Типы подземных вод. Классификация подземных вод.

Подземные воды - полезное ископаемое, особенно ценное своей возобновляемостью в естественных условиях и в процессе эксплуатации. Самая общая схема классификации подземных вод выделяет три основные их типа по условиям залегания и характеру напора: верховодка, грунтовые безнапорные и напорные (артезианские) воды.

Верховодкой называют временные скопления вод в зоне аэрации, которые располагаются над горизонтом грунтовых вод, где часть пор грунта занята воздухом. Верховодка образуется над небольшими водоупорами типа линзы глин и суглинков в песке, над прослойками более плотных пород и т. д. (рис. 5.1.) при инфильтрации воды в период обильного снеготаяния, дождей. В остальное время вода верховодки испаряется и просачивается в нижеследующие грунтовые воды. В целом для верховодки характерны: временный, чаще сезонный характер, небольшая площадь распространения, малая мощность и безнапорность.

Грунтовыми называют постоянные во времени и значительные по площади распространения горизонты подземных вод, залегающие на первом от поверхности водоупоре. Грунтовые воды безнапорны, имеют свободную поверхность, которая называется зеркало (или уровень). Положение зеркала в какой-то мере отвечает рельефу данной местности. Глубина до уровня грунтовых вод от поверхности различна — от 1 до 50 м и более. Водоупор, на котором лежит водоносный слой, называют водоупорным ложем, а расстояние от него до уровня подземных вод — мощностью водоносного слоя (Н) (рис.5.2.). Грунтовые воды образуют потоки, которые направлены в сторону уклона водоупора или зеркала грунтовых вод.

Межпластовыми водами называют водоносные горизонты, располага­ющиеся между водоупорами. Они бывают ненапорными (безнапорными) и напорными. Межпластовые ненапорные воды встречаются сравнительно редко, их водоносные слои заполнены водой лишь частично. Напорные (артезианские)воды связаны с залеганием водоносных слоев на большой площади под наклоном к горизонту или в виде изгиба (складки).

Площадь распространения напорных водоносных горизонтов называют артезианским бассейном. Отдельные части водоносных слоев залегают на различных высотных отметках. Это и создает напор подземных вод. Область питания, как правило, не Рис. 5.1. Грунтовые воды и верховодка

 

совпадает с площадью распространения межпластовых вод (рис. 5.2.).

Напорность вод характеризует пьезометрический уровень. Он может быть выше поверхности земли или ниже ее. В первом случае, выходя через буровые скважины, вода фонтанирует, во втором — поднимается лишь до пьезометрического уровня. Многие артезианские бассейны занимают огромные площади, содержат ряд водоносных горизонтов и являются важным источником питьевой воды.

Рис. 5.2. Схема артезианского бассейна. А – пределы распространения артезианских вод; а –область питания (и частично- стока); б- область напора; в – область разгрузки; Б – пределы распространения грунтовых вод; Н₁ – напорный уровень выше поверхности Земли; Н₂ – напорный уровень ниже поверхности Земли; М – мощность артезианского горизонта; 1 – водоносный пласт; 2 – водоупорные породы; 3 – уровень воды.

Режим подземных вод

Режим подземных вод — это изменение во времени их уровня, химического состава, температуры и расхода. Главными причинами колебания уровня подземных вод являются: 1) метеорологические факторы; 2) гидрогеологические условия; 3) колеба­ния земной коры; 4) антропогенное воздействие.

Метеорологические факторы, количество атмосферных осадков, интенсивность испарения воды вызывают сезонные и годовые (многолетние) колебания уровня. По сезонам года уровни могут испытывать колебания в 1—1,5 м и более в результате снеготаяния и затяжных дождей. Подъем уровня начинается лишь через некоторое время после этого: опоздание тем больше, чем меньше водопроницаемость пород и больше глубина залегания грунтовых вод. Многолетние колебания уровня связаны с изменениями количества годовых осадков. Средний уровень при этом повышается или понижается на длительное время.

Гидрогеологические условия проявляются в виде влияния на грунтовые воды

Рис. 5.3. Изменение уровней и режима питания грунтовых вод при временном паводковом поднятии воды в реке (а и а₁): АБА – поверхность грунтовых вод в межпаводковый период; ааА и а₁а₁А – то же в паводковый период).

 

рек и водохранилищ. Паводки на реках вызывают временный подъем уровней грунтовых вод. Ширина зоны влияния паводков в хорошо проницаемых песках может достигать 1—2 км. В это время речные воды фильтруются в водоносный горизонт. В межень, при низких уровнях воды в реке, наоборот, подземные воды разгружаются в борта и днище поймы реки. При этом уровни грунтовых вод уменьшаются (рис. 5.3.).

