u_lectures

состав горных пород, экзогенное минералообразование, магматические процессы. Под влиянием геологических факторов изменяется подвижность подземных вод, усиливается их миграция, происходит смешение вод различных зон гидросферы, вытеснение связанной воды из водоупорных глинистых пород в водоносные горизонты, обогащение подземных вод углекислым газом.

Гидрогеологические факторы обуславливают скорости водообмена в различных частях геологических структур. Изучая современные гидродинамические условия и минувших геологических эпох, можно установить природу ионно-солевого состава подземных вод.

Кфизико-химическим факторам относятся химические свойства элементов, щелочно-кислотные условия, растворение солей и диффузия, осмос, гравитационная дифференциация, смешение вод и катионный обмен.

Кфизическим факторам относятся температура, давление, время и пространство.

От температуры зависят термодинамические условия среды и роль во-

ды как растворителя. В пределах изученных глубин земной коры температура подземных вод колеблется от –160С (концентрированные рассолы среди многолетнемерзлых пород) до +4000С (парогидротермы очагов современного вулканизма).

Давление сказывается на растворяющей способности воды в несколько меньшей степени, чем температура, однако роль его в геологическом круговороте воды в природе первостепенна. От давления зависят интенсивность вытеснения связанной воды из пород и темп водообмена в подземной гидросфере. Эндогенные силы, геостатическое давление, гидростатический напор, энергия восходящих флюидов из мантии представляют движущие силы фильтрации.

Процессы формирования химического состава подземных вод неустановившиеся и изменяются во времени. Время – это продолжительность взаимодействия в системе вода – порода – газ – живое вещество, это возраст подземных вод, это, наконец, геологическая история.

Как и время, пространство – это косвенный фактор формирования химического состава воды. Под пространством надо понимать длину, глубину и площадь, в пределах которых происходит взаимодействие подземных вод с окружающей средой.

Биологический фактор проявляется в воздействии живого на состав

подземных вод. В земной коре нижняя граница биосферы отвечает температуре от +75 до 1000С – критической температуре для развития бактерий. По данным С.И. Кузнецова (1962 г) бактерии распространяются до глубины 4 км

ипереносят давление 3000 – 4000 атм. А.И. Перельман (1968 г) сравнивал работу живого вещества с работой текучей воды.

Искусственные факторы воздействия человека на природу, в том числе на формирование химического состава подземных вод В.И. Вернадский и А.Е. Ферсман сравнивали с влиянием геологического фактора.

41

1.4.3. Макрокомпоненты в подземных водах

Соприкасаясь при движении с разнообразными по составу породами, подземные воды заимствуют различные элементы. В подземных водах обнаружено более 60 элементов периодической системы Менделеева. К числу

главных компонентов, образующих основную часть минерального состава относят Сl-, SО42-, НСО3-, Nа+, К+, Са2+, Мg2+. Главные ионы определяют хи-

мический тип воды.

Главными источниками ионов хлора является галит, как рассеянный в породах, так и находящийся в виде пластов и штоков. Он поступает в воду также при выветривании магматических пород, где находится в составе минералов хлорапатита Ca5(PO4)3Cl, содалита 3NaAlSiO4NaCl.

Источником сульфат-иона являются различные осадочные породы, в состав которых входят гипс и ангидрит. Немаловажное значение имеют процессы окисления сульфидов, широко распространенных в земной коре.

Значительное количество сульфидов и особенно сероводорода выделяется при вулканических извержениях и окисляемых до SО42-.

Гидрокарбонатные ионы встречаются во всех природных водах, кроме кислых. Источником гидрокарбонатных (НСО3-) и карбонатных (СО32-) ионов являются различные карбонатные породы и карбонатный цемент осадочных пород, современная кора выветривания изверженных пород, в которых ионы НСО3- имеют биохимическое происхождение.

Содержание натрия в земной коре составляет 2,5 %. Источником появления его в воде являются продукты выветривания изверженных пород (альбит, плагиоклаз, нефелин и др.), залежи его солей и рассеянные в породах и почвах соединения (галит, мирабилит и др.), катионный обмен.

Калий в подземных водах содержится в незначительном количестве благодаря слабой миграционной способности , обусловленной биологической активностью.

Кальций в подземных водах распространен очень широко. Его источником являются известняки, доломиты и известковый цемент. Появляется кальций в воде в результате растворения гипса, в процессе растворения кальцийсодержащих силикатов, реакций катионного обмена.

