u_lectures

взаимосвязаны, и в этой взаимосвязи кроется одна из наиболее важных характерных черт развития Земли как планеты.

1.1.3. Вода в атмосфере и на поверхности Земли

Количество водяного пара в атмосфере составляет всего лишь 0,001 % от общей массы воды на Земле. Тем не менее, роль ее исключительна, так как она по существу является единственным источником пресной воды. Примерно за десять дней все водяные пары в атмосфере обновляются. Воды в атмосфере находятся в трех состояниях: газообразном, жидком, твердом.

Воздух можно рассматривать как разбавленный водяной пар, причем концентрация его у полюсов составляет 0,2 %, а у экватора около 2,6 %. С высотой она быстро падает и на высоте 1,5–2 км от Земли убывает наполовину [2]. Содержание водяного пара в атмосфере измеряется психрометрами и характеризуется удельной абсолютной и относительной влажностью.

Удельная влажность (Е) – максимально возможное количество парообразной влаги в воздухе при данной температуре, измеряемого высотой ртутного столба в миллиметрах (миллибарах), уравновешивающего упругость пара, или граммах на кубический метр. Удельная влажность воздуха в зависимости от его температуры измеряется от 0,4 до 31,9 мм. рт. ст.

Абсолютная влажность (е) – количество парообразной влаги в миллиметрах ртутного столба или в граммах на кубический метр, находящиеся в воздухе в данный момент. В теплых сухих воздушных массах абсолютная влажность может достигать 50 г/м3 и больше, а в холодном арктическом воздухе она снижается до 0,1 г/м3.

Воздух считается влажным, если относительная влажность более 80%. Относительная влажность менее 30% характеризует сухость воздуха и свидетельствует об интенсивном испарении. Для характеристики испарения используется показатель – дефицит влажности или недостаток насыщения (d), который определяется по формуле d = E - e. При прочих равных условиях скорость испарения тем значительней, чем больше дефицит влажности.

Атмосферные осадки, выпадая на земную поверхность, образуют поверхностный и подземный сток. Под стоком понимают ту часть атмосферных осадков и выходящих на поверхность подземных вод, которая реками выносится в моря и океаны.

Главным фактором стока является климатические условия, чем больше выпадает атмосферных осадков, тем больше испарение и, следовательно, больше сток. На формирование стока большое влияние оказывают рельеф местности, водопроницаемость горных пород, искусственные факторы. Реки пи-

11

таются поверхностными и подземными водами. Поверхностное питание может быть дождевым, снеговым, ледниковым, смешанным. Величина подземного стока зависит от соотношения между площадью водосборных бассейнов поверхностного и подземного стока и тектонических особенностей долины реки.

Основными характеристиками стока являются коэффициент стока и модуль стока. Коэффициентом стока (η) – называется отношение стока (h) за определенный период к количеству выпавших атмосферных осадков (x) за тот же период в бассейне реки:

Величина стока (h) определяется отношением расхода реки к площади ее бассейна и выражается в миллиметрах слоя воды.

Модулем стока (М) называется – количество воды (л/с), стекающее в единицах времени с 1 км2 водосборной площади реки.

Подземный сток характеризуется модулем подземного стока. Для платформ и горно-складчатых областей его значения различны. На платформах подземный сток формируется в условиях артезианских бассейнов в зонах интенсивного, затрудненного и весьма затрудненного водообменов. Модуль подземного стока здесь изменяется от 6 л/с с 1км2 до десятых долей литров в секунду.

Горно-складчатые области отличаются интенсивным подземным стоком. Среднегодовые модули высокие. Например, для Кавказа – 6,3 л/с, Горного Крыма – 2,3 л/с, для Карпат – 4,3 л/с, для Восточного Саяна в отдельных районах – до 6 л/с с 1 км2. Соотношение подземного стока и осадков принято выражать коэффициентом подземного стока. Он показывает, какая часть атмосферных осадков расходуется на питание подземных вод. Этот коэффициент в пределах страны составляет в среднем 9 % и изменяется от 1 до 50 %. Подземный сток характеризуется также коэффициентом подземного питания рек, представляющим долю подземного стока от общего речного стока. Характеристика изменчивости коэффициентов подземного стока и коэффициентов подземного питания рек – это и есть количественная оценка роли подземных вод в общих водных ресурсах и водном балансе страны.

