Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

141

ми гравия и гальки, а в удаленных от края ледника в спокойных условиях

формировались осадки ленточного типа, представленные чередующимися

тонкозернистыми песками, алевритами и глинами. Местами для них ха-

рактерна четко выраженная сезонная слоистость, проявляющаяся в рит-

мичном повторении годичных лент осадков. Они состоят из более мощно-

го относительно грубого песчаного, иногда песчано-алевритового слоев и

маломощного зимнего глинистого слойка. Подсчет годовых слойков дает

возможность судить о длительности осадконакопления, времени возник-

новения озера и скорости отступания ледника. По имеющимся сведениям,

основанным на анализе ленточных глин, скорость отступания последнего

ледника в Швеции составила 325 м/год, а в Финляндии - 260 м/год.

§26. Подземные воды

Наука, занимающаяся изучением подземных вод планеты: закономер-

ностей их распространения в земной коре, условий залегания и движения,

свойств и состава, взаимодействия с горными породами и возможности их

хозяйственного использования, называется

гидрогеологией.

Теории происхождения подземных вод. Древние философы и натура-

листы не имели даже приблизительного понятия об объеме атмосферы

Земли, о водяных парах, составе воздуха и воды океанов, морей и подзем-

ных вод. Однако они настойчиво пытались объяснить многие природные

явления, в том числе и происхождение подземных вод. Древними фило-

софами и натуралистами были выдвинуты различные теории происхож-

дения подземных вод, которые в современной интерпретации называют:

1) инфильтрационной,

2) конденсационной,

3) седиментационной,

4) ювенильной.

Инфильтрационная теория происхождения подземных вод возникла

одной из первых. Первое ее изложение относится к I в. до н. э. (Марк Вит-

рувий Поллио). В XVII-XVIII вв. она была поддержана и научно обосно-

вана П.Перро, Э.Мариоттом, Э.Галлеем, М.В.Ломоносовым и др.

М.В.Ломоносов (XVIII в.) писал об образовании подземных вод за счет

инфильтрации атмосферных осадков: «...

что в рудники и жилы воды из

гор самих с минералами вытекают, то явствует и далее; чтож оная

вода верховая от дождей, то изведали сами рудокопы, кои уверяют, что

в сухие и бездождевые годы минеральные воды в рудниках не так одоле-

вают, как в дождливые

». Таким образом, он по существу высказал мысль

о питании подземных вод за счет поглощения (инфильтрации) атмосфер-

142

ных осадков и увязал это явление с геологическими процессами, про-

текающими в «слоях земных». Он утверждал, что атмосферная вода

«...

глубоко в Землю проницая, выводит с ключевою водою глубоко-

потаенные минералы

».

Сегодня суть этой теории заключается в том, что подземная вода фор-

мируется путем проникновения (инфильтрации) в глубь Земли дождевых

и талых вод, а разнообразие ее химического состава объясняется раство-

рением и выщелачиванием горных пород. В настоящее время инфильтра-

ционная теория признается наиболее достоверной в отношении происхо-

ждения и формирования большинства пресных и некоторых типов мине-

ральных вод.

