»

ляции подмерзлотные воды аналогичны напорным водам в районах с умеренным климатом.

Запасы подмерзлотных вод значительны. Водообильность высокая, особенно карстовых подмерзлотных вод. Минерализация вод пестрая (от пресных до рассолов).

3.7. Движение подземных вод

3.7.1. Общие понятия о движении подземных вод

Подземные воды в большинстве случаев находятся в движении. Раздел гидрогеологии, изучающий закономерности движения подземных вод, называ-

ется динамикой подземных вод.

Законы движения подземных вод используются при гидрогеологических расчетах водозаборов, дренажей, определении притоков воды к строительным котлованам и т. д.

Подземные воды могут передвигаться в горных породах как путем инфильтрации, так и фильтрации. При инфильтрации передвижение воды происходит при частичном заполнении пор воздухом или водяными парами, что обычно наблюдается в зоне аэрации. При фильтрации движение воды происходит при полном заполнении пор или трещин водой. Масса этой движущейся воды создает фильтрационный поток.

Фильтрационные потоки подземных вод различаются по характеру движения, гидравлическому состоянию, режиму фильтрации и т. д.

Движение подземных вод может быть установившимся и неустановив-

шимся, напорным и безнапорным, ламинарным и турбулентным.

При установившемся движении все элементы фильтрационного потока (скорость, расход, направление и др.) не изменяются во времени. Во многих случаях эти изменения настолько малы, что для практических целей ими можно пренебречь.

Фильтрационный поток называется неустановившимся, если основные его элементы изменяютсянетолькооткоординатпространства, ноиотвремени.

Подземный поток становится переменным, т. е. приобретает неустановившийся характер движения под действием различных естественных и искусственных факторов (неравномерная инфильтрация атмосферных осадков, откачка воды из скважины, сброс сточных вод на поля фильтрации и т. д.).

По гидравлическому состоянию различают безнапорные, напорные и на- порно-безнапорные потоки подземных вод.

Для безнапорных потоков характерно неполное заполнение водой поперечного сечения водопроницаемого пласта. Безнапорные потоки имеют свободную поверхность, движениеводывнихпроисходитподдействиемсилытяжести.

Напорные потоки характеризуются полным заполнением поперечного сечения водопроницаемого пласта водой, имеется пьезометрический уровень, движение воды происходит как под действием силы тяжести, так и за счет упругих свойств воды и водовмещающих пород.

81

Напорно-безнапорные потоки образуются при откачке воды из скважин, если пьезометрический уровень опускается ниже кровли напорного водоносного пласта.

Движение подземного потока может быть ламинарным и турбулентным. При ламинарном движении струйки воды передвигаются без завихрений, параллельно друг другу. Ламинарный характер движения воды наблюдается не только в пористых, но и в трещиноватых породах с коэффициентом фильтрации до 300-400 м/сут.

В породах с крупными трещинами и пустотами, с коэффициентом фильтрации более 300-400 м/сут, а также в хорошо промытых галечниках движение воды в отдельных случаях носит вихревой характер, или турбулентный. Этот тип движения в горных породах наблюдается сравнительно редко.

При известных допущениях фильтрационные потоки в плане можно рассматривать как плоские или радиальные.

Плоским называется поток подземных вод, в котором струйки направлены более или менее параллельно друг другу.

Радиальный поток отличается различным направлением струек: сходящимся или расходящимся. Примером радиального потока может служить движение грунтовых вод при откачке воды из скважины (рис. 33).

11

Рис. 33. Потоки грунтовых вод: а – плоский; б – радиальный (расходящийся); в − радиальный (сходящийся)

Решение задач о движении подземных вод, выбор метода гидрогеологического расчета и расчетной схемы производят на основе схематизации (упрощения) природных гидрогеологических условий. При этом учитывают основные особенности фильтрационного потока подземных вод (характер движения, гидравлические характеристики, фильтрационные свойства пород, границы водоносных горизонтов и т. д.).

В зависимости от степени учета особенностей потока подземных вод решение конкретных фильтрационных задач выполняется на основе простых или строгих аналитических или численных методов. В особо сложных случаях используют методы моделирования, что позволяет, особенно с помощью ЭВМ, наиболее полно учитывать сложные природные условия, а это повышает достоверность гидрогеологических прогнозов.

82

3.7.2. Основной закон фильтрации подземных вод − закон Дарси

Движение подземных вод происходит при наличии разности гидравлических напоров (уровней). Воды движутся от мест с более высоким напором (уровнем) к местам с низким напором (рис. 34).

Н

Н1

Н2

l

Рис. 34. Схема движения (фильтрации) грунтовой воды

Для получения более обоснованных значений коэффициента фильтрации применяются расчетные, лабораторные и полевые методы.

