подземных вод

СПБГУАП группа 4736

высушивания.

Влажность почв часто выражают в миллиметрах слоя воды А,

содержащейся в почве:

(2.4)

где - удельный вес почвы; Н - мощность почвенного слоя в сантиметрах. Объем воды слоем 1 мм на площади 1 гектар составит 10 м3.

Водоотдача - способность породы, насыщенной водой, отдавать путем свободного стенания то или иное количество воды. Характеризуется коэффициентом водоотдачи, т. е. отношением объема стекающей из насыщенной породы воды к объему всей породы, и выражается либо в долях от единицы, либо в процентах.

Водопроницаемость - способность породы пропускать через себя воду.

Водопроницаемость и водоотдача зависят от пористости, от размера и формы пор породы. Чем больше диаметр пор, тем лучшей водопроницаемостью и большей водоотдачей обладают породы.

Водопроницаемость почв, помимо их природных свойств, зависит также от степени их окультуренности. На водопроницаемость почв оказывает влияние наличие в них защемленного воздуха. Изолированные скопления последнего в порах почвы сокращают живое сечение пор, через которое может просачиваться вода. Водопроницаемость почв не остается постоянной:

сухая почва обладает большей водопроницаемостью, при насыщении почвы водой происходит набухание почвенных коллоидов, что приводит к сужению почвенных пор, разрушению структурных отдельностей и как следствие к уменьшению водопроницаемости.

По степени водопроницаемости породы подразделяются на две основные группы: водопроницаемые и водонепроницаемые, или водоупорные. К водопроницаемым относятся грубозернистые или

СПБГУАП группа 4736

грубообломочные породы (галечник, гравий, песок) и массивные трещиноватые породы (мрамор, гранит, известняк).

Водоупорными называются такие породы, которые практически через себя воду не пропускают или пропускают очень медленно. Это плотные массивные монолитные породы (мрамор, гранит, базальт) или осадочные мелкозернистые породы (глины, глинистые сланцы). Их водопроницаемость в естественных условиях настолько мала, что ею можно пренебречь, а

коэффициент водоотдачи близок к нулю. Большая группа пород относится к полупроницаемым породам (глинистые пески, лёсс, торф, песчаники,

пористые известняки, мергели и др.).

При изучении водных свойств зернистых пород и почв необходимо иметь представление о размере зерен. С этой целью производят механический, или так называемый гранулометрический, анализ пород.

Сущность этого анализа заключается в разделении образца породы на порции

(фракции определенных диаметров зерен) и в перечислении фракций в процентные отношения к весу всего образца. По данным механического анализа в неоднородной породе, состоящей из частиц различного диаметра,

выделяют действующую (эффективную) величину зерен. Считается, что просачивание воды через фракции данного диаметра соответствует просачиванию воды в природной смеси данной пробы.

СПБГУАП группа 4736

Рис. 2.1 Типовой график сжимаемости порового пространства песчаной

(1) и глинистой (2) породы под влиянием приложенного к ней давления ε = f(р)

Упругость горных пород. Размеры пор зависят от укладки минеральных зерен, а размеры трещин - от их раскрытости. Под влиянием внешней нагрузки и с ростом глубины залегания пород скважность

(пустотность) пород снижается главным образом за счет более плотной укладки минеральных зерен и уменьшения раскрытие трещин, т. е.

сокращения объема пустотности, и в меньшей степени под влиянием упругого сжатия, вязко-пластических и других деформаций скелета породы.

Пески, галечники, аргиллиты, песчаники и карбонатные породы обычно рассматриваются как упругодеформируемое (или линейно деформируемое)

тело, способное после снятия нагрузки восстанавливать первоначальную структуру порово-трещинного пространства. Глины и суглинки при небольших изменениях давления Рс на породу ведут себя как условно упругодеформируемое тело, а при значительных - в них проявляются пластические и другие деформации. Характер изменения пустотного пространства под влиянием эффективных давлений рс на скелет породы оценивается экспериментальной кривой зависимости ε=f(рс), которая называется компрессионной кривой. На рис. 2.1. показаны типовые кривые для упругодеформируемой и условно упругодеформируемой сред. Уклон кривых характеризует величину коэффициента сжимаемости ас. Часто

СПБГУАП группа 4736

пользуются показателем удельного сжатия (расширения) скелета породы βс.

Минеральный скелет породы сжимается очень слабо, и для базальтов,

кварцитов, аргиллитов, песчаников и известняков величина βс имеет порядок

(0,8-5)10-11 Па-1, что на порядок меньше, чем для воды.

Закон Гука для линейно деформируемой породы можно записать в виде

(2.5)

где учтено, что е связано с п зависимостью; Vп=Vn - объем порового пространства в деформируемом объеме V; Vn=V(1-n) - объем минерального скелета породы в заданном объеме V (принимается неизменным).

