--PAGE_BREAK--2. ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
В современной литературе приводятся различные классификации видов воды в горных породах. В СССР широко известна классификация, предложенная А. Ф. Лебедевым, который на основании тщательных экспериментальных и полевых исследований установил следующие виды воды в горных породах (рис. 2).
1. Вода в виде пара (парообразная) содержится в воздухе, занимающем свободные от жидкой воды поры и трещины в горных породах. Она находится в динамическом равновесии с другими видами воды и с парами воды в атмосфере. При определенных условиях парообразная вода конденсируется.
2. Гигроскопическая вода образуется в том случае, когда молекулы парообразной воды адсорбируются (лат. adsorbtio— поглощение) на поверхности минеральных частиц горных пород. Гигроскопическая вода облекает частицы породы одномолекулярной тонкой пленкой и прочно удерживается на их поверхности молекулярными и электрическими силами и может быть удалена при нагревании до температур не менее 105—110°.
3. Пленочная вода образует вокруг частиц горной породы и поверх гигроскопической воды более толстую пленку в несколько слоев молекул. Пленочная вода может передвигаться от одной частицы к другой. Если толщина пленок у соседних частиц различная, то происходит медленное перемещение воды от частиц с большей толщиной пленки к частицам с меньшей пленкой до тех пор, пока пленки не станут одинаковыми по толщине.
Как и гигроскопическая, пленочная вода содержится в большом количестве в глинистых породах и в меньшем — в песчаных.
4. Капиллярная вода заполняет частично или полностью тонкие поры и трещины в горных породах и удерживается в них силами поверхностного натяжения. Эта вода поднимается по тонким капиллярам снизу вверх от уровня подземных вод. Чем меньше диаметр частиц, слагающих горную породу, тем мельче диаметр пор и тем больше высота капиллярного поднятия. В суглинках высота капиллярного поднятия может достигать 2 м и более, в крупнозернистых песках — всего нескольких сантиметров.
5. Капельножидкая (свободная) гравитационная -до да, способная свободно передвигаться по порам, трещинам и другим пустотам в горных породах под влиянием силы тяжести. Она может быть подразделена на воду, полностью заполняющую поры и трещиныв горных породах, образующую горизонт подземных вод, и воду, просачивающуюся сверху вниз в зоне аэрации (фр. aeration— воздух), т. е. в зоне, расположенной выше подземных вод, где в горных породах находится воздух. На рис. 2 видно, что при увеличении влажности пород и толщины пленки на поверхности минеральных частиц горных пород силы энергетической связи их уменьшаются и в конце концов наступает момент, когда эти силы не в состоянии удерживать пленочную воду и часть ее будет переходить в капельножидкую и просачиваться сверху вниз.
6. Вода в твердом состоянии в виде льда, присутствует в горных породах, имеющих отрицательную температуру (ниже 0°). Лед может быть в виде отдельных микрокристаллов, тонких пленок или в виде прослоев чистого льда. Особенно большое распространение лед имеет на обширных пространствах северной части Сибири и Аляски, в областях развития многолетнемерзлых горных пород, или «вечной мерзлоты». Вода в твердом виде возникает также ежегодно в других зонах в слое сезонного промерзания.
7. Кристаллизационная вода входит в состав ряда минералов и принимает участие в строении их кристаллических решеток. Примером тому является вода гипса CaSO4-2H2O. Она может быть удалена при нагревании.
Рис. 2. Различные формы связи молекул воды с частицами породы (поА. Ф. Лебедеву):
1 — частицы почвы; 2—молекулы воды; а — гигроскопическая вода при неполном насыщении; б—то же, при полном насыщении; в и г — пленочная вода: частица г при полном молекулярном насыщении с пленкой максимально возможной толщины; пленочная вода движется налево до выравнивания толщины пленки у обеих частиц; д — гравитационная вода, образующая каплю, которая стекает вниз под влиянием силы тяжести
За последние годы в связи с накоплением новых данных экспериментальных и полевых исследований классификация А. Ф. Лебедева получила дальнейшее развитие в трудах многих ученых Советского Союза (Роде, 1952; Сергеев, 1971; Ломтадзе, 1970 и др.). Исходя из запросов инженерной геологии и грунтоведения, многие авторы детализируют представления о гигроскопической и пленочной воде в классификации А. Ф. Лебедева. Эти виды воды называют физически связанной водой. По характеру связи с минеральными частицами и по особенностям свойств связанная вода подразделяется на прочносвязанную воду (адсорбированную, гигроскопическую), удерживаемую па поверхности частиц породы силами, соответствующим и сотням и тысячам атмосфер, и рыхлосвязанную воду, слои которой более удалены от частиц горной породы. Рыхлосвязанная вода удерживается в породах значительно меньшими силами и, но своим свойствам существенно отличаясь от прочносвязанной, близка к свободной воде.