Чем больше разность напоров Н = Н1 − Н2, тем скорость движения подземных вод будет выше. Отношение разности напоров Н к длине пути фильт-

рации l называют напорным или гидравлическим градиентом I = Н / l.

Фильтрация в полностью водонасыщенных грунтах при ламинарном режиме движения подчиняется закону Дарси:

Q = kф.F( Н/ l) = kфFI,

где Q − расход воды или количество фильтрующей воды через поперечное сечение F в единицу времени, м3/сут;

kф − коэффициент фильтрации, м/сут;

F − площадьпоперечногосеченияпотокаводыиливодоносногопласта, м2; Н − разность напоров, м;

l − длина пути фильтрации, м; I − напорный градиент.

Разделив обе части уравнения на площадь сечения F и используя понятие скорости фильтрации ν, т. е. отношение расхода Q к площади поперечного сечения потока, ν = Q/F, получаем

v = kф·I.

Из этого выражения закона Дарси следует, что скорость фильтрации пропорциональна напорномуградиентувпервойстепени(приламинарномдвижении).

83

Закон Дарси в дифференциальной форме имеет вид:

h = −kф (dН/dl).

Знак «минус» означает, чтопопутидвижениязначениенапорауменьшается. Если принять, что I = 1, то уравнение v = к·I получает вид ν = kф или kф = ν, т. е. коэффициент фильтрации − это скорость фильтрации при напорном гра-

диенте, равном единице. Поэтому размерность коэффициента та же, что и скорости фильтрации воды, т. е. м/сут, см/с и т. д.

Скорость фильтрации по формуле v = Q/F не отвечает действительной скорости движения воды в породе. Это связано с тем, что в формулу входит величина F, отражающая все сечение фильтрующейся породы, а вода, как известно, течет лишь через часть сечения, равную площади пор и трещин породы. Поэтому величина v является кажущейся.

Действительную скорость движения воды д определяют с учетом пористости породы:

д = Q / Fn = / n,

где n − пористость, выраженная в долях единицы.

Так как величина пористости всегда меньше единицы, то действительная скорость движения воды всегда значительно выше скорости фильтрации (примерно в 3−4 раза). Например, в галечниках при n = 0,25 действительная скорость движения подземных вод будет в 4 раза выше скорости фильтрации. В глинистых породах часть пор занята связанной водой и вода передвигается только через открытые поры, поэтому в данном случае в формулу вводят не n, а nакт (активную пористость).

Закон Дарси, или линейный закон фильтрации, справедлив для преобладающего числа случаев фильтрации в самых разнообразных породах, поэтому его называют основным законом движения подземных вод. Однако закон Дарси не является всеобщим.

Движение турбулентного потока не подчиняется закону Дарси. Для выражения фильтрации воды в породах с крупными пустотами и трещинами, в хорошо промытых галечниках при турбулентном режиме служит уравнение А. А. Краснопольского, характеризующее нелинейный закон фильтрации:

= kк I ,

где кк – коэффициент, определяемыйопытнымпутемвполевыхусловиях.

3.7.3. Фильтрационные параметры горных пород и водоносных пластов

К основным фильтрационным параметрам относят, прежде всего, коэффициенты фильтрации, а также водопроводимости, пьезопроводности и уровнепроводности.

84

Коэффициент фильтрации. Как следует из основного закона движения подземных вод, коэффициент фильтрации − это скорость фильтрации при напорном градиенте I=1. Величина коэффициента фильтрации грунтов в основном определяется геометрией пор, т. е. их размерами и формой. На величину коэффициента фильтрации влияют также свойства фильтрующейся воды (вязкость, плотность), минеральный состав грунтов, степень засоленности и др.

Методы определения. Приближенная оценка величин коэффициента фильтрации возможна по табличным данным (например, по Н. А. Плотникову, табл. 9).

Расчетным путем коэффициент фильтрации определяют преимущественно для песков и гравелистых пород.

Расчетные методы являются приближенными и рекомендуются лишь на первоначальных стадиях исследования. Для расчетов используется одна из многочисленных эмпирических формул, связывающих коэффициент фильтрации грунта с его гранулометрическим составом, пористостью, степенью однородности и т. д.

Лабораторные методы основаны на изучении скорости движения воды через образец грунта при различных градиентах напора. Все приборы для лабораторного определения коэффициента фильтрации могут быть подразделены на два типа: с постоянным напором и с переменным.

Приборы, моделирующие постоянство величины напорного градиента, т. е. установившееся движение (приборы Тима, Тима-Каменского, трубка конструкции Спецгео и др.), применимы в основном для грунтов с высокой водопроницаемостью. Принцип работы приборов следующий. В цилиндрический

85

сосуд с двумя боковыми пьезометрами Пх и П2 помещают испытуемый грунт (рис. 35). Через него фильтруют воду под некоторым напором. Зная диаметр цилиндра F, напорный градиент (I = ( H/l) и измерив расход профильтровавшейся воды Q, находят коэффициент фильтрации по формуле

Q = kфIF; kф = Q/FI = Ql/F(h1−h2),

где h1 и h2 − показания пьезометров;

зволяет широко их использовать для массовых определений коэффициента фильтрации.