Виды воды и взаимодействия в системе «горная порода - подземные воды»

Для задач динамики подземных вод зоны активного водообмена интерес, представляют свободная и физически связанная вода. В качестве критерия для оценки количества связанной воды в поровом пространстве используются максимальная молекулярная (для песков) и наименьшая полевая (для суглинков и глин) влагоемкости. Для песков изменяется от первых до 12 %, а для глин составляет 20-25 % и более, что существенно уменьшает живое сечение пор, так как связанную воду считают неподвижной.

Молекулярные взаимодействия. Вода в порово-трещинном пространстве находится под влиянием молекулярных взаимодействий,

возникающих между минеральным скелетом и поровым раствором

(диссоциированными молекулами воды, ионами, коллоидными частицами,

органическими комплексами и т. п.). Влияние этих взаимодействий существенно снижается с удалением от поверхности минерального скелета.

СПБГУАП группа 4736

Оно максимально в тонкодисперсных (глинистых) породах и мало - в песках с крупными порами. Взаимодействие проявляется в определенной ориентировке дипольных молекул воды и других заряженных частиц раствора около отрицательно заряженных минеральных частиц. Образуются слои или зоны с разными структурой и интенсивностью молекулярной связи

(рис. 2.2). Наиболее прочные связи существуют во внутреннем слое и межпакетном пространстве глинистых минералов.

Рис. 2.2 Схема молекулярных взаимодействий в поровом пространстве:

а - сечение условной поры со слоями структурированных частиц порового раствора; в - график изменения энергии связи частиц раствора с поверхностью минерального скелета; 4 - кривая потенциальной энергии молекулы воды при ее взаимодействии с соседними частицами. 1 -

отрицательно заряженная минеральная частица; 2 - молекула воды; 3 -

катион; 4 - условные границы слоев. Стрелками дано направление потоков частиц между слоями.

В следующем, адсорбционном слое (слой Гельмгольца) ближайшие к твердой поверхности частицы раствора прочно связаны с ней, а другие, более удаленные, строго ориентированы. Энергия связей здесь тоже очень высока.

В третьем (диффузном) слое толщиной 1-10 нм молекулы и ионы менее ориентированы (менее структурированы). Энергия их связи с минеральной частицей невелика. В четвертом слое имеется зона свободной воды, где молекулярные взаимодействия практически равны нулю. С ростом

СПБГУАП группа 4736

температуры и давления толщина диффузного слоя убывает, особенно резкие изменения наблюдаются при 60-80°С. На толщину этого слоя влияет состав обменных катионов. Структурированность воды влияет на характер ее движения под действием внешних сил.

Молекулы любого вещества совершают тепловые трансляционные колебательные движения около временного положения равновесия, переходя скачками из одного положения равновесия в другое. Положению равновесия отвечает минимум энергии частицы. Основные положения теории трансляционного движения молекул вещества были сформулированы Я. И.

Френкелем в 1925 г. В качестве структурной теории водных растворов они получили развитие применительно к проблеме формирования химического состава подземных вод в работах, а применительно к исследованию физических основ фильтрации воды в горных породах - в работе. Частица раствора, совершая трансляционное движение и соударяясь с соседними,

накапливает некоторый запас энергии, который называется энергией активации Еа. Из одного положения равновесия в другое она переместится,

если ее энергия активации E`а окажется больше, чем потенциальный барьер

Ei под которым понимают максимум энергии между двумя соседними минимумами, соответствующими положениям временного равновесия данной частицы. На рис. 2.2, в на кривой потенциальной энергии молекулы А глубокий (левый) минимум отвечает взаимодействию молекулы воды А с ионом С (ион-дипольное взаимодействие) и временному положению равновесия, а правый (менее глубокий)-взаимодействию двух молекул воды А и В (диполь-дипольное взаимодействие) и следующему положению равновесия.

Возможны два случая перемещения частицы жидкости, когда Еа >Ei

или (Eа + Ев) >Еi (где Eв - энергия внешних сил). В первом случае трансляционный скачок равновероятен во все стороны, а во втором -

направлен по действию внешней силы, так как в этом направлении уменьшается Еi.

СПБГУАП группа 4736

Молекулы воды и растворенного вещества перемещаются внутри поры из слоя в слой, хотя толщина самих структурированных слоев, обусловленная минеральным составом скелета, характером раствора и термодинамическими условиями, сохраняется. Принимая, что в общем балансе сил, действующих на связанную воду, доля сил гравитации и гидростатического давления невелика, принято считать физически связанную воду практически неподвижной и условно относить ее к минеральному скелету. Однако нельзя забывать, что количество связанной воды в породе и возможность ее перехода в свободную зависят от температуры, механического давления на породу, минерализации и состава поровой воды.