продолжение
--PAGE_BREAK--3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В зависимости от происхождения выделяются подземные воды нескольких типов: 1) инфильтрационные, 2) конденсационные, 3) седиментогенные, 4) «ювенильные» (или магмогенные).
Инфильтрационные подземные воды образуются в результате просачивания (инфильтрации) в глубину атмосферных осадков, выпадающих па земную поверхность. Как известно, на земном шаре происходит непрерывный влагооборот, в котором принимают участие атмосферные, поверхностные и подземные воды. Вода океанов, морен, рек под влиянием солнечного тепла испаряется и насыщает парами воздух. Воздушные массы, непрерывно перемещаясь, переносят пары в пределы суши, где они при благоприятных условиях сгущаются и выпадают па поверхность Земли в виде атмосферных осадков. Здесь они расходятся по трем путям: одна часть стекает по склонам в ручьи и реки, которые несут свои воды в моря и океаны; вторая испаряется с поверхности Земли и третья просачивается в глубину, где и происходит накопление подземных вод. Последние в свою очередь движутся по направлению к рекам и морям. Одним из доказательств именно такого происхождения подземных вод (инфильтрации) может служить качественное и количественное изменение воды в колодцах во время дождливой погоды. Есть основание полагать, что инфильтрация — основной источник пополнения запасов подземных вод.
Конденсационные подземные воды. В некоторых климатических зонах, например в пустынях, наблюдаются явления, которые трудно объяснить инфильтрационной теорией происхождения подземных вод. При малом количестве атмосферных осадков с крайне неравномерным их распределением во времени (по нескольку месяцев совсем не бывает дождя) и при огромном испаряемости в пустынях пег условий для пополнения подземных вод путем инфильтрации. Между тем на некоторой глубине от поверхности повсеместно в.пустынях обнаруживается слой влажных пород пли скопление подземной воды.
В 1877 г. немецкий гидролог О. Фольгер выступил с конденсационной теорией происхождения подземных вод. По его представлениям, теплый воздух, содержащий водяные пары, проникая в более холодные горные породы, отдает им часть влаги путем конденсации. Автор считал свою теорию универсальной и отрицал возможность накопления подземных вод в результате инфильтрации атмосферных осадков — «ни одна капля воды не происходит за счет капель дождевой воды».
Выдвинутая Фольгером теория не была подтверждена экспериментальными данными и совершенно не вязалась с представлениями о скорости воздухообмена между атмосферой и верхними необводненными слоями литосферы, что вызвало резкие возражения против нее.
Конденсационная теория происхождения подземных вод была возрождена на совершенно новой основе русским исследователем агрономом А. Ф. Лебедевым, который выполнил блестящие эксперименты, связанные с вопросом о влажности пород и перемещения влаги в различных состояниях.
А. Ф. Лебедев установил, что между атмосферой и литосферой существует известное равновесие в водном режиме. Вода в виде пара находится в свободной атмосфере, а также в воздухе, который заполняет пустоты и поры в почве и горных породах. Водяной пар может перемещаться в пространстве от места к месту вследствие различной упругости. Перемещение пара происходит в направлении от мест, где он обладает большей упругостью, к месту с меньшей упругостью. Если упругость водяного пара в свободном воздухе больше, чем в воздухе, заполняющем поры почвы и горных пород, то он будет перемещаться из воздуха в почву. Попадая в области низких температур, свойственных почве и горным породам, водяной пар начинает конденсироваться (сгущаться) и переходить в жидкое состояние, подобно тому, как образуется роса при резкой смене температур дня и ночи. Так может накопиться некоторое количество воды в породах, что имеет большое значение для засушливых и пустынных районов.
Накоплением влаги в почве конденсационным путем можно объяснить то явление, что во многих случаях, несмотря на отсутствие дождей в течение длительного периода, посевы не гибнут. В это время почва с поверхности сильно иссушается, но растения получают влагу, накопившуюся конденсационным путем в более глубоких горизонтах, что и способствует сохранению их.
Конденсация протекает и в других климатических зонах — умеренных и влажных, но- в смысле пополнения запасов подземных вод она имеет подчиненное значение в сравнении с инфильтрацией атмосферных осадков. Наряду с конденсацией водяных паров Л. Ф. Лебедев всегда отводил большую роль и процессам инфильтрации.
Седиментогенные подземные воды (лат. scdimen-tum— осадок). Это воды морского генезиса, образовавшиеся в процессе накопления морских осадков в последующего их изменения.
Морская вода с растворенными в пей солями всегда пропитывает иловые осадки, постоянно накапливающиеся на дне моря. В ходе прогибания земной коры и дальнейшего осадконакопления и диагенеза под влиянием все увеличивающегося давления эта вода начинает выжиматься вверх. Это особенно имеет место в алеврнто-тлипнстых осадках. Благоприятные условия для формирования седимептогспных подземных под создаются па большой глубине (несколько километров) при захоронении их мощными водонепроницаемыми пли слабо проницаемыми слоями.
