То же. скв. 3—19	4,5	177	-	-220	+ 177	-0,23
То же. скв. 2—5	11,0	75	-	-84	+75	-0.06

Изменения элементов водного баланса грунтового водоносно­го горизонта во времени (в течение года, в многолетнем периоде и т.д.) определяют особенности гидрогеодинамического режима грунтовых вод, который проявляется в изменении уровней грун­товых вод (глубин залегания), скоростей и расходов грунтовых потоков, дебитов источников. В общем случае с периодами фор­мирования интенсивного питания грунтовых вод связаны периоды подъема уровня, пополнение запасов грунтовых вод, увеличение дебитов источников и т.д. В периоды отсутствия питания или отно­сительного уменьшения его величин происходят сработка запасов грунтовых вод за счет формирования различных видов разгрузки, снижение уровней, уменьшение дебитов источников (см. рис. 5.4). Однако в каждом конкретном случае эти общие закономерности проявляются по-разному. В зависимости от глубин залегания грун­товых вод, типа водовмещающих пород и других факторов коле­бания уровней не совпадают по времени и амплитуде. При отсут­ствии (малых величинах) местного питания подъем уровня может быть связан с увеличением притока со смежных участков. Интен­сивное питание грунтовых вод, компенсирующееся увеличением оттока в смежные блоки или в нижележащий водоносный гори­зонт, не приводит к заметному повышению уровней грунтовых вод и т.д.

Особенности формирования режима грунтовых вод и его связь с основными режимообразующими факторами (см. гл. 5) можно представить исходя из принципов районирования территории по типу режима грунтовых вод (Г.Н. Каменский, А.А. Коноплянцев, B.C. Ковалевский и др.).

Наиболее крупной единицей районирования является провин­ция, выделяемая по типу климатических условий территории, оп­ределяющих количество атмосферных осадков и их распределение внутри года, среднегодовые температуры воздуха, их изменение от сезона к сезону и др.

В пределах территории России в целом выделено три типа провинций (Ковалевский, 1983): I) кратковременного летнего пи­тания грунтовых вод и их промерзания в зимний период (область распространения многолетнемерзлых пород); 2) сезонного весен­не-летнего питания на территориях с зимним промерзанием зоны аэрации, для которой характерны весенний (период снеготаяния) и осенний максимумы и летне-осенний и предвесенний минимумы уровня грунтовых вод (см. рис. 5.4); 3) зимне-весеннего питания (при отсутствии или спорадическом промерзании зоны аэрации) с максимальными подъемами уровня в конце зимы—начале весны и минимумом в летне-осенний период.

В каждой провинции по степени увлажнения выделяются три зоны: обильного (/Г >1), умеренного (А' =0,5—1,3) и скудного (А_у<(),5) питания грунтовых вод:

Д'-'ШФ- (7.6)

где A'_n — коэффициент увлажнения; К_и — коэффициент поверх­ностного стока, доли единицы; X — годовая сумма осадков, мм; Z_{] — испаряемость, мм/год.

Соотношения годовой суммы осадков, испарения и поверхност­ного стока при прочих равных условиях определяют величину питания грунтовых вод и, следовательно, в общем случае ампли­туды колебаний уровней, изменение дебитов источников и т.д.

В пределах территорий, единых по внутригодовому распределе­нию и потенциальным величинам питания, различия гидродинами­ческого режима фунтовых вод в решающей степени определяются условиями дренирования. Это учитывается выделением областей с различной глубиной и степенью эрозионной расчлененности рельефа: слабодренированные области с глубиной расчлененности до 50—60 м и густотой эрозионной сети менее 0,3 км/км², дрени­рованные — 150—200 м и 0,4—0,9 км/км² и сильнодренирован- ные — более 200 м и более 1 км/км².

Глубина и степень эрозионной расчлененности рельефа опре­деляют глубины залегания уровня грунтовых вод, расстояния от центральных частей междуречных пространств до дрен (длина пу­тей фильтрации), уклоны грунтовых потоков и, следовательно, скорости их движения, что в решающей степени определяет осо­бенности гидродинамического режима грунтовых вод. В значи­тельной мере дренированность территории определяет также ин­тенсивность процессов поверхностного стока, что обусловливает различие величин питания грунтовых вод.