Тема 1.2. Вода в горных породах

План:

1.2.1.Водно-физические свойства горных пород и их показатели

1.2.2.Вода в горных породах

1.2.3.Участие воды в геологических процессах

12

1.2.1. Водно-физические свойства горных пород и их показатели

Наличие воды в горных породах, различные виды ее движения зависят от генетического типа пород, их особенностей, которые по отношению к воде определяются водно-физическими свойствами [12].

Рассмотрим основные показатели водно-физических свойств на примере осадочных пород.

Влажность характеризуется количеством воды, заполняющим поры в естественных условиях залегания горных пород.

Численно влажность выражают отношением веса воды, заполняющей поры породы, к весу сухой породы в долях единицы или в процентах от веса

сухой породы:

= ,

где g2 – вес воды, г; g1 – вес сухой породы, г.

Если влажность определяется по образцам естественной влажности, то ее называют естественной.

Влажность по отношению к объему пор называется коэффициентом водонасыщения (Кw). Он характеризует степень заполнения порового про-

странства породы водой и может быть рассчитан по формуле

=

где Wп.в. – полная влагоемкость породы.

При Wп.в.= W глинистая порода представляет собой двухфазную систему: минеральный скелет + вода, при Кw < 1 порода является трехфазной системой: минеральный скелет + вода + воздух.

От степени влажности изменяется прочность, деформируемость и устойчивость песчаных и глинистых пород.

Пористость характеризует наличие пустот в горных породах. Порис- тость или коэффициент пористости определяет общий объем пор в едини-

це объема породы и вычисляется по формуле

= п · 100 =

где Vп – объем пор; V – объем породы; γу – удельный вес породы, г/см3; γс – объемный вес скелета породы, г/см3.

Отношение объема пустот в горной породе к объему скелета породы Vc

называется приведенной пористостью или приведенным коэффициентом по- ристости ε:

13

=пс = у с с.

Зависимость между этими двумя коэффициентами определяется выра-

жениями:

= и = .

При полном насыщении породы водой коэффициент пористости может

быть вычислен через весовую влажность и удельный вес породы:

= у.

Классификация песчано-глинистых пород в зависимости от пористости приведена в табл.1.

Пористость песчаных и глинистых пород характеризует их естественную уплотненность и склонность к деформациям. Коэффициент пористости используется при расчетах осадок сооружений, а также при проектировании естественных оснований зданий и сооружений в расчетах при определении нормативных давлений на горные породы.

Влагоемкость. Под влагоемкостью породы понимают ее способность вмещать и удерживать определенное количество воды.

Породы бывают влагоемкие (глины, суглинки), средневлагоемкие (супеси, пески мелко- и тонкозернистые, пылеватые) и невлагоемкие (пески средне-, крупно- и грубозернистые, гравелистые и щебнистые породы, а также галечники).

У влагоемких пород различают влагоемкость полную, капиллярную и молекулярную. При полной влагоемкости все поры заполнены водой. Капиллярной влагоемкости соответствует насыщение водой только капиллярных

14

пор. Под молекулярной влагоемкостью понимают способность горных пород удерживать физически связанную воду, которая находится на поверхности частиц горной породы в виде гидратных оболочек.

Максимальное количество физически связанной воды образует максимальную молекулярную влагоемкость. При влажности породы равной максимальной молекулярной влагоемкости резко изменяются физикомеханические свойства глин. Для многих разновидностей глин максимальная молекулярная влагоемкость соответствует влажности на пределе пластичности.

Водоотдача. Способность горных пород отдавать свободностекающую воду называется водоотдачей. Такой способностью обладают только невлагоемкие или слабовлагоемкие породы.

Водоотдача пород примерно равна разности между полной их влагоемкостью и максимальной молекулярной:

отд = п −

Для количественной характеристики водоотдачи служит также коэффициент водоотдачи (µв), равный отношению объема стекающей воды к объему породы, выраженной в долях единицы.