Вместе с тем в ходе геологического развития под влиянием различных факторов ссдпнсптогсппые воды претерпевают значительные изменения. Иногда происходит сменимте их с подами других генетических типов, пли даже полное вытеснение их ипфильтрационными водами.
«Ювепильные» (девственные) подземные воды. Многие источники подземных вод в областях современной или недавней вулканической деятельности молодых гор обладают повышенной температурой и содержат в растворенном состоянии необычные для поверхностных условий соединения и газовые компоненты. Для объяснения происхождения таких вод австрийским геологом Э. Зюссом в 1902 г. была выдвинута так называемая ювенильная теория. По его представлениям, они могли образоваться из газообразных продуктов, выделяющихся в изобилии из магмы при ее остывании. Попадая в области с более низкими температурами, водяные пары начинают конденсироваться и переходить в капельножидкое состояние, образуя особый генетический тип подземных вод.
Однако пары воды, выделившиеся из магмы на глубине, так же как и другие газообразные компоненты, проникая вверх по разломам в земной коре, могут встречаться и смешиваться с обычными подземными водами инфильтрационного происхождения и в таком случае поступают на поверхность в смешанном виде.
С другой стороны, инфильтрационные подземные воды при благоприятных условиях могут проникать па большую глубину, в область более высоких температур, где они нагреваются, обогащаются растворенными минеральными веществами и газами и существенно изменяют свой первоначальный состав.
продолжение
--PAGE_BREAK--4. КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Подразделение подземных вод на ряд типов может быть осуществлено по различным признакам: по происхождению, условиям залегания, гидравлическим свойствам, химическому составу, возрасту и т. п. Имеется много различных систем классификации.
Подразделение подземных вод по их происхождению приведено выше. По условиям залегания выделяются три основных типа подземных вод: верховодка, грунтовые воды и напорные межопластовые, или артезианские, воды. Иногда выделяют межпластовые безнапорные воды.
Рис. 3. Схема залегания грунтовой воды и соотношение ее с
верховодкой:
/ — зона аэрации; // — зона насыщения водой (грунтовая вода); /// — водоупорное ложе; IV— зона капиллярного поднятия; V— верховодка; / — песок; 2 — водонасыщенный песок; 3 — глина; 4 — тяжелый суглинок; 5 — источник; 6 — направление движения грунтовых вод; 7 — зеркало, или уровень, грунтовых вод
Верховодка. К верховодке относятся подземные воды, залегающие на небольшой глубине от поверхности земли в зоне аэрации. Отличие верховодки от грунтовых вод в основном заключается в том, что она располагается выше них и, кроме того, ограничена площадным распространением. Это периодически существующие локально развитые подземные воды, не имеющие регионально выдержанного водоупора. Они накапливаются на поверхности небольших линз или перемежающихся слоев водонепроницаемых и полупроницаемых горных пород. Таковы, например, линзы морен в флювиогляциальных отложениях, погребенные почвенные горизонты в лёссовидных суглинках, глинистые линзы в песчаном аллювии и т. п. (рис. 3). Мощность верховодки (0,5—1, редко 2—3 м) и ее уровень подвержены значительным колебаниям, которые находятся в соответствии с климатическими изменениями. Наибольшей величины мощность верховодки достигает весной или осенью. Часто, при малом количестве осадков, верховодка совсем исчезает. Большое количество таких линз. верховодки можно наблюдать в степных районах юго-востока европейской части СССР, где они обычно локализованы под степными блюдцами и другими понижениями рельефа, развитыми на поверхности лессовидных суглинков. Местное население использует эту воду для водоснабжения.
Грунтовые воды.Грунтовые воды пользуются большим распространением. Это воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта, залегающего на первом более или менее выдержанном водонепроницаемом слое. Они могут накапливаться как в рыхлых пористых антропогеновых и доантропогеновых породах, так и в трещиноватых твердых горных породах. Отсутствие водоупорной кровли обусловливает питание их на всей площади распространения, или, иначе, область питания грунтовых вод совпадает с областью их распространения.
В грунтовых водах следует различать верхнюю поверхность, или зеркало грунтовых вод, и водоупорное ложе (водонепроницаемая горная порода, подстилающая грунтовые воды) (см. рис. 3). Порода, насыщенная водой, называется водоносным слоем или водоносным горизонтом. Мощность водоносного слоя — расстояние от зеркала грунтовых вод до водоупорного ложа. Грунтовые воды по своим гидравлическим особенностям — безнапорные или обладающие небольшим местным напором. Уровень грунтовых вод подвержен достаточно резким колебаниям в зависимости от метеорологических условий. К зеркалу грунтовых вод примыкает капиллярная кайма, в которой поры породы лишь частично заполнены водой, поднимающейся по капиллярам.