Полевые методы позволяют определить коэффициент фильтрации в условиях естественного залегания пород и циркуляции подземных вод, что обеспечивает наиболее достоверные результаты.

Вместе с тем полевые методы более трудоемкие и дорогие в сравнении с лабораторными методами.

Коэффициент фильтрации водоносных пород определяют с помощью откачек воды из скважин, а в случае неводоносных грунтов − методом налива воды в шурфы и нагнетанием воды в скважины.

Коэффициент водопроводимости представляет собой произведение коэффициента фильтрации (kф) на мощность водоносного пласта (hср или m)

Т − kфhср, Т = кфm,

где hср − средняя мощность безнапорного водоносного пласта; m − мощность напорного пласта;

T − коэффициент водопроводимости, м2/ сут.

Коэффициент пьезопроводности − показатель перераспределения напоров в водоносном напорном пласте в условиях неустановившейся фильтрации. Коэффициент пьезопроводности (а) зависит от упругих свойств подземных

86

вод, а также от пористости, коэффициента фильтрации и упругих свойств водоносной породы

а= kф/пакт в + в,

где kф – коэффициент фильтрации породы; пакт – активная пористость;

βв и βп – коэффициенты объемной упругости, соответственно, воды и

породы.

Коэффициент уровнепроводности отражает способность водоносного пласта передавать изменения уровня подземных вод со свободной поверхностью в процессе неустановившейся фильтрации. Коэффициенты пьезопроводности для артезианских вод изменяются от 103 до 107 м2/сут, а коэффициенты уровнепроводности для грунтовых вод – от 0,2 • 103 до 104 м2/сут.

Для гидрогеологических расчетов в условиях установившейся фильтрации достаточно иметь данные только о коэффициенте фильтрации. При неустановившемся движении необходимо определять не только коэффициент фильтрации, но и коэффициенты уровнепроводности (пьезопроводности)

3.7.4. Расход плоского потока подземных вод

Типичным примером плоского потока может служить движение подземных вод к траншеям, штольням и другим горизонтальным выработкам. Плоский поток может быть грунтовым (безнапорным) и напорным. Он может пере-

мещаться в однородных и неоднородных пластах, при горизонтальном и наклонном водоупоре.

Расход грунтового (безнапорного) потока в однородных пластах. Водо-

упор горизонтальный. Согласно основному закону фильтрации – закону Дарси − в пределах рассматриваемого участка расход грунтового потока в однородных пластах может быть определен как:

Q = kфJF = kфIср Bhср,

где kф – коэффициент фильтрации водоносного пласта, м/сут; В − ширина потока, м;

Iср – средняя мощность потока, м;

hср − средний напорный градиент потока.

Принимая hср = (hl + h2) / 2 и Iср = (h1 — h2)l, расход грунтового потока можно выразить формулой:

Q = [кфВ (h1 + h2) / 2] [(h1 − h2) / l ] = кфВ (h12 − h22) / 2l.

Расход плоского потока удобнее выражать на единицу его ширины, т. е. в виде единичного расхода q = Q/B, где q – единичный расход плоского потока,

87

т. е. количество воды, протекающее в единицу времени через сечение потока шириной 1 м:

q = кф(h12 − h22)/21

При наклонном водоупоре единичный расход грунтового потока определяется также из закона Дарси:

q = [kф(h1 + h2) / 2] [(H1 − Н2) / l ] ,

где Н1 и Н2 – напоры воды в сечения I и II, отсчитанные от условной плоскости сравнения (0—0) или уровня моря.

При движении подземных вод в неоднородных водоносных пластах, т. е. пластах, состоящих из ряда слоев с различной водопроницаемостью, для определения расхода потока подземных вод вводится средний коэффициент фильтрации пласта кфср.

3.8. Естественныевыходыподземныхводнаповерхность(источники)

3.8.1. Общие сведения об источниках

Естественный выход подземных вод на земную поверхность называют источником (или родником, ключом, криницей). В сущности, источник − это естественное вскрытие подземных вод. По А. М. Овчинникову, источники можно рассматривать как своеобразные природные сооружения, из которых ведется откачка воды.

Количество воды, которое дает источник в единицу времени, называется

дебитом или расходом источника (л/с, м3/сут).

Происхождение источников, их химический и газовый состав, температура, дебит, постоянство существования различны. Это объясняется разнообразием питающих их водоносных горизонтов, различиями в геологическом строении и геоморфологии районов.