На территории области гидрогеологические районы с едиными условиями формирования режима грунтовых вод выделяются на основе единства строения и состава водовмещающих пород (во­доносный горизонт) и пород зоны аэрации. Строение гидрогео­логического разреза и состав пород определяют в этом случае параметры водоносного горизонта и зоны аэрации, а следовательно, условия (расходы) питания и разгрузки грунтовых вод, взаимодей­ствие с нижележащими горизонтами, скорости и расходы потока грунтовых вод. Наиболее резко состав горных пород проявляется в формировании режима трещинных и трещинно-карстовых вод (см. гл. 9).

В границах гидрогеологических районов участки с различными видами режима грунтовых вод выделяются с учетом особенностей строения рельефа территории: междуречный вид режима, склоно­вый, террасовый и приречный (приозерный, приморский). При этом учитывается главным образом характер гидродинамических границ потоков и условия формирования приходных и расходных статей баланса грунтового водоносного горизонта (рис. 7.7).

W_n

1

' + + + + + + + +'

Рис. 7.7. Схема формирования междуречного режима фунтовых вод:

/ — проницаемые (водоносные) породы; 2 — слабопроницаемые породы; 3 — положение уровня грунтовых вод в периоды интен­сивного питания (макс) и отсутствия питания (мин); 4 — направ­ления движения грунтовых вод; 5 — примерные границы области с междуречным типом режима

Геотемпературный режим грунтовых вод формируется под воз­действием суточных, сезонных и многолетних колебаний темпе­ратур воздуха у поверхности земли, накладывающихся на посто­янный тепловой поток, поступающий из недр Земли.

В соответствии с этим в вертикальном разрезе литосферы ниже поверхности земли могут быть выделены последовательно: зона суточных колебаний температуры, годовых, многолетних колеба­ний и зона относительно постоянных температур (нейтральный слой), температура которого примерно соответствует среднегодовой температуре воздуха данного района.

Распространение атмосферных колебаний температуры в верх­нюю часть литосферы осуществляется путем молекулярно-диф­фузионного переноса тепла через породы зоны аэрации и в виде конвективного переноса тепла с нисходящими потоками подземных вод. По данным B.C. Ковалевского, распространение колебаний температур на глубину происходит практически без изменения периода колебаний (суточный, годовой, многолетний). Период времени между минимумами и максимумами температуры на раз­личных глубинах остается примерно одинаковым при определен­ном сдвиге времени наступления минимумов и максимумов по сравнению с температурой воздуха у поверхности земли. В то же время с увеличением глубины залегания происходит постепенное уменьшение абсолютных значений максимальных годовых темпе­ратур и увеличение минимальных температур, а следовательно, постепенное уменьшение амплитуды изменения температур. В пре­делах “нейтрального” слоя амплитуды колебания температур прак­тически равны нулю.

Наиболее существенные изменения температуры грунтовых вод (геотермический режим грунтового водоносного горизонта) опре­деляются, как правило, характером годовых (сезонных) колебаний температур. В зависимости от глубины залегания и климатических условий местности температура грунтовых вод в течение года мо­жет изменяться от отрицательных температур в северных районах с промерзанием грунтовых вод до 30—35°С и более в аридных зо­нах. Амплитуда изменения температуры грунтовых вод в годовом периоде (значения максимальной и минимальной температур) также определяется глубиной залегания грунтовых вод и климати­ческими условиями местности и может достигать 15—20°С и более (B.C. Ковалевский). Глубины проявления годовых колебаний тем­пературы грунтовых вод в зависимости от строения разреза и кли­матических условий местности достигают 20—40 м.

Суточные колебания температуры грунтовых вод относительно резко проявляются только в районах с континентальным климатом в летний период при глубинах залегания уровня грунтовых вод менее 1 м. При глубинах затегания уровня более 2,0—2,5 м суточ­ные колебания температуры грунтовых вод, как правило, не фик­сируются.

Нисходящая фильтрация подземных вод на участках интенсив­ного питания, как правило, при относительно высокой проницае­мости водовмещающих пород может определять резкие увеличения глубин проявления суточных и годовых колебаний температуры грунтовых вод. Так, по данным Н.М. Фролова, заметные (около 0,2°С) суточные колебания температуры грунтовых вод в районе Алма-Аты отмечались на глубине 37,5 м; менее выраженные (0,1 — 0,07°С) годовые колебания температуры подземных вод — на глу­бинах до 1200 м (Крым).

Таким образом, гидродинамический режим грунтовых вод (виды и величины питания, их распределение во времени и т.д.) опре­деляют особенности формирования геотермического режима и в значительной мере формирование химического состава грунтовых вод и их гидрогеохимический режим (см. ниже).