Движение грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод редко бывает горизонтальным. Часто оно повторяет, в несколько сглаженном виде, рельеф поверхности и имеет четко выраженный наклон в сторону пониженных мест. Происходит это вследствие того, что подземные воды находятся в непрерывном движении. Они двигаются в виде грунтового потока, подчиняясь силе тяжести, в направлении к оврагам, рекам, морям и другим понижениям рельефа, где происходит их разгрузка в виде источников. Эти области называются областями разгрузки, или областями дренирования. Грунтовые воды движутся по порам и нешироким трещинам в виде отдельных тонких струек, параллельных друг другу. Такой вид движения называется ламинарным. Скорость движения подземных вод зависит от водопроводимости горных пород, а также от гидравлического уклона зеркала воды. Под уклоном понимается отношение где h— превышение уровня воды в одной точкенад уровнем воды в другой; l— расстояние между двумя точками. Уклон зеркала грунтовых вод называют также напорным градиентом и обозначают буквой I. Действительная скорость движения грунтовых вод в сравнении со скоростями течения рек относительно невелика. В песках мелкозернистых и однородных скорости движения воды при больших уклонах могут достигать 1—5 м/сут, в крупнозернистых гравийных песках— 15—20 м/сут, а в галечниках и сильно трещиноватых закарстованных известняках 100 м/сут, а иногда значительно больше.
Режим грунтовых вод. Уровень, количество и качество грунтовых вод с течением времени меняется. Они чувствительно реагируют на изменение внешних гидрометеорологических условий, будучи тесным образом связаны с водным режимом Земли.
Основным ведущим фактором при этом являются климатические условия и особенно количество атмосферных осадков. В многоводные годы, когда атмосферных осадков выпадает много, уровень грунтовых вод повышается, в маловодные годы, наоборот, понижается. Иногда колебания уровня имеют резко выраженный сезонный характер и в течение года достигают нескольких метров. При этих колебаниях некоторыеслои пород периодически то заполняются водой, то осушаются. Таким образом, па пространстве от поверхности Земли до водоупорного ложа отчетливо выделяются 8 зоны: 1) зона аэрации, располагающаяся над уровнем грунтовых вод, она не заполнена водом, и атмосферные осадки через нее лишь просачиваются в нижележащие, зоны; 2) зона п е р и о д и ч е с к о г о п а с ы щ е н и я в од о и, расположенная между минимальным уровнем подземных вод, соответствующим засушливым периодам, и наивысшим, устанавливающимся в многоводные периоды.
Рис. 4. Схема залегания и движения грунтовых вод в
междуречном массиве:
1 — песок; 2 — суглинок; 3 — минимальный уровень грунтовых вол; 4 — максимальный уровень грунтовых вод
Рис. 5. Различные случаи соотношения поверхностных и
грунтовых под (но М. Л. Вевиоровской):
А—зеркало грунтового потока наклонено к реке (обратное соотношение наблюдается только в период паводков);
Б—зеркало грунтового потока наклонено от реки, питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации речных вод; 1— водопроницаемые породы; 2 — водонепроницаемые породы; 3 — уровень грунтовых вод
Эта зона характеризуется периодическим смачиванием и осушением; 3) зона полного насыщения между наинизшим уровнем грунтовых вод и водоупорным ложем (рис. 4). Вместе с изменением уровня грунтовых вод изменяется дебит источников и химический состав воды. В природных условиях наблюдается гидравлическая связь грунтовых вод с поверхностными водотоками, или водоемами (реками, озерами, и т. п.).
В районах с влажным и умеренным климатом реки как правило дренируют грунтовые воды, зеркало которых наклонено к реке. Однако соотношение уровней грунтовых и речных вод изменяется в разноевремя года. Во время паводков в реке, когда уровень воды в ней резко повышается, происходит поднятие уровня грунтовых вод в прибрежной полосе и возникает обратный уклон его (от реки) (рис. 5, А). При спаде уровня паводковых вод уровень грунтовых вод в прибрежной полосе также снижается и в конце концов приобретает свой обычный уклон.