Наибольший практический интерес представляет классификация источников по характеру их выхода на поверхность (гидродинамическому признаку), т. е. разделение их на нисходящие и восходящие (рис. 36).

приажные (приделювиемподпоре на глубине магматическими породами), 5 —

подпоре , 4 − барражные (при подпоре на глубине

переливающиеся; 6 — карстовые; 7— восходящие источники

магматическими породами), 5 − переливающиеся; 6 − карстовые; 7 – восходящие источники

88

3.8.2 Нисходящие источники

Нисходящие источники образуются при естественном выходе на дневную поверхность безнапорных вод (грунтовых, трещинно-грунтовых и др.). Подземная вода к нисходящему источнику движется сверху вниз: от области питания к области дренирования, где она и выходит на поверхность. Источники этого типа встречаются в пониженных частях рельефа (речных долинах, оврагах, балках), и в зонах контакта пород различной водопроницаемости.

Различают источники сосредоточенные, т. е. выходящие в одном месте, и рассредоточенные, когда грунтовая вода выходит в виде отдельных источников вдоль склона оврага или речной долины.

Среди нисходящих источников для водоснабжения чаще всего используют источники карстовых и грунтовых вод.

Карстовые источники образуются при выходе подземных вод из трещин и полостей закарстованных пород. Дебит карстовых источников достигает огромных величин − нескольких кубических метров в секунду. Так, например, дебит источника Красный Ключ в долине р. Уфы равен 15 м3/с (в период снеготаяния 30-50 м3/с), в районе г. Гагры − 8 м3/с. Крупные карстовые источники имеются и в других карстовых районах.

Источники грунтовых вод образуются в основном эрозионным путем, т. е. при вскрытии грунтовых вод речными долинами, оврагами, балками или при подпруживании грунтового потока водоупорными породами. Дебит источников грунтовых вод обычно не превышает нескольких десятков м3/ч. Этого дебита бывает достаточно для удовлетворения потребностей в воде небольших предприятий и населенных пунктов.

3.8.3. Восходящие источники

Восходящие источники образуются при выходе на поверхность напорных вод. Чаще всего они приурочены к скальным трещиноватым породам. Движение воды к источникам направлено снизу вверх. Восходящий источник можно определить по колебанию в выходящей струе взвешенных песчинок, а также по выделению пузырьков воздуха и газов.

Восходящие источники являются очагами разгрузки артезианских, тре- щинно-жильных, межмерзлотных и подмерзлотных вод.

Значительно реже встречаются восходящие карстовые источники.

Воды восходящих источников, имеющие лечебное значение, называются

бальнеологическими или минеральными. Широко известны железистые источники Железноводска и Ижевска, углекислые источники Ессентуков, Боржоми и Карловых Вар, сероводородные источники Пятигорска, Мацесты, Цхалтубо.

Источники с температурой более 80°С (гейзеры) периодически фонтанируют в районах молодой вулканической деятельности (Камчатка, Исландия и др.) и используются для горячего водоснабжения и отопления.

89

Методы оценки пригодности источников для водоснабжения

Пригодность источников для практического использования оценивают по результатам продолжительных (не менее 1 года) наблюдений за изменением их дебита и качества. Для водоснабжения важно знать минимальный и максимальный дебиты источника, продолжительность времени с минимальными дебитами, коэффициент неравномерности дебита (Кн), представляющий собой отношение максимального за 1 год дебита к минимальному (табл. 10).

За расчетное значение дебита источника следует принимать минимальный дебит, установленный за годовой период наблюдений.

Нисходящие источники в целом отличаются значительной изменчивостью дебита под влиянием метеорологических и других факторов. Исключительно непостоянны дебиты карстовых источников (Кн до 500-600). Воды этих источников подвержены наибольшим колебаниям по составу и физическим свойствам (замутняемость, бактериальное и химическое загрязнение), поэтому при использовании карстовых источников для водоснабжения необходимы тщательная гидрогеологическая их оценка и строгий санитарный надзор.

Восходящие источники характеризуются более или менее постоянным дебитом, химическим составом и температурой.

Забор воды из источников осуществляется с помощью капотажных сооружений (водосборные камеры, неглубокие опускные колодцы). Прием воды из восходящих источников производится через дно капотажной камеры, а нисходящих – через ее стенки. При выходе источника из рыхлых водоносных пород в стенке или дне камеры устраивают обратный фильтр из песчаногравийного материала.

3.9. Режим и баланс подземных вод

3.9.1. Режим подземных вод в естественных условиях

Режим подземных вод – это изменение во времени их уровня, химического состава, температуры и расхода.

В естественных условиях для подземных вод характерен ненарушенный (естественный) режим, который формируется в основном под влиянием метеорологических, гидрологических и геологических факторов.

90