Характеристика водоотдачи пород имеет большое практическое значение. От водоотдачи зависят эксплуатационные запасы подземных вод, притоки воды в горные выработки и возможность их осушения.

Водопроницаемость. Способность горных пород пропускать через себя воду под действием напора называется водопроницаемостью.

Водопроницаемость пород зависит от пористости, скважности, действующих напоров, вязкости воды, гранулометрического состава и его однородности.

Движение воды, а также других жидкостей и газов через пористые горные породы, когда все поры запомнены водой, называется фильтрацией.

Различают породы водопроницаемые (галечник, гравий, песок, трещиноватые породы и др.), полуводопроницаемые (глинистый песок, супесь, суглинок, лесс и др.) и приктически водонепроницаемые (глина, тяжелый суглинок, кристаллические и осадочные нетрещиноватые породы).

На водопроницаемость большое влияние оказывает степень однородности их гранулометрического состава, а также примеси глинистых частиц и хорошо разложившейся органики. Кроме того, водопроницаемость изменяется при их уплотнении под влиянием давления вышележащих масс горных пород или сооружений, при растворении и выщелачивании солей, содержащихся в них (карст), при увеличении гидродинамического давления (суффозия). Некоторые глинистые породы в отношении водопроницаемости характеризуются ярко выраженной анизотропностью.

15

Мерой водопроницаемости горных пород служит коэффициент фильтрации, который прямо пропорционален напорному градиенту. При градиенте,

равном единице, коэффициент фильтрации равен скорости потока:

= ф ,

где V – скорость потока, см/сут, м/сут, и т.д.; Кф – коэффициент фильтрации, см/сек, м/сут, и т.д.; i – напорный градиент.

Для характеристики проницаемости пород используется также коэффициент проницаемости (Кп) и удельное водопоглощение (W). Эти коэффициенты связаны между собой следующей зависимостью:

ф = п в,

где Кф – коэффициент фильтрации, см/с; γв – удельный вес воды, г/см3; Кп – коэффициент проницаемости, мД; η – вязкость жидкости, Па·с. Удельное водопоглощение примерно равно 0,53 Кф.

Показатели, характеризующие проницаемость горных пород, необходимы для оценки притока воды к водозаборным сооружениям для питьевого водоснабжения, для оценки притока воды в горные выработки и при решении других практических вопросов. Коэффициент фильтрации определяется как по эмпирическим формулам, так и в результате полевого изучения – опытных откачек воды.

1.2.2.Вода в горных породах

Вгорных породах земной коры вода существует в различных видах и агрегатных состояниях.

Взависимости от гранулометрического состава и его однородности, минерального состава, пористости, наличия обменных катионов, температуры

идавления и многих других факторов. А.Ф. Лебедев специально изучал вопросы о видах воды в горных породах и установил следующие категории: 1) вода в форме пара; 2) гигроскопичная вода; 3) пленочная вода; 4) капиллярная вода; 5) гравитационная вода; 6) вода в твердом состоянии; 7) химически связанная вода.

Парообразная вода находится в воздухе, заполняющем поры, пустоты, трещины в горных породах, не занятые жидкой водой или льдом. Водяной пар может свободно сообщаться с наземной атмосферой или быть защемленным в порах и пустотах горных пород. Общее его количество в воздухе подземной атмосферы определяется температурой пород, а, следовательно, и воздуха. Количество водяного пара в породах регулируется непосредственно относительной влажностью воздуха. Явление поглощения породой водяного

16

пара из воздуха называется сорбцией, а свойство горных пород сорбировать парообразную воду – гигроскопичностью. Передвижение водяного пара в горных породах происходит, главным образом, под влиянием разности упругости пара от области, где она выше, к области, где упругость пара ниже.

Вода в виде пара находится и в других зонах земной коры, где породы не полностью водонасыщены. Парообразная вода в глубинных зонах земной коры участвует в процессах рудообразования. Это представление нашло отражение в выдвинутой теории С.М. Григорьевым гипотезе о существовании в земных недрах "дренажной оболочки" между критическими термическими уровнями для воды (374,15оС) и для растворов (400 – 450оС), на границах которой происходят фазовые превращения воды и пара, образующие механизм сортировки веществ по их удельному весу.