В районах с засушливым климатом часто наблюдается обратная картина, уровень грунтовых вод понижается от реки и, следовательно, питание их происходит речными водами (рис. 5, Б). Это имеет место у рек Амударьи и Сырдарьи и других, получающих основное питание от таяния ледников и снега в горах. При пересечении ими пустынных пространств, они теряют часть своего расхода на питание подземных вод. Следует отметить, что в настоящее время для многих районов фактором, оказывающим существенное влияние на режим грунтовых вод, является хозяйственная деятельность человека (отбор воды для -водоснабжения промышленных предприятий и населенных пунктов, мелиоративные мероприятия, гидротехническое строительство и т. п.). Изменение режима грунтовых вод имеет большое практическое значение при решении ряда народнохозяйственных задач, поэтому изучению его уделяется огромное внимание. При решении вопроса о водоснабжении какого-либо населенного пункта необходимо учитывать наиболее низкое положение уровня грунтовых вод, ниже которого и следует закладывать эксплуатационные скважины и колодцы. Иначе нужно подходить к оценке изменения уровня грунтовых вод при строительстве различного рода сооружений. Здесь особое значение приобретает правильная оценка возможных повышений уровня. Всякое заключение о влиянии грунтовых вод на фундаменты сооружений должно учитывать сведения о наиболее высоком стоянии грунтовых вод для данной местности. При устройстве различных водохранилищ необходимо учитывать величину подпора грунтовых вод в берегах и его влияние па различные сооружения. В комплекс исследований подземных вод неотъемлемой частью входит изучение их режима во времени. Исследования сводятся к длительным (многолетним) стационарным наблюдениям над уровнем грунтовых вод, их температурой, химическим составом, над количеством выпадающих атмосферных осадков и температурой воздуха и над изменением уровня воды в поверхностных водоемах и реках, с которыми обычно связаны грунтовые воды. В настоящее время в различных районах СССР организованы и работают специальные, государственные режимные гидрогеологические станции и, кроме того, существует много ведомственных станций.
Рис. 6. Схема залегания межпластовыхненапорных вод:
1 — водонепроницаемые породы; 2 — водопроницаемые породы; 3 — грунтовые воды; 4 — межпластовые воды; 5 — область питания; 6 — источник
Безнапорные межпластовые воды. Помимо грунтовых вод иногда выделяются безнапорные межпластовые воды, отличающиеся от грунтовых вод тем, что находятся между двумя выдержанными ведоупорными пластами (рис.6). Питание их происходит не на всей площади распространения водоносного слоя, а только в месте выхода его на поверхность (а).
Обычно такие воды развиты в условиях расчлененного рельефа и залегают, выше базиса эрозии (местной гидрографической сети). «Они не заполняют полностью водоносного слоя, не имеют соприкосновения с водонепроницаемой кровлей и характеризуются свободной ненапорной поверхностью. На береговых склонах оврагови рек часто образуются источники, или родники, при вскрытии контакта водоносных и водоупорных пород. Таким образом, межпластовые воды являются проточными и по условиям передвижения аналогичны грунтовым нисходящим водам,, подчиняющимся законам силы тяжести.
Рис. 8.7. Схема залегания артезианских вод:
1 — область питании; 2—водоносный слой; 3— одотчфоппцаеыые слон; 4 — самоизливающийся колодец; 5— колодец, в котором напорная вода не изливается; 6 — пьезометрический уровень напорных вод (рис. Н. П. Костенко)
Напорные, или артезианские, межпластовые воды. К напорным водам относятся, воды, залегающие между двумя водонепроницаемыми пластами горных пород ниже базиса эрозии.
Артезианские воды получили свое название от провинции Артуа (фр. artesien) во Франции, которая в древности называлась Артезия. Там впервые в Европе в 1226 г. при помощи трубчатых колодцев получена самоизливающаяся подземная вода.
Наиболее благоприятные условия для формирования напорных вод создаются в пределах различных прогибов земной коры, а также при моноклинальном залегании горных пород? В первом случае (рис. 8.7, 8,8, I) водоносные слои изогнуты, в виде мульды или чаши.
Рис. 8.8. Разрез артезианского бассейн при мульдообразном (/) и моноклинально)(//) залегании пород:
а —область питания; б —область напора в — область разгрузки; М — мощность артезиаыского горизонта, Н, и Н2 — величинь напора; 1 — водоносные породы; 2 — водонепроницаемые породы; 3 — пьезометрический уровень. Стрелками показано направление движения артезианских вод
В колодцах, заложенных на более низких по рельефу участках, вода будет самоизливаться на поверхность, или, как принято говорить, фонтанировать (колодец 4 на рис. 7), в других же остановится на какой-то глубине от поверхности (колодец 5). Подъем воды в колодцах бывает различный и зависит от высоты расположения областей питания. Плоскость, проходящая через области питания (с учетом потери части напора при движении подземных вод), определяет высоту напора воды в данном месте. Этот напорный уровень называют пьезометрическим уровнем, выше которого вода не может подняться. Пьезометрический уровень обычно выражают в абсолютных отметках по отношению к уровню моря.
В ряде геологических структур, заключающих артезианские воды, выходы водоносного слоя на поверхность расположены на различной гипсометрической высоте. В этом случае отдельные части структуры характеризуются различными гидрогеологическими условиями. На площади более высокого выхода на поверхности водоносного слоя происходит питание напорных вод (область питания), на площади более низкого выхода слоя напорные воды выходят в виде источников, т. е. разгружаются (область разгрузки). Площадь, расположенная между областями питания и разгрузки, называется областью напора (рис. 8, /).