Магний в подземных водах присутствует в результате растворения доломитов, мергелей, продуктов выветривания основных (габбро), ультраосновных (перидотит) и других пород.

Исключительную роль в гидрохимических процессах играет водород.

Концентрацию его выражают в виде логарифмов, взятых с обратным знаком:

= −lg [ ].

42

Источником ионов водорода является угольная кислота, гумусовые кислоты, гидролиз солей тяжелых металлов. Значения pH в подземных водах колеблются от 0,45 до 11,5. Чаще всего pH составляет 6–8,5.

В подземных водах всегда присутствует органическое вещество. Органические соединения состоят в основном из углерода, кислорода и водорода. Содержание в воде органических соединений определяется окисляемостью. Это количество кислорода или перманганата калия (KMnO4), расходуемое на окисление органических веществ. 1 мг/л кислорода или 4 мг/л KMnO4 соответствует 21 мг/л органических веществ.

Содержание в воде растворимых солей, а также веществ, находящихся во взвешенном и коллоидном состоянии называется минерализацией. Для определения минерализации необходимо взять сумму анионов (А) и катионов (К) в ионной форме.

Сухой остаток – это общее содержание нелетучих веществ и некоторых органических соединений. По минерализации подземные воды делятся на сверхпресные (до 0,2 г/л), пресные (0,2–0,5 г/л), относительно повышенной минерализации (0,5–1 г/л), солоноватые (1–3 г/л), соленые (3–10 г/л), повышенной солености (10–35 г/л), рассолы (> 35 г/л).

Под жесткостью понимают свойство воды, обусловленное присутствием в ней солей кальция и магния. Выражается жесткость в мг-экв/л. Жесткость, отвечающую общему количеству ионов Са2+ и Мg2+, содержащихся в воде, называют общей жесткостью. Если жесткость меньше 3 мг-экв/л, вода считается мягкой, если более 10,7 мг-экв/л – очень жесткой. Общая жесткость делится на постоянную и устранимую (карбонатную). Карбонатная жесткость определяется содержанием карбонатных и гидрокарбонатных солей кальция и магния.

1.4.4. Методы изучения химического состава воды

Перечень необходимых определений веществ, содержащихся в подземных водах, устанавливается в зависимости от целей использования воды. Например, при оценке воды для питья необходимо обязательно определять соединения азотной кислоты и аммиака. При характеристике лечебных вод необходимо определять вещества, придающие ей эти свойства: As, I, Br и др.

При гидрогеологических исследованиях производятся сокращенные и

полные химические анализы. При сокращенных анализах определяются: Fe2+, Fe3+, NH4+, CO32-, HCO3-, Cl-, SO42-, NO3-, NO2-, Са2+, Мg2+, Nа+ + К+ (по разно-

сти), свободная углекислота, агрессивная углекислота, общая и карбонатная жесткость, pH, минерализация, температура, прозрачность, цвет, вкус, запах, содержание H2S. При полных анализах, кроме указанных: взвешенные вещества, изменения воды, муть, осадок, сухой остаток при выпаривании при температуре 1100С, окисляемость, Al2O3, SiO2, Nа+, К+, Mn2+, количество бактерий в 1 см3 воды (коли-титр), количество кишечных палочек в 1 л (коли-

43

тест), аммиак, фенолсодержащие соединения, а также F, Pb, As, Hg, Cu, Zn, радиоактивные элементы и другие вредные вещества.

Химический анализ воды выражают в трех формах: ионной, милли- грамм-эквивалентной и процент-эквивалентной. В природной воде молекулы солей почти полностью диссоциированы на ионы, поэтому основной формой выражения результатов анализа воды является ионная форма. Содержание каждого иона в лабораторных условиях определяют в граммах или миллиграммах в объеме 1 л. Для выяснения ряда показателей химического состава воды данные ионной формы пересчитывают в миллиграмм-эквивалентную и процент-эквивалентную. Для пересчета данных анализа из ионной формы в миллиграмм-эквивалентную необходимо количество миллиграммов каждого иона в 1 л воды разделить на его эквивалентную массу (ионная масса, деленная на валентность).