Гигроскопичная вода (адсорбированная) образуется благодаря свойству воды прилипать к твердым веществам, в молекулы которых входят атомы с повышенной электроотрицательностью, активно вступающие с водородными протонами в водородную связь.

Содержание адсорбированной воды зависит от дисперсности пород, минерального состава, состава и содержания обменных ионов, влажности окружающей среды, степени нарушенности естественного сложения пород. Адсорбированная вода трудно подвижна. Удерживается у поверхности частиц породы силами в сотни и тысячи атмосфер. Свойства ее отличаются от капельножидкой воды. Так, плотность ее значительно выше единицы и изменяется от 1,2 до 2,4 г/см3, оказывает заметное сопротивление сдвигу. Замерзает при температуре от 0 до –780С.

Когда вокруг частицы образуется сплошная пленка воды толщиной в одну молекулу, такое состояние влажности породы называют максимальной гигроскопичностью. Количество гигроскопической воды определяется путем высушивания породы при температуре 105-1100С до постоянного веса.

Пленочная вода (поверхностных слоев) – это вода, облипающая тонким слоем частицы породы и прочно удерживаемая ими благодаря действию молекулярных сил. Пленочная вода передвигается как жидкость от более толстых пленок к более тонким. Количество этого вида воды может быть определено путем смачивания породы при условии свободного стекания излишней воды.

Влажность породы, отвечающую максимальной толщине пленки, А.Ф. Лебедев назвал максимальной молекулярной влагоемкостью.

Капиллярная вода занимает капиллярные поры, стыки и тонкие трещины в горных породах и удерживается силами поверхностного натяжения. В зависимости от связи капиллярных вод с гравитационными выделяют: подвешенные, стыковые и капиллярные каймы (рис. 2).

Подвешенные воды удерживаются силами поверхностного натяжения и не имеют связи с уровнем грунтовых вод зоны насыщения. Образуются при фациально-изменчивом строении зоны аэрации.

17

Рис. 2. Виды капиллярной воды: а – подвешенная; б - стыковая

Стыковые капиллярные воды образуются в углах пор и стыках минеральных частиц.

Воды капиллярной каймы образуются в области непосредственной связи с грунтовыми водами зоны насыщения за счет капиллярного поднятия подземных вод.

Гравитационная вода распространена в пределах водоносных горизонтов, зон и комплексов, т.е. в породах, обладающих сверхкапиллярной скважностью. Она легко подвижна и подчиняется в основном силе тяжести.

Гравитационная вода стекает из породы, может, откачиваться из нее. Скорость ее передвижения зависит от проницаемости пород и напора, который испытывает эта вода. Она обладает всеми свойствами капельножидкой воды, имеет различную минерализацию, химический состав и физические свойства.

Вода в твердом состоянии распространена в мерзлых горных породах. Лед встречается в микроформах, равномерно распределяясь в горных породах и цементируя ее, и макроформах – в виде ясно различимых кристаллов, их скоплений, линз, прослоев, жил и мощных толщ.

Химически связанная вода принимает участие в строении кристаллических решеток различных минералов, например, гипса (CaSO4·2H2O), сохраняя свою молекулярную форму. Кроме того, вода входит в состав гидратов типа гидроокисей Ca(OH)2. В результате химических реакций распадаются молекулы химически связанной воды распадаются на ионы Н+ и ОН-. При удалении химически связанной воды из минералов, они могут разрушаться или переходить в другой вид.

Провести границу между распространением того или другого вида воды невозможно. Все вместе они образуют подземную гидросферу, где все виды воды взаимосвязаны, переход из одного состояния в другое уравновешивается, компенсируется той же массой, которая в других местах освобождается из соединений и переходит в свободное состояние.

18

1.2.3. Участие воды в геологических процессах

Участие воды в геологических процессах интересно рассматривать с позиций геологического круговорота воды в природе. Вода участвует во всех геологических процессах, выполняет созидающе-разрушительную работу и имеет собственную историю в недрах Земли [2].

Благодаря внедрению в гидрогеологию современных методов смежных наук, прежде всего физики и химии (изотопный анализ, термодинамический подход и т.п.), удалось в первом приближении оценить интенсивность и масштабы геологической деятельности воды в отдельных процессах.