Конденсационная теория. В IV в. до н. э. древнегреческий философ

Аристотель высказал мнение, что хотя источником всех вод на Земле яв-

ляется влага атмосферы, питание рек происходит двояким путем: во-

первых, дождевыми водами, которые в большем количестве выпадают в

горах; во-вторых, и главным образом водами, которые образуются в мно-

гочисленных земных холодных пустотах в результате конденсации в них

паров воды из воздуха, поступающего из атмосферы. Таким образом, он

явился родоначальником конденсационной теории. В 1877 году эту тео-

рию особенно горячо пропагандировали О.Фольгер и его сторонники. Они

утверждали, что в холодных пористых породах верхних слоев Земли про-

исходит конденсация (сгущение) водяных паров воздуха, которая в итоге

приводит к формированию подземных вод. По теории О.Фольгера, про-

цесс конденсации протекает следующим образом. Атмосферный воздух,

содержащий водяные пары, проникает в поры почвы и нижележащих сло-

ев горных пород и, соприкасаясь там с более холодной поверхностью час-

тиц, отдает им часть своей влаги. Таким образом, на частицах пород про-

исходит конденсация водяных паров воздуха, подобная росе, осаждаю-

щейся по утрам на охлажденной поверхности Земли. Гипотеза О.Фольгера

имела много слабых сторон. В частности, при конденсации, как известно,

выделяется тепло, которое уже через сравнительно короткое время долж-

но повысить температуру пород зоны аэрации настолько, что дальнейшая

конденсация станет невозможной. Только в 1907–1919 годах русский

ученый А.Ф.Лебедев в результате широко поставленных эксперименталь-

ных работ и наблюдений доказал возможность конденсации водяных па-

ров воздуха в порах горных пород. Принципиальным отличием доказа-

тельства А.Ф.Лебедева от гипотезы О.Фольгера является правильный ана-

лиз причин, вызывающих конденсацию влаги. Он объясняет этот процесс

разностью упругости водяных паров атмосферного и почвенного воздуха

или водяных паров, находящихся в различных слоях зоны аэрации; разно-

стью, вызывающей перемещение водяного пара из пространства с боль-

143

шей упругостью в пространство с меньшей упругостью. Такое передви-

жение влаги при относительной влажности воздуха, равной 100%, приво-

дит к ее конденсации на поверхности частиц горной породы.

В последние годы большинство исследователей конденсационную

теорию рассматривают совместно с инфильтрационной, поскольку влага

при этих видах питания имеет атмосферный генезис.

Седиментационная теория. Эта теория так же, как и инфильтрационная,

зародилась в глубокой древности, когда пытались установить прямую связь

между водами океанов, морей и подземными водами. Инфильтрационная

теория не могла объяснить происхождения высокоминерализованных вод и

рассолов глубоких слоев осадочных толщ. В первоначальной формулировке

этой теории предполагалось, что высокоминерализованные воды в породах

являются остаточными (реликтами) водами древних морей, которые обра-

зовались одновременно с отложением осадков в морских бассейнах и со-

хранившие свой состав в неизменном виде до настоящего времени. В такой

упрощенной форме происхождения подземных вод эта теория называлась

реликтовой, или погребенной. Подобные представления на происхождение

и формирование соленых вод оказались вскоре в явном противоречии с

данными геологии о формировании осадочных пород, а также с гидрогео-

логическими и гидрогеохимическими фактами.

Ювенильная теория означает юная. Так называют воду, выделяющую-

ся из магмы и до своего появления на поверхности Земли еще не участво-

вавшую в общем круговороте воды. В XVI веке Агрикола высказал

мысль, что в земной коре могут сгущаться пары воды, идущие снизу с

больших глубин. Это предположение в то время не получило развития и

поддержки. В 1902 году известный австрийский геолог Э.Зюсс выступил с

ювенильной теорией происхождения подземных вод. Согласно его взгля-

дам образование многих минеральных вод, особенно горячих и газирую-

щих, происходит за счет выделения паров из магмы, которые, конденси-

руясь в более холодных сферах, поднимаются по глубоким тектоническим

трещинам и разломам и появляются на поверхности в виде минеральных

источников. Как уже отмечалось, на ранних этапах образования Земли и

гидросферы вода образовалась в результате дегазации мантии. Таким об-

разом, по генезису, основываясь на гипотезе А.П.Виноградова, все воды

на Земле являются ювенильными. Однако такое предположение оказалось

возможным высказать только в наше время, когда накоплен огромный

исследовательский материал. Тем не менее, даже в настоящее время этот

вопрос нельзя считать окончательно решенным. В настоящее время боль-

шинство исследователей не отрицают возможность образования какого-то

количества ювенильной воды в магматических очагах. Однако доля их в

общем балансе подземных вод, по-видимому, незначительна.