Подземная вода может оказаться под гидростатическим напором и при моноклинальном, или односклопном, залегании пород, особенно в условиях частой смены пород (рис. 8, //), т. е. смены водопроницаемых пород водонепроницаемыми. Вода, поступившая из области питания в водопроницаемые породы, постепенно передвигается по падению слоя и, наконец, достигает глин, не находя далее выхода. Происходит накопление ее в водоносном слое и она оказывается под гидростатическим давлением. Если вскрыть воду колодцем, то она будет обладать напором и поднимется примерно до высоты питания. Подобные же скопления напорных вод возможны в районах тектонических сбросов, когда по линии сместителя водоносные слои оказываются в контакте с водонепроницаемыми породами.
При чередовании водопроницаемых и водонепроницаемых пород, или пород разной проницаемости, в таких структурах могут находиться несколько напорных водоносных горизонтов.
Рассмотренное формирование подземных вод вследствие инфильтрации имеет особенно важное значение в верхних напорных водоносных горизонтах, где наблюдается активный водообмен. К этим горизонтам обычно приурочены подземные воды, пресные или слабо солоноватые. В то же время в глубоких водоносных горизонтах напорные воды всегда соленые, нередко рассолы. А. А. Карцев (1969), Н. Г, Киссин (1967) и другие исследователи отмечают в этих условиях большую роль седиментогенных вод в питании крупных бассейнов напорных вод. По их представлениям, в местах наибольшего прогибания земной коры питание напорных вод происходит путем выжимания седимеитационных вод из алеврито-глинистых отложений под действием геостатического давления, созданного нагрузкой накапливающихся выше отложений. Под давлением глинистые породы испытывают значительное уплотнение ивода, присутствующая в них, выжимается в водопроницаемые слои (пески и др.). уплотнение которых незначительно.
• Л р т е з и а п с к и е б а с с е и н ы. Геологические структуры более или менее значительных размеров, содержащие в себе напорные межпластовые воды, называют а р т с з и а н с к и м и б а с с с н п а м и. Обычно они содержат большие запасы воды, которая широко используется в городах для питьевых и технических целей. В ряде крупных городов напорные воды являются одним из основных источников водоснабжения. На территории СССР имеется несколько обширных артезианских бассейнов, приуроченных к мульдообразным или чашеобразным проги-
Рнс. 8.9. Схематический разрез Диепровско-Донецкого артезианского бассейна (по К. И. Макову):
/ — песок; 2 — глина; 3 — мел и мергель; 4 — глина с песком; 5 — кристаллические породы
бам земной коры, а также к моноклиналям, в которых водопроницаемые и водонепроницаемые слон чередуются друг с другом.
Наиболее известным и имеющим огромное значение в водоснабжении городов и селений центральной части европейской территории Союза являются М о с к о в с к п и артезианский б а с с е и н. Напорные воды приурочены здесь к трещиноватым, местами закарстован-ным известнякам и доломитам каменноугольного возраста. Общая мощность каменноугольных отложений в центральной части Московской впадкны достигает 150—320 м, а к северо-восточной части — 400 м. Напорные воды приурочены здесь к отложениям всех трех отделов — нижпекаменноуголыюму, средпекаменпоуголыюму и верхнекаменноугольному — и образуют несколько водоносных комплексов, изолированных друг от друга глинистыми слоями. Напорные воды этих горизонтов отличаются хорошими качествами и широко используются в ряде мест и в самой Москве для питьевого и промышленного водоснабжения. Области питания этих водоносных горизонтов располагаются на западе, юго-западе, юге и востоке артезианского бассейна.
В более глубоких слоях девонских отложений Московского артезианского бассейна также есть напорные воды, но они отличаются большой минерализацией (содержат много растворенных солей) и для питьевого водоснабжения мало пригодны. .
Другим примером является артезианский бассейн, приуроченный к Днепровско-Донецкой (или Северо-Украинской) мульде, представляю-
щей собой впадину, вытянутую в западно-северо-западном направлении и заполненную породами юрской, меловой и палеогеновой систем (рис. 8.9). В центральной части впадины наблюдается несколько напорных водоносных горизонтов, приуроченных к юрским пескам, к альб-сеноманским пескам, к мергелы-ю-меловой толще верхнего мела, и два водоносных горизонта в песках палеогена. Область питания бассейна располагается па приподнятых северной и северо-восточной окраинах его, а область разгрузки — в долине Днепра. Исключительно благоприятные условия питания н движения подземных вод этого бассейна обусловливают большие ресурсы их и хорошее качество. Они используются для водоснабжения многих населенных пунктов, в числе которых находятся такие крупные города Украины, как Киев, Харьков, Полтава.