На больших глубинах (эндогенные процессы) геологическая деятельность воды определяется, прежде всего, температурой и давлением, от которых зависят условия взаимодействия в системе вода – порода и фазовое состояние раствора. Интерес представляют процессы, протекающие в земной коре и мантии и характер обмена веществом в этих оболочках. При этом ведущая роль многими учеными отводится флюидным потокам. Под флюидным потоком понимается преимущественно ювенильная поликомпонентная смесь летучих веществ, преобладающим элементом которых является вода в надкритическом состоянии. Вода может находиться во включениях кристаллов или между ними, а в виде гидроксила ОН- входит в состав ряда минералов. Источником воды служат также гидратные системы типа гидрогранатов Ca3Al2(OH)12 или соединения Mg(OH)2 и др.

Кроме воды в составе флюида в различных количествах присутствуют CO2, HCl, HF, H2 и другие газы. Миграция флюида из мантии в земную кору сопровождается изменением его химического состава в зависимости от температуры и давления, окислительно-восстановительной обстановки и парциального давления составляющих флюид газов.

Флюидный режим влияет на генезис месторождений (особенно рудных) полезных ископаемых и гидротермальную деятельность.

Магматические расплавы, в которых вода может присутствовать как в газообразной, так и в жидкой фазе на протяжении всего пути от места зарождения до места кристаллизации непрерывно взаимодействуют с флюидами. Водообмен на этапах раздвижения океанического дна и погружения океанической коры, обогащенной водными минералами, характеризуется гигантскими объемами. Вода, являясь одним из летучих компонентов магмы и обладая высокой энергией активации, оказывает большое влияние на фазовые равновесия в магматических системах и на физические свойства силикатных расплавов (резкое понижение температуры плавления).

Исследования в районах современного вулканизма свидетельствуют о значительной роли воды и в вулканических процессах.

Огромна роль воды и в осадочном породообразовании. Изменение облика Земли начинается с воздействия воды и проявляется в механической работе. Механическая деятельность воды включает следующие главные процес-

19

сы: вымывание и перенос минеральных частиц текущими водами – твердый сток, вынос частиц породы фильтрующимися подземными водами – суффозия.

Твердый сток осуществляется как поверхностными водами, так и в глубине массива без реализации выноса частиц на поверхность земли. Наиболее ярко суффозия проявляется, когда подверженные суффозии отложения подстилаются закарстованными породами.

В целом осадочный цикл объединяет мобилизацию вещества при выветривании материнских пород; его перенос и осаждение в бассейнах аккумуляции (седиментогенез); постседиментационные изменения (собственно литогенез), приводящие к преобразованию осадка в породу в результате перемещения в более глубокие части земной коры. Наличие воды – обязательное условие протекания любой стадии осадочного цикла [8].

Значительная роль отводится воде в тектонических и сейсмических процессах. Вода является фактором, ухудшающим сейсмические условия территории. Различают три группы гидрогеологических предвестников землетрясений: гидрогеодинамические (изменение уровня, напора или расхода подземных вод); гидрогеохимические (возрастание минерализации, концентрация таких компонентов как фтор, бром и др., изменение содержания гелия в термальных водах); гидрогеотермические (изменение температуры подземных вод).

При непосредственном участии воды протекает подземная химическая денудация, биохимические процессы, а также образование и развитие мерзлых пород.

Несмотря на то, что вода участвует во всех геологических процессах, она является самым уязвимым звеном в разрезе земной коры. Геологические последствия техногенного воздействия на подземную гидросферу многообразны, но выделяются два основных направления: закачка техногенных вод в недра Земли и извлечение (откачка) подземных вод для различных целей. Геологическая деятельность техногенных вод будет различна в зависимости от их свойств, температуры, режима водообмена и других показателей.

Тема 1.3. Типы подземных вод

План:

1.3.1.Гидрогеологическая стратификация подземных вод

1.3.2.Классификация подземных вод по условиям залегания

1.3.1. Гидрогеологическая стратификация подземных вод

Вопросами гидрогеологической стратификации занимается региональная гидрогеология, которая изучает закономерности распространения и фор-

20