144

Вода в горных породах. В подземной части гидросферы планеты могут

быть выделены две принципиально различные группы подземных вод:

1) воды в свободном состоянии, способные к самостоятельным фор-

мам движения, различным, в зависимости от конкретного вида воды;

2) воды в связанном состоянии, не способные к самостоятельным

формам движения, без перехода в свободное состояние.

Воды в свободном состоянии существуют в виде (рис. 35):

1) пара (парообразная);

2) гравитационной воды (просачивающейся, капельно-жидкой, подзем-

ных потоков);

3) воды в надкритическом состоянии.

Воды в связанном состоянии подразделяются на четыре группы:

1) вода, физически связанная с поверхностью минеральных частиц (ске-

лета) горных пород (прочносвязанная, рыхлосвязанная, осмотическая,

капиллярно-связанная);

2) вода химически связанная с горными породами (кристаллизационная,

цеолитная, конституционная);

3) иммобилизованная (вакуольная) вода;

4) вода в твердом состоянии (лед).

Рис. 35. Схема связи различных форм жидкой

подземной воды с частицами породы (по

А.Ф.Лебедеву)

1–частицы пород; 2– молекулы воды; а–

гигроскопическая вода при неполном насы-

щении; б–гигроскопическая вода при полном

насыщении; в,г–пленочная вода: частицы (в)

при неполном молекулярном насыщении,

частица (г) при полном молекулярном насы-

щении с пленкой максимально возможной

толщины; пленочная вода движется налево

до выравнивания толщины пленок; д–грави-

тационная вода, образующая каплю, стекаю-

щую вниз под влиянием силы тяжести

__________________________________________

Вода в парообразном состоянии (водя-

ной пар

) существует в виде молекул Н

О в

воздухе, заполняющем пустоты в горных

породах или в виде пароводяной смеси (па-

рогидротерм), образующейся из перегретых

(t>100°C) подземных растворов.

145

Свободной гравитационной водой называются подземные воды, дви-

жение которых происходит под действием силы тяжести или градиента

гидростатического давления.

Просачивающейся называется подземная вода, формирующаяся в не-

насыщенной зоне и передвигающаяся преимущественно в капельно-

жидкой форме под действием силы тяжести.

Водой подземного потока называется свободная гравитационная вода,

передвигающаяся в условиях полного насыщения свободного пространст-

ва горных пород под действием силы тяжести и градиента гидростатиче-

ского давления.

Водами в надкритическом состоянии называются подземные воды с

температурой и давлением выше критических; для чистой H

O критиче-

ская температура равна 374°С, давление – 2,2–10

кПа.

Связанной называется вода, различным образом связанная с поверхно-

стью минерального скелета (частиц) горной породы или входящая в со-

став породообразующих минералов и минеральных соединений. Она под-

разделяется на прочносвязанную, осмотическую и капиллярную воду.

Прочносвязанной называется вода, образующаяся непосредственно на

поверхности минеральных частиц горных пород в результате процессов

адсорбции молекул воды (адсорбированная вода).

Осмотическая вода формируется на внешней границе пленки прочно-

связанной воды в связи с относительно более высокой концентрацией ка-

тионов вблизи поверхности минеральных частиц. Компенсация избыточ-

ных положительных зарядов осуществляется путем образования слоя сла-

босвязанной воды (энергия связи менее 0,4 кДж/моль), которая называет-

ся осмотической.

Капиллярной (капиллярно-связанной) водой называется вода, которая

удерживается в порах и трещинах минерального скелета горной породы

силами поверхностного натяжения (менисковые силы).