Колебания земной коры выражаются в опускании или поднятии отдельных участков суши. Процесс поднятия может приводить к сниже­нию уровней подземных вод, так как увеличивается их отток вследствие углубления эрозионных врезов (оврагов, долин и т. д.). При опускании территории происходит обратный процесс: отток грунтовых вод ослабева­ет, уровень их повышается.

Строительная деятельность человека в наше время существенно сказывается на положении уровней грунтовых вод. Водохранилища, пруды, системы орошения, судоходные каналы и многие другие сооружения интенсивно повышают уровни грунтовых вод, приводят к формированию горизонтов верховодок. В областях распространения слабоводопроницаемых грунтов на территории жилых районов и на участках промышленных сооружений уровень грунтовых вод с течением времени, как правило, повышается. Происходит так называемый процесс подтопления застраиваемых и застроенных территорий, который в настоящее время распространен и является одним из ведущих среди антропогенных процессов, оказывающих активное негативное воздействие на геологическую среду.

Движение подземных вод

Ненапорные грунтовые воды в зоне полного насыщения передвига­ются при на Рис.5.4. Схема безнапорной фильтрации. Н₁ и Н₂ – мощность водоносного горизонта; ΔН – превышение уровней; L – расстояние между сечениями.

личии разности гидравлических напоров (уровней), от мест с более высоким к местам

с низким напором (уровнем) (рис. 5.4.). Разность напоров ΔH = H₁ — H₂ в сечениях I и II обусловливает движение воды в направлении сечения II. Скорость движения грунтового потока зависит от величины разности напора и длины пути фильтрации L. Отношение разности напора ΔН к длине пути фильтрации L называют гидравлическим уклоном или гидравлическим градиентом:

I = ΔH/L (21)

Движение грунтового потока в водоносных слоях (галечник, песок, супесь, суглинок) имеет параллельно-струйчатый, или так называемый ламинарный, характер и подчиняется закону Дарси. В соответствии с этим законом расход фильтрующейся через породы воды Q (м³/сут, л/сек) равен

Q = К_ф * F * I, (22)

где Q — расход воды (количество фильтрующейся воды в единицу времени, м³/сут); К_ф — коэффициент фильтрации, м/сут; F — площадь поперечного сечения потока воды, _м2; I — гидравлический уклон, в долях единиц.

Разделив обе части уравнения на площадь F и обозначив скорость фильтрации через

v = Q/F, (23)

получаем

v = K * I (24)

Скорость фильтрации (или ламинарного потока) по формуле v = Q/F не отвечает действительной скорости воды в породе и называется фиктивной или приведенной скоростью движения воды, так как площадь поперечного течения потока (F) по этой формуле принята равной площади поперечного сечения породы. Вода, как известно, течет лишь через часть сечения, равную площади пор и трещин породы. Поэтому действительная скорость воды v_д определяется с учетом пористости породы:

v_{д =} Q/F • n (25)

или

v_{д =} v/n, (26)

где n — пористость, выраженная в долях единицы.

Почти во все формулы, используемые в гидрогеологии, входит коэффициент фильтрации. Наиболее точные значения К_ф можно получить с помощью полевых методов, основанных на проведении откачек воды из гидрогеологических скважин или наливов воды в шурфы. Для этого производят наблюдения во времени за уровнем и расходом подземных вод. Расчет коэффициента фильтрации производится на основании установленных зависимостей Q = f(t) и Н = f(t).

Приближенные значения коэффициента фильтрации для песков можно получить расчетным путем. Для этого используется одна из многочисленных эмпирических формул, связывающих К_ф породы с ее гранулометрическим составом. Достаточно достоверные результаты дают лабораторные методы определения коэффициента фильт Рис. 5.5. Карта изогипс. 1 – гидроизогипсы в абсолютных отметках;2 – скважина (слева – номер скважины, справа: числитель – глубина до воды, знаменатель – абсолютная отметка уровня грунтовых вод); 3 – источник; 4 – направление движения грунтовых вод; 5 – участок, где изменяется гидравлический градиент (уклон поверхности вод) 6 – уровень грунтовых вод.

рации в специальных приборах, куда помещаются образцы пород из водоносного горизонта.

Движение подземных вод осуществляется от мест, где уровни подземных вод имеют более высокие абсолютные отметки к местам, где эти отметки ниже. О форме поверхности обводненной части пород можно судить по карте гидроизогипс. Гидроизогипсаминазывают линии, соединяющие точки с одинаковыми отметками уровней грунтовых вод (рис. 5.5.).

Для её построения необходимо единовременное (1-2 дня) измерение уровней в скважинах и приведение их к одной плоскости сравнения. Обычно за плоскость сравнения берется уровень моря. По карте гидроизогипс определяется направление течения грунтового потока. Это направление всегда перпендикулярно к линиям гидроизогипс, так как вода двигается к более низким отметкам. Линии, по которым двигаются подземные воды при установившемся, не изменяющемся во времени движении, называют линиями тока.