Капиллярные взаимодействия. В зоне аэрации в условиях неполного водонасыщения воздух представляет собой самостоятельную непрерывную фазу, поэтому в поровом пространстве на контакте воды и воздуха проявляется действие капиллярных сил. Такое взаимодействие наблюдается по простиранию водоносного горизонта на линии уровня грунтовых вод и в вертикальной плоскости, когда в зоне аэрации движется нисходящий поток инфильтрующейся воды (из каналов или шурфов при специальных опытных наливах). На линии, разделяющей области полного и неполного водонасыщения, проявляются капиллярные взаимодействия и формируется зона, которую называют капиллярной. На разделяющей линии гидростатическое давление равно атмосферному и обычно принимается за нулевое; в капиллярной зоне давление отрицательное.

При медленных изменениях гидростатического давления в зоне полного насыщения (например, при колебаниях уровня грунтовых вод)

капиллярная зона успевает перемещаться вслед за движением границы нулевого давления; при быстрых изменениях этого не наблюдается и происходит нарушение контакта. Математически учесть это явление сложно,

и в теории фильтрации обычно по линии уровня грунтовых вод капиллярными взаимодействиями пренебрегают, сохраняя предпосылку о медленном перемещении этого уровня. Детально эти взаимодействия

СПБГУАП группа 4736

учитываются в теории влагопереноса. В нижней части капиллярной зоны капиллярная вода обладает свойствами свободной: передает гидростатическое давление и движется в соответствии с общим уклоном грунтовых вод.

СПБГУАП группа 4736

Глава 3. Закономерности распространения подземных вод в горных породах

Гидрогеологическая стратификация

Гидрогеологическая стратификация осадочных пород исходит из наличия выдержанных по площади водосодержащих коллекторов пластового, порово-пластового, трещинно-пластового пли более сложных типов, чередующихся в разрезе с водоупорными толщами. Строго обоснованная система деления этих толщ на водоносные породы пока

отсутствует.

С конца прошлого века за основное подразделение водоносных пород традиционно принято считать водоносный горизонт (англ. и франц.- aquifer,

нем.- Grundwasserleiter), именуемый иногда водоносным пластом или водоносным слоем. Определение этого понятия до сих пор различными

исследователями дается далеко не одинаково.

В соответствии с имеющимися определениями (М. Е. Альтовского, А.

М. Овчинникова, А. С. Рябченкова, Р. де Уиста и др.), под водоносным горизонтом следует понимать относительно выдержанную и единую в гидравлическом отношении толщу (пласт, слой и т. д.) водопроницаемых горных пород, поры, трещины или пустоты которых заполнены подземной

водой.

Водоносный горизонт чаще всего сложен однородными или близкими по литолого-фациальному составу и фильтрационным свойствам отложениями. Вовсе не обязательна его приуроченность к определенной единице стратиграфической шкалы. Он может быть образован одним или несколькими слоями водонасыщенных пород; в первом случае он будет

СПБГУАП группа 4736

пьезометрическую. От выше- и нижележащих водоносных горизонтов он изолируется водоупорами, что не исключает гидравлической связи отдельных водоносных горизонтов между собой.

По характеру залегания и гидрогеодинамическим особенностям принято различать следующие основные разновидности:

) водоносные горизонты грунтовых вод - первая от поверхности постоянно обводненная толща пород, содержащая воды со свободным уровнем и залегающая на подстилающем ее водоупоре или на породах с иным типом и степенью водопроницаемости.

) водоносные горизонты межпластовых вод - водоносные отложения,

заключенные между водоупорами; они могут быть безнапорными

(грунтовыми) или напорными (артезианскими).

Водоносные породы, залегающие в различных частях разреза, следует относить к разным водоносным горизонтам. Однако в отношении того, надо ли разделять на два водоносных горизонта, например, обводненный аллювий

иподстилающую его водоносную зону интенсивно трещиноватых

«коренных» пород, мнения расходятся. А. С. Рябченков и И. К. Зайцев рекомендуют это делать, а Г. Я. Богданов и В. М. Кононов - объединяют в один водоносный горизонт, если они образуют единое гидравлическое целое.

Точно так же расходятся точки зрения исследователей на максимальную мощность водоносного горизонта.

Более крупной единицей гидрогеологического разреза следует считать водоносный комплекс. Он представляет собой толщу водонасыщенных пород, и которой из-за быстрой смены в плане пли по вертикали состава и свойств пород или вследствие сложных геолого-структурных особенностей, а

нередко в силу слабой изученности невозможно выделить самостоятельные водоносные горизонты.

Водоносный комплекс, по Г. Я. Богданову и В. М. Кононову (1975), это выдержанная толща одноили разновозрастных и разнородных пород,

ограниченная теми или иными водоупорами, затрудняющими или