Химически связанной водой называется вода, которая принимает участие в

строении кристаллической решетки минералов в виде молекул Н

О или в

строении молекул сложных минеральных соединений в виде ОН

и Н

Вода, входящая в кристаллическую решетку минералов в виде молекул

О, называется кристаллизационной. Содержание такой воды в некото-

рых минералах (гипс (CaSO

⋅

⋅⋅

⋅ 2H

O); мирабилит (Na

⋅

⋅⋅

⋅10H

O); бишофит

(MgCl

⋅

⋅⋅

⋅6H

O) достигает 50% и более. Удаление кристаллизационной воды

в большинстве случаев происходит при нагревании до 300–400°С и при-

водит к разрушению кристаллической решетки минералов с форми-

рованием безводных модификаций этих соединений.

Вода, содержащаяся в минералах и минеральных соединениях в видe

гидроксила (ионов водорода и оксания), называется

конституционной.

146

Специфическими видами связанной (несвободной) воды являются

им-

мобилизованная

(вакуольная) вода и вода в твердом состоянии (лед).

Иммобилизованной (вакуольной) называется вода, которая содержится в

изолированных пустотах минерального скелета горных пород (вакуолях).

§27. Водно-физические и коллекторские свойства горных пород

Пористость. Одним из важнейших гидрогеологических показателей

горных пород является их пористость (табл. 7). В песчаных слабосцемен-

тированных породах выделяют поровую пористость, а в массивных (пес-

чаниках, гранитах и др.) – трещинную. Подземные воды заполняют поры,

трещины, карстовые каналы и другие пустоты в горных породах. Объем

всех пустот в породе принято называть

скважностью. Естественно, чем

больше скважность, тем больше порода может вместить воды. Для дви-

жения подземных вод в горных породах большое значение имеют разме-

ры пустот. В мелких порах и трещинах площадь соприкосновения воды со

стенками пустот больше, и они оказывают значительное сопротивление

движению воды, поэтому ее течение в мелкозернистых песках даже при

больших напорах крайне затруднено. Чем крупнее размеры пустот, тем

меньшее сопротивление испытывает вода при движении. Различают ка-

пиллярную и некапиллярную скважность. Для капиллярной скважности

характерны мелкие пустоты, где вода передвигается главным образом под

действием электрических сил и сил поверхностного натяжения. К нека-

пиллярной скважности относят крупные, лишенные капиллярных свойств

пустоты, в которых вода передвигается только под влиянием силы тяже-

сти и разности напора.

Мелкие пустоты в горных породах называют пористостью. Обычно

различают три вида пористости: общую (полную, абсолютную, физиче-

скую); открытую (действительную, пористость насыщения) и динамиче-

скую. Общая пористость количественно определяется отношением объема

всех мелких пустот в данном образце породы (включая и несообщающие-

ся между собой пустоты) ко всему объему образца. Выражается общая

пористость в долях единицы или чаще в процентах

%100

n =

где

– общий объем всех пустот, содержащихся в горной породе; v

–

объем горной породы.

Генетически пористость горных пород может быть представлена пус-

тотами различного типа:

147

• межзерновая пористость осадочных рыхлых и слабосцементированных

пород, связанная с неплотной упаковкой зерен минерального скелета;

• пористость, образующаяся при остывании и связанном с этим умень-

шении объема магматических горных пород;

• пористость, связанная с процессами эпигенетического изменения

горных пород (перекристаллизация, выщелачивание растворимых зерен

минерального скелета, разуплотнение при уменьшении давления и т. д.).

Влагоемкость. В зависимости от литологических особенностей, сте-

пени сцементированности и структуры пор, горные породы способны

вмещать и удерживать в себе то или иное количество воды. Это свойство

пород носит название

влагоемкости.