продолжение
--PAGE_BREAK--ИСТОЧНИКИ
VЕстественный выход подземных вод на поверхность называется источником (ключ, родник). Источники чаще всего приурочены к долинам рек, балок, оврагов, прорезающих водоносные горизонты, и к берегам морей. Условия естественных выходов подземных вод различны и зависят от состава водовмещающих пород (пористые или трещиноватые), от степени обнаженности склона реки.или оврага, от условий залегания горных пород и других факторов. Вода может спокойно стекать в виде отдельных струп на контакте с водоупорным слоем, иногда па достаточно широкой площади (чаще всего в пористых породах). В отдельных местах она вытекает в виде одной достаточно мощной струи (в пористых и особенно в трещиноватых породах) и, наконец, местами выходит в виде бьющей вверх сильной струи. Иногда подобные источники выходят на дне морей. Такие источники называются с у б -м а р и н и ы м и (лат. marinus— морской).
Если склоны долины реки или оврага покрыты слоем делювиальных суглинков, то последние препятствуют сосредоточенным выходам источников и вода прокладывает себе путь под суглинком. В случае небольшой мощности покровного слоя грунтовая вода постепенно смачивает его. В результате но склону наблюдается сильное увлажнение на значительном протяжении и часто происходит заболачивание.
Источники, питаемые верховодкой и грунтовыми водами, называют и исходя щ и м н, а источники, питаемые напорными водами, — восходящими. Наибольшим колебаниям подвержены нисходящие источники, питаемые верховодкой, которые временами совсем исчезают. Нисходящие источники грунтовых вод более постоянны, хотя их дебиг и качество также подвержены изменениям в зависимости от гидрометеорологических условий, изменяющихся по сезонам года.
По водообилыюсти источники характеризуются большим разнообразием, что связано с условиями питания, а также со степенью водопроницаемости водовмещающих пород; наибольшей водообильностью отличаются источники, выходящие из слоев крупнозернистых песков, галечников и сильно трещиноватых закарстовапных известняков. Карстовые источники, вытекающие из пещер и других карстовых каналов, бывают местами настолько мощны, что могут дать начало ручьям и даже рекам. Такие источники развиты на Крымской яйле, на Кавказе, в Ленинградской области н некоторых других местах нашей страны.
Восходящие источники представляют собой естественные выходы напорных вод. Они характеризуются более или менее постоянным режимом, т. е. постоянным напором, дебитом, химическим составом, температурой. Выходы их приурочены к областям разгрузки артезианских б-ассейнов и часто связаны с зонами тектонических разрывов.
Изучение источников подземных вод и их режима (изменение дебита и качества во времени) имеет огромное значение, так как позволяет судить о балансе подземных вод на том или ином участке. Баланс подземных вод обусловливается притоком (питанием) и расходом воды. Приток осуществляется путем: 1) инфильтрации атмосферных осадков; 2) конденсации паров и просачивания конденсационной воды в глубину; 3) просачиванля воды рек и поверхностных водоемов; 4) поступления седиментацлонных вод в глубокие артезианские водоносные горизонты.
Расход выражается: 1) в выходе источников подземных вод па поверхность земли; 2) в подземном питании открытых водоемов рек; 3) в испарении поднимающейся по капиллярам воды; 4) в испарении через транспиранию ' растениями; 5) в искусственном извлечении воды человеком.
При определении баланса подземных под все указанные, элементы притока и расхода должны быть учтены.
6. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Природные воды характеризуются большой растворяющей способностью. Даже дождевая вода не является идеально чистой, так как она из облаков до поверхности Земли поглощает взвешенную в воздухе пыль и газы воздуха и выпадает до некоторой степени уже минерализованной. Тем более это относится к подземным водам. Протекая по разнообразным горным породам, они взаимодействуют с окружающей средой и изменяют свои свойства и состав. Происходит процесс выщелачивания некоторых горных пород или включений в них и обогащение минеральными солями подземных вод. Кроме того, формирование химического состава подземных вод связано с условиями их происхождения (морские, имфильтрацнонные, ювенильпые и т. д.) и последующими процессами, их изменяющими.
По количеству растворенных веществ природные воды разнообразны и изменяются: от ультрапресных вод (с содержанием в растворе различных элементов в долях процента) до рассолов с полной насыщенностью. Общее содержание растворенных в подземных водах веществ принято называть обще и м и н е р а л и з а ц и е и воды и выражать в г/л или в мг/л.
В. И. Вернадский подразделял все природные воды с точки зрения общей минерализации на четыре больших класса:
'. Пресные, с общей минерализацией до 1 г/л.
2. Солоноватые, с общей минерализацией от I до 10 г/л.
3. Соленые, с общей минерализацией от 10 до 50 г/л.
4. Рассолы (очень сильно минерализованные воды), с обшей минерализацией свыше ' 50,/г/уТ' (300-iVболее г'л). Максимальная вели-чина минерализации, достигающая 500—600 г/л, встречена в последнее время в Иркутском бассейне^
1 Транспирация — физиологический процесс испарения воды живыми растениями.