Для наглядного изображения химического воды существует много формул и графических способов. Из них наиболее удобна формула М.Г. Курлова, которая представляет собой псевдодробь. В числителе в процентэквивалентной форме расположены анионы в убывающем порядке, а в знаменателе – в таком же порядке катионы. Ионы, содержание которых не превышает 10 %-экв/л, в формулу не включаются. Слева от дроби указывается количество газов и активных элементов, минерализация воды (М) до первого десятичного знака (г/л), справа – температура воды (оС), реакция воды рН и дебит скважины или расход родника (м3/сут). Пример отображения химического состава воды формулой Курлова:

Графически химический состав подземных вод выражается в виде треугольника, квадрата, круга и т.д.

Для установления закономерностей формирования химического состава подземных вод производится их классификация. Из многочисленных классификаций наиболее приемлемой и распространенной считается классификация О.А. Алекина, построенная по принципу преобладающих ионов и соотношений между ионами. Согласно этой классификации, все природные воды делятся на три класса: гидрокарбонатные, сульфатные и хлоридные. Классы подразделяются на три группы: кальциевые, магниевые и натриевые. Каждая группа делится на три типа вод соответственно соотношению между ионами:

I тип характеризуется соотношением HCO3- > Са2+ + Мg2+. Воды этого типа слабоминерализованные, жесткость невелика, они залегают в верхних зонах земной коры.

II тип характеризуется соотношением HCO3- < Са2+ + Мg2+ < HCO3- + SO4. К этому типу относится большинство рек, озер и подземных вод малой и умеренной минерализации.

44

III тип характеризуется соотношением HCO3- + SO4 < Са2+ + Мg2+. Воды этого типа обладают повышенной и большой минерализацией и значительной жесткостью.

IVтип характеризуется соотношением HCO3- = 0, т.е. воды этого типа кислые. Это рудные, рудничные, болотные, вулканические воды, а также загрязненные промышленными стоками.

Классификация О.А. Алекина позволяет судить о генезисе подземных вод, химических свойствах и качестве.

1.4.5.Оценка качества воды для питья и технических целей

Взависимости от использования подземных вод предъявляются определенные требования, установленные государственными стандартами.

Питьевая вода должна быть бесцветной, прозрачной, иметь температуру от 4 до 150С, не иметь неприятного вкуса, запаха, не содержать болезнетворных бактерий, солей тяжелых металлов.

При выборе и оценке воды для целей централизованного хозяйственнопитьевого водоснабжения используются государственные стандарты. По СанПиН 2.1.4.1074-01 «Вода питьевая. Гигиенические требования к качеству воды централизованных систем питьевого водоснабжения. Контроль качества» сухой остаток не должен превышать 1000 мг/л, общая жесткость – 7 мгэкв/л [14]. Возможность повышения норм допускается в определенных климатических зонах и устанавливается органами государственной санитарной инспекции. Совершенно не допускается присутствие в питьевой воде аммиака

иазотистой кислоты, указывающих на загрязнение воды продуктами разложения органических веществ.

Загрязнение подземных вод связано с антропогенной деятельностью человека. Загрязненной считается вода, которая содержит те или иные компоненты выше предельно допустимых концентраций (ПДК).

Загрязненость воды патогенными бактериями оценивается показателями coli-титр и coli-тест. Coli-титр – это объем воды в кубических сантиметрах, в котором содержится одна кишечная палочка. В пригодной для питья воде допускается coli-титр 300 см3 и более. Coli-тест выражает количество кишечных палочек в одном литре воды; coli-тест не должен превышать 3.

Источниками загрязнения подземных вод, вызывающими изменение химического состава последних, могут быть различные виды деятельности человека, как производственные, так и сельскохозяйственные. Например, подземное выщелачивание рудных компонентов или солей на месторождениях твердых полезных ископаемых, законтурное заводнение месторождений нефти и газа, захоронение в недрах Земли сточных вод, утечки из водопро- водно-канализационных сетей, фильтрация из прудов-накопителей, шламоотстойников, удобрение полей и т.д.

В результате деятельности человека создаются техногенные воды, состав которых по некоторым показателям резко отличается от природеых фо-

45

новых. Техногенные воды способны изменить геохимическую обстановку, изменять подвижность подземных вод, температурные условия и, наконец, физико-механические свойства пород.

К технической воде также предъявляются определенные требования Вода, идущая на питание паровых котлов, оценивается накипеобразованием, вспениванием и коррозией стенок котла. Сухой остаток в такой воде не должен превышать 300 мг/л, агрессивная кислота должна отсутствовать, жесткость не превышать 2,9 мг-экв/л (для легко очищаемых котлов) и 1,8 мг-экв/л (для трудно очищаемых котлов) и т.д.