Таблица 7

Значения общей пористости различных типов горных пород

Типы пород Породы Средняя пористость, %

Свежие осадки

Илы глинистые

Торф

Почвы

50,0

80,0

55,0

Породы верхней части

коры выветривания

Пески

Лёсс

Суглинки

Глины

35.0

45,0

35,0

Осадочные породы

Песчаники

Глины

Гипс

Мел

10–20,0

20–40,0

1,0

30,0

Метаморфические

породы

Сланцы глинистые

Кварциты, гнейсы, мрамора

4,0

2,0

Магматические

породы

Граниты, сиениты

Эффузивные породы

Интрузивные породы

1,0

2,0

1,0

В отличие от этого количество воды, непосредственно содержащейся в

горной породе, отнесенное к объему или массе горной породы, называет-

ся ее

влажностью. Численно влажность и влагоемкость горной породы

определяются из одного соотношения:

(

((

()

))

)

%100

ωω

где

ωω

– объемное значение влагоемкости (W – влажности) горной породы

(в долях единицы, или %);

– объем воды, содержащейся в горной поро-

148

де (см

, м

); v

– объем горной породы (образца) в абсолютно сухом со-

стоянии (см

, м

Влагоемкость так же, как и естественная влажность пород, выражается

в долях единицы, а также в весовых или объемных процентах. По степени

влагоемкости выделяют три группы пород:

1) влагоемкие – торф, глина, суглинок;

2) слабовлагоемкие – глинистый песок, лёсс, мергель, глинистый песчаник;

3) невлагоемкие – массивные изверженные и метаморфические породы.

В зависимости от видов воды, содержащейся в породах, различают:

гигроскопическую влагоемкость (или влажность), максимальную молеку-

лярную влагоемкость, капиллярную влагоемкость и полную влагоемкость.

Гигроскопической влагоемкость, или гигроскопичностью, называют

способность частиц породы притягивать из воздуха парообразную влагу.

Различают два вида гигроскопичности: неполную и максимальную. Под

неполной гигроскопичностью понимают то количество водяных паров,

которое поглощается породой из воздуха при данной его относительной

влажности. Максимальной гигроскопичностью называется максимальное

количество водяного пара, которое может поглотить из воздуха порода

при полном насыщении последнего водяными парами.

Капиллярная влагоемкость выражается максимальным количеством

воды, удерживаемой только в капиллярных порах породы.

Полная влагоемкость соответствует максимальному количеству воды,

содержащемуся в породе при полном насыщении пор водой.

Под

естественной влажностью породы понимается ее физическое со-

стояние, зависящее от количества свободной и поверхностно связанной

воды, находящейся в порах пород, в природных условиях их залегания.

Естественная влажность породы определяется количеством воды, содер-

жащейся в ее порах и трещинах в данный момент. Величина естественной

влажности зависит от нескольких факторов: состава пород, условий их

залегания, физических, водных и других свойств.

Естественная влажность пород, залегающих выше уровня подземных

вод, подвержена сезонным и даже суточным колебаниям. Эти колебания

влажности обусловлены главным образом количеством фильтрующихся с

поверхности атмосферных осадков, величиной испарения и, возможно,

непостоянством относительной влажности почвенного воздуха. В водо-

носных пластах (в зоне насыщения) естественная влажность практически

постоянна и обычно близка к максимальной при данных условиях.

Величину естественной влажности принято выражать в процентах или

долях единицы по отношению к массе абсолютно сухой породы (см. вы-

ше). Определяется она путем последовательного взвешивания испытуемо-

го образца породы с естественной влажностью и образца, высушенного

149

при температуре 100–105°С. Отношение потери в массе образца при вы-

сушивании к массе абсолютно сухого образца дает естественную (весо-

вую) влажность породы в долях единицы.

Водоотдача. Способность водонасыщенных горных пород отдавать

воду путем свободного стекания под действием силы тяжести носит на-

звание

водоотдачи. Удельная водоотдача характеризуется количеством

воды, которое можно получить из 1 м

породы. Величина водоотдачи оп-

ределяется отношением объема свободно стекающей воды к объему всей

породы и выражается в долях единицы или процентах:

µµ

= W

– W

где

– полная влагоемкость, а W

– молекулярная влагоемкость.