Приведенная классификация указывает на значительные изменения в минерализации воды — от десятков миллиграммов до сотен граммов на 1 литр воды. В последующем А. М. Овчинниковым и другими исследователями дано более дробное подразделение подземных вод по их минерализации (табл. 8.1). Для питьевых целей наилучшими водами являются пресные, с минерализацией до 1 г/л; при необходимости можно употреблять и слабо-солоноватые воды с общей минерализацией до 2—3 г/л. Воды с большей минерализацией для водоснабжения практически непригодны.
Таблица ^8.1
Общая минерализация и химический состав подземных вод (по А. М. Овчинникову)
Характеристика вод
Общая минерализация, г/л
Химический состав
По В. И. Вернадскому
Ультрапресные
Обычно гидрокарбонат-
Пресные
0,2-0,5 /
ные
,
Пресные
Воды с относительно повы-
! Гидрокарбонатно-суль-
шенной минерализацией
0,5—1 : фатные ,
Солоноватые Соленые
1-3
3—10
Сульфатно-хлоридные 1
Солоноватые
Воды повышенной солености
10 — 35 ! Преимущественно хло- )
ридные
Соленые
Воды, переходные к рассолам
35 — 50 iХлоридиые
Рассолы
50--400 (500)!
Рассолы
В подземных водах содержатся различные химические элементы, но подавляющее большинство их — в ничтожных количествах. Наиболее распространены ионы С1~, SO42"", НС03", Na+, Ca2+, Mg2+, иногда в заметных количествах NH4+, K+, Fe2+ и Мп2+, ц из газов СО2, О2, реже H2S, N?.
Различные сочетания первых основных шести элементов и определяют основные свойства подземной воды (рис. 8.10) — щелочность, соленость н жесткость.
Так, например, при значительной концентрации иопоз Na1 и С1~ вода приобретает соленый вкус, а при большом содержании ионов Na+ и НС03~ приобретает щелочные свойства.
Классификация подземных вод по химическому составу в большинстве случаев производится по преобладающим анионам и катионам. Так, выделяются следующие наиболее распространенные классы: 1) гидро карбонатные воды (HCO;j-> >25? ке-%); 2) сульфатные воды (SC)f>25 з/св-%); 3) х л о-р и д п ы с iiо д ы (С 1 ->25 экв- % ); '1) воды сложного состава — хлоридно-гидрокарбонатные, сульфатно-гидрокарбонатные, хлоридпо-" сульфатные и другие еще более сложного состава. „.По соотношению
Рис. 8.10. Сочетания различных элементов, обусловливающих основные свойства воды
с катионами каждмй из них может бить патриеным, или кальциевым, нлп магниевым, или смешанным — кальциевомагнневым, натриево-кальцпевым и др. Это хороню выражено в классификации, предложенной С. А. Щукаревым и в последующем видоизмененной П. Н. Славя-ЙОБЫМ (табл. 8.2).
Т а б л и ц а 8.2
Классификация подземных вод по химическому составу
-~-^ Катионы i~"--^ Са~+ JCАнионы ~~~~~-- — -^^ 1
I a2+, Ms2«1» M«2+ | Na+, Ca2+
Na+-, Ca'2+. MKa +
Ma4-, MK2+
Na4
i
НСОГ 1
23 4
b
6
7
HCOj-, S0~~ 8
9 j 10 11
,2
13
14
НС07. S0;~, С Г" 15
16 17 18
19
20
21
НС03-, С1- 22 :
23 !M ! 25
26
27
28
30=- | 29 I
30 i 3! 32
33
\*A
35
soj-,a~ 36 .
37 i 38 39
40
'
42
Ci" i 43 i
44 \ 45 i 46
47
48
49
! i
i j
Каждый анион или группа анионов (указанных по вертикали) может образовывать с отдельными катионами или группой катионов (указанных по горизонтали) различные сочетания. Цифрами в таблице обозначены типы вод, соответствующие различным сочетаниям анионов и катионов. Например: к 1-му типу будут относиться гидрокарбонатно-кальциевые воды, ко 2-му — гидрокарбонатно-кальциево-магниевые, к 8-му — гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевые, к 49-му — хлоридно-натриевые.
Как видно из табл. 8.2, отчетливо проявляется закономерность изменения химического состава вод с увеличением их минерализации от гидрокарбонатных к хлоридным.
В ряде артезианских бассейнов наблюдается хорошо выраженная вертикальная зональность. В верхних водоносных горизонтах развиты гидрокарбонатные воды, ниже смешанные и далее сульфатные, а еще ниже высокоминерализованные хлоридные. Существуют и другие классификации подземных вод (Алекин, 1970), в которых учитывается не только деление по преобладающим анионам и катионам, но и соотношение между ними.
продолжение
--PAGE_BREAK--