Подземные воды обладают в той или иной степени свойством агрессивности по отношению к бетону, железобетону и металлам. Агрессивность вод обусловлена присутствием ионов водорода, свободной углекислоты, сульфатов и магния. Различают следующие виды агрессивности: агрессивность выщелачивания, общекислотная, углекислая, сульфатная.

Агрессивность выщелачивания определяется по величине карбонатной жесткости воды. Вода считается агрессивной по отношению к бетону при карбонатной жесткости свыше 0,54 – 2,14 мг-экв/л в зависимости от типа цемента в составе бетона.

Агрессивность общекислотная определяется по количеству водородных ионов (по рН). Вода считается агрессивной для всех видов цементов в пластах высокой проводимости: а) при рН < 7 и карбонатной жесткости меньше 8,6 мг-экв/л; б) при рН < 6,7 и карбонатной жесткости больше 8,6 мгэкв/л. Для слабопроницаемых пластов вода считается агрессивной при рН ≤ 5.

Углекислая агрессивность устанавливается в воде по содержанию свободной углекислоты. Для большинства цементов в пластах высокой[ ]водопро+ - водимости воды считаются агрессивными, если выражение , будет больше содержания свободной углекислоты, где a и b – коэффициенты, определяемые в зависимости от величины карбонатной жесткости и количества ионов Cl- и SO42- в мг/л.

Сульфатная агрессивность. При наличии в воде повышенного содержания сульфат-иона происходит кристаллизация в бетоне новых соединений: образуется гипс с увеличением на 100 %, «бетонная бацилла» с увеличением объема в 2,5 раза, что вызывает разрушение бетона.

В целях борьбы с агрессивным действием подземных вод на бетон применяются специальные марки бетона.

46

Раздел 2. Динамика подземных вод

Тема 2.1. Основы гидродинамики

План:

2.1.1.Виды движения воды в горных породах. Основные законы движения подземных вод

2.1.2.Основные гидродинамические элементы фильтрационного потока

2.1.3.Установившееся и неустановившееся движение подземных вод в однородных пластах

2.1.4.Понятие о водозаборах подземных вод и их классификация

2.1.5.Притоки воды к водозаборным сооружениям

2.1.1.Виды движения воды в горных породах. Основные законы

движения подземных вод

Динамика подземных вод изучает количественные закономерности движения подземных вод, разрабатывает теоретические основы и методы гидрогеологических расчетов, направленных на обоснование условий формирования подземных вод под влиянием естественных и искусственных факто-

ров [5].

Развитие динамики подземных вод как отрасли гидрогеологии в Росии связаны с работами Г.Н. Каменского. Им впервые составлен учебник «Основы динамики подземных вод». Во всех работах Г.Н. Каменского отмечается связь теоретических исследований с геолого-гидрогеологическими условиями.

Как указывалось в разделе «Общая гидрогеология», вода в подземной гидросфере представлена различными видами, и ее передвижение в разрезе земной коры происходит под действием силы тяжести, поверхностного натяжения, молекулярных сил и т.д.

К основным видам движения в земной коре относятся фильтрация, влагоперенос, миграция и массоперенос, который является наиболее общим видом движения и предполагает, что в горных породах одновременно с механическим перемещением воды идут различные физико-химические процессы, изменяющие массу растворенного вещества.

Влагоперенос происходит в основном в зоне аэрации при одновременном перемещении гравитационной, капиллярной, связанной и парообразной воды.

Фильтрация подземных вод происходит в основном в зоне насыщения. Основной движущей силой является гидростатический напор (H), а в водоносных горизонтах с напорными водами – упругие силы воды и пласта, связанные с пластовым давлением (P).

47

Величина полного гидростатического давления P в точке, расположен-

ной в жидкости на глубине h, выражается зависимостью

= + γ,

где P0 – атмосферное давление на свободной поверхности жидкости; γh - избыточное гидростатическое давление столба жидкости высотой h (γ - объемный вес жидкости).

Реальная жидкость характеризуется наличием сил внутреннего трения (вязкости). Часть ее энергетического потенциала (напора) затрачивается на преодоление сил сопротивления, что вызывает падение напора по пути движения жидкости. Таким образом, гравитационная вода движется через свободные поры и трещины под действием разности гидростатических напоров.

В зависимости от геолого-структурных условий изменяются скорости движения воды и, следовательно, расходы. Для количественной оценки расхода необходимо знать основные параметры потоков подземных вод и закономерности их изменения.