Водоотдачу можно также приближенно вычислять как разность между

общей пористостью и максимальной молекулярной влагоемкостью.

Различные породы имеют различную водоотдачу (в долях единицы):

Пески крупнозернистые

Пески среднезернистые

Пески мелкозернистые

Суглинки

Торф

Песчаники сцементированные

Известняки трещиноватые

0,25–0,35

0,20–0,25

0,15–0,20

> 0,10

0,05–0,15

0,02–0,03

0,008–0,10

Проницаемость – это способность горных пород пропускать через се-

бя воду, другие жидкости и газы под действием силы тяжести или гради-

ента давления. Применительно к движению свободной (гравитационной)

воды это свойство называется водопроницаемостью (фильтрационной

способностью) горной породы и характеризуется

коэффициентом филь-

трации

(К) (см/с, м/сут.). Величина коэффициента фильтрации зависит от

свойств самой горной породы.

Проницаемость горных пород, зависящая только от свойств породы,

характеризуется

коэффициентом проницаемости (К

), который связан с

коэффициентом фильтрации следующим соотношением:

KKK

νν

ρρ

µµ

γγ

µµ

===

где

µ – динамическая вязкость жидкости; γ – вес единицы объема воды; g

– ускорение свободного падения;

ρ – плотность жидкости; ν – коэффици-

ент кинематической вязкости.

150

В практике гидрогеологических расчетов, особенно в нефтяной гидро-

геологии, для характеристики проницаемости горных пород используется

также единица, называемая

дарси (D)

Капиллярность. Выше отмечалось, что мелкие поры в горных породах

обладают свойствами обычных капиллярных трубок, отличаясь от послед-

них только формой своего сечения и ориентировкой в пространстве. Ка-

пиллярные поры в горных породах образуют сложную сеть, в которых про-

является действие капиллярных сил – поверхностного натяжения и избира-

тельного смачивания. Капиллярная вода располагается над поверхностью

подземных вод (обычно грунтовых) и тесно связана с последней. Но при

неоднородных литологических особенностях пород зоны аэрации она мо-

жет и не являться связанной с уровнем (поверхностью) подземных вод.

Водоносные и водоупорные породы. Зона насыщения подземной гид-

росферы сложена различными по литологическим особенностям и геоло-

гическому возрасту породами. С точки зрения аккумуляции подземных

вод, просачивания их через толщи пород, а также отдачи породами воды

при их эксплуатации колодцами и скважинами, выделяются водоносные

(заключающие гравитационную воду) и водоупорные (водонепроницае-

мые) породы.

Водоносными называют такие породы, которые содержат свободную во-

ду, способны пропускать ее через свою толщу и сравнительно легко отдавать

под действием силы тяжести. К таким породам относятся: галечники, граве-

литы, слабо сцементированные конгломераты и песчаники, пески, алевро-

литы, известняки, трещиноватые магматические и метаморфические породы.

водоупорным (водонепроницаемым) относят такие породы, которые

весьма слабо пропускают (фильтруют) или совсем не способны пропус-

кать и отдавать воду в природных условиях; такими породами являются

глины, тяжелые суглинки, плотный, хорошо разложившийся торф, глини-

стые сланцы, аргиллиты, каменная соль, гипс, мергели, а также все плот-

ные и нетрещиноватые магматические и часть метаморфических пород.

§28. Физико-химические свойства подземных вод

Физические свойства подземных вод. Физические свойства подземных

вод являются важнейшими показателями качества, и их оценка необходима

при любых гидрогеологических исследованиях.

Мутность и прозрачность. Мутность воды обусловлена наличием взве-

шенных частиц и выражается их массой на единицу объема воды (мг/дм

Дарси – проницаемость образца длиной 1 см, площадью поперечного сечения 1 см

, через

который при падении давления на 1 атм протекает 1 см

/с жидкости вязкостью 0,001 Па⋅

⋅⋅

⋅с.