Основной закон фильтрации установлен А. Дарси. Он объясняет изме-

где Kф – коэффициент фильтрации, м/сут; W – площадь сечения потока, м2; i – градиент напора – приращение напора, отнесенное к длине пути фильтрации в направлении, перпендикулярном сечению W.

Используя понятие скорости фильтрации, как количество воды (расход

потока), проходящее через площадь поперечного сечения потока:

= ,

Из последней формулы следует, что скорость потока пропорциональна напорному градиенту. В таком виде закон Дарси соответствует жидкостям с постоянной плотностью. С глубиной плотность жидкости изменяется, поэтому вместо коэффициента фильтрации вводится коэффициент проницаемости Kп, который зависит, главным образом, от размеров и характера каналов пористой среды. Наиболее широко коэффициент проницаемости используется в нефтяной гидрогеологии.

48

Коэффициент проницаемости Kп связан с коэффициентом фильтрации

см2 принимается за 1 дарси (д).

Вместе с тем, в слабопроницаемых породах, содержащих глинистые минералы, которые вступают с водой в физико-химическое взаимодействие, проницаемость зависит от состава фильтрующейся жидкости. Например, по данным М. Маскета, проницаемость песчаников для пресной воды ниже, чем для соленой.

При турбулентном движении подземных вод, которое периодически встречается в массивах закарстованных пород и зонах разломов, наблюдается отклонение от линейного закона. Это отклонение отметил русский ученый Краснопольский. Он установил, что скорость потока пропорциональна корню квадратному из напорного градиента: = ф√ .

При определенных условиях в глинистых породах возможно движение рыхлосвязанной воды, которое характеризуется вязко-пластичным режимом.

Этот вид движения определяется формулой

= ( − ),

где i0 – начальный напорный градиент.

Фильтрация жидкости через глинистые слабо проницаемые породы начинается тогда, когда напорный градиент i превышает начальную величину i0.

2.1.2. Основные гидродинамические элементы фильтрационного потока

Под потоками подземных вод принято понимать пространственно оконтуренные потоки гравитационных подземных вод, движение которых происходит в пористой или трещиноватой среде под действием градиента гидростатического напора или давления. Среда, в которой происходит движение потока подземных вод, называется пористой или фильтрационной.

49

Как пористая среда, так и фильтрующаяся через нее жидкость, характеризуются определенным комплексом физических и гидродинамических параметров, которые необходимо учитывать при оценке условий фильтрации.

Основными элементами фильтрационного потока являются напор, уклон, коэффициент фильтрации, скорость, ширина потока, расход и др.

В натурных условиях гидростатический напор определяется уровнем воды в скважине относительно выбранной плоскости сравнения напоров. За плоскость сравнения можно принять забой скважины или водоупорное основание.

Линии, соединяющие точки с одинаковыми напорами, носят название линии равного напора. Для удобства линии равных напоров называют гидроизогипсами, для напорных вод – пьезоизогипсами. Гидроизогипсы – это линии, соединяющие на поверхности грунтовых вод точки с одинаковыми отметками. Пьезоизогипсы – это линии, соединяющие на пьезометрической поверхности точки с одинаковыми отметками.

Вследствие затрат энергии потока на преодоление сопротивления фильтрационной среды в направлении движения, создается падение напоров, которое характеризуется уклоном потока. Напорный градиент или уклон потока представляет собой удельную энергию гравитационных сил в водном потоке или, проще говоря, снижение напора потока по направлению движения подземных вод [3].

Для определения уклона потока по картам гидроизогипс необходимо

где H1 и H2 – абсолютные отметки гидроизогипс, l – расстояние между гидроизогипсами.

Коэффициент фильтрации, как указывалось выше, характеризует способность горных пород пропускать воду. Это один из важнейших показателей, который используется при подсчете эксплуатационных запасов подземных вод, при оценке притоков воды в горные выработки, при расчетах подпора на водохранилищах и многих других видах работ.

Для зоны аэрации коэффициенты фильтрации могут определяться как по эмпирическим формулам, так и в результате проведения наливов и нагнетаний, а также лабораторных опытов. Для зоны насыщения коэффициенты фильтрации чаще всего рассчитываются по результатам опытнофильтрационнных работ.

Исходя из закона Дарси (1), коэффициент фильтрации можно определить как скорость движения воды при напорном градиенте, равном единице.

Коэффициент фильтрации измеряется в скоростных единицах – см/с, м/час, м/сут.

50