Водно-физические свойства горных пород и их показатели

локальные и региональные трещиноватые зоны, разломы, простые  и сложные

гидрогеологические массивы.

Наиболее часто при  оценке гидрогеологических условий  регионов ис-

пользуют понятия: водоносный горизонт, водоносный комплекс, обводненная зона.

Водоносный горизонт – это обводненная, выдержанная по площади и

разрезу толща горных пород, представляющая в гидродинамическом отноше-

нии единое целое. При сложном строении обводненной толщи говорят о во-

доносном комплексе. Разделяющие их водонепроницаемые породы (глины,

плотные сланцы и т.д.) образуют водоупоры [18].

В кристаллических породах  обводнена верхняя трещиноватая часть, так

называемая «зона» трещиноватости, или протяженные тектонические нару-

шения. Заключенные в водоносных породах подземные воды могут быть без-

напорными (грунтовыми), когда они имеют свободный уровень, или напор-

ными, если при их вскрытии уровень поднимается выше кровли водоносного

горизонта.

Для выделения основных условий  формирования подземных вод в гид-

рогеологических системах проводится районирование, в основу которого по-

ложены факторы, определяющие закономерности формирования и распреде-

ления подземных вод.

В основе районирования лежит  выделение различных типов гидрогео-

логических структур, базирующихся, как указывалось выше, на анализе  гео-

логического строения и выделения  подземных вод по условиям их залегания.

«Основная единица» гидрогеологического  районирования по возмож-

ности включает внутренние области питания, накопления и разгрузки под-

земных вод определенного  преобладающего типа.

И.К. Зайцев подразделяет скопления  подземных вод на два основных

типа: пластовые скопления, приуроченные к слоистым осадочным  толщам

сравнительно слабо дислоцированные  или совсем недислоцированные (поро-

во-пластовые, трещинно-пластовые, карстово-пластовые) и трещинные (тре-

щинно-жильные скопления), приуроченные к изверженным, метаморфиче-

ским и сильно метаморфизованным дислоцированным породам разного гене-

зиса.

Пластовые скопления подземных  вод преобладают в пределах плат-

форм, предгорных равнин и  передовых прогибов, в межгорных и внутригор-

ных впадинах.

Структуры, для которых  характерно преимущественное развитие на-

порных пластовых вод, представляют собой артезианские бассейны (рис. 3).

В пределах артезианского  бассейна выделяют грунтовые воды, межпластовые

безнапорные, межпластовые напорные – это воды чехла, трещинные  напор-

ные и трещинно-жильные воды.

Рис. 3. Схематический гидрогеологический разрез части речной долины:

1 – песок; 2 – песок  водоносный; 3 – супеси; 4 – глины; 5 – известняки; 6 – уровень верхо-

водки; 7 – уровень грунтовых  вод; 8 – уровень межпластовых ненапорных вод; 9 – уровень

артезианских вод; 10 –  источники; 11 – направления движения безнапорных подземных

вод; 12 – разгрузка артезианских вод в речной аллювий

Для артезианских бассейнов  характерна гидрогеологическая зональ-

ность и смена условий водообмена с глубиной. В приповерхностной верхней

части разреза артезианских бассейнов располагается верхняя  гидродинамиче-

ская зона скоплений подземных вод, в основном грунтовых и межпластовых

безнапорных. Это зона свободного водообмена, имеющая непосредственнуюсвязь с наземной гидросферой (реки, озера, моря и др.) и с атмосферными во-

дами. Глубина этой зоны достигает 300-500 м. Для нее характерны самые вы-

сокие скорости движения. Возобновление ресурсов здесь происходит в тече-

ние столетий.

Ниже располагаются межпластовые скопления напорных подземных

вод, приуроченные к зоне затрудненного водообмена. Они имеют ограничен-

ную связь с гидросферой и атмосферой через зону свободного водообмена,

преимущественно в краевых  частях бассейнов, по долинам рек  и в озерных

котловинах, где водоносные горизонты вскрыты, выхолят на поверхность или

прикрыты рыхлыми четвертичными  отложениями небольшой мощности.

Скорости движения вод  подавлены, связь с поверхностными водами затруд-

нена. Темп водообмена составляет десятки и сотни тысяч лет.

Глубже (1,5-2 км) располагается  зона весьма затрудненного водообме-

на. Подземные воды этой зоны имеют связь с водами вышележащих  зон на

отдельных участках.

В размещении гидродинамических  зон артезианских бассейнов главная

роль принадлежит геологическому строению и важная роль по соподчинению

– рельефу.

Второй тип вод типичен  для горно-складчатых областей. Структуры,

для которых характерно преобладание различных трещинных вод, представ-

ляют собой гидрогеологические массивы. В геоструктурном отношении это

антеклизы (на платформах), а в геосинклинальных складчатых областях - ан-

тиклинальные структуры, усложненные мелкой складчатостью. В геоморфо-

логическом отношении это возвышенности на равнине, горные сооружения,

горные массивы и т.п.

Основное условие выделения  массивов состоит в том, что водопрони-

цаемость определяется трещиноватостью, а первоначальная слоистость суще-

ственно утрачивает свое гидрогеологическое значение.

Ведущая роль в формировании подземных вод принадлежит рельефу,

которому подчинено геологическое строение.

Верхняя гидродинамическая  зона имеет существенное развитие и

большую мощность. Нижняя граница  этой зоны находится несколько ниже

тальвега речных долин. Для  вод этой зоны характерно нисходящее верти-

кальное и горизонтальное движения.

Ниже располагается зона затрудненного водообмена. В древних масси-

вах иногда встречаются солоноватые воды и рассолы различного происхож-

дения, по омоложенным разломам поднимаются минеральные и термальные

воды. Общее движение –  центробежное от центральных наиболее возвышен-

ных участков к периферии.

При гидрогеологическом районировании  в зависимости от его содержа-

ния и масштаба обычно используется ряд следующих таксономических еди-

ниц: участок, район, область, провинция и т.д

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

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 форми-

рования 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 «Осно-

вы динамики подземных  вод». Во всех работах Г.Н. Каменского отмечается

связь теоретических исследований с геолого-гидрогеологическими условия-

ми.

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 натя-

жения, молекулярных сил и т.д.

К основным видам движения в земной коре относятся фильтрация, вла-

гоперенос, миграция и массоперенос, который является наиболее общим ви-

дом движения и предполагает, что в горных породах одновременно с механи-

ческим перемещением воды идут различные физико-химические процессы,

изменяющие массу растворенного  вещества.

Влагоперенос происходит в основном в зоне аэрации при одновремен-

ном 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 водо-

носных горизонтах с напорными водами – упругие силы воды и пласта, свя-

занные с пластовым давлением (P).

Величина полного гидростатического  давления P в точке, расположен-

ной в жидкости на глубине  h, выражается зависимостью

где P0 – атмосферное давление на свободной поверхности жидкости; γh - из-

быточное гидростатическое давление столба жидкости высотой h (γ - объем-

ный 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 дви-

жения жидкости. Таким образом, гравитационная вода движется через сво-

бодные поры и трещины под действием разности гидростатических напоров.

В зависимости от геолого-структурных  условий изменяются скорости

движения воды и, следовательно, расходы. Для количественной оценки рас-

хода необходимо знать  основные параметры потоков подземных  вод и зако-

номерности их изменения.

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

нение расхода потока подземных вод в связи с потерями энергии [5]:

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:

закон Дарси можно записать в виде

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, поэто-

му вместо коэффициента фильтрации вводится коэффициент проницаемости

Kп, который зависит, главным образом, от размеров и характера каналов по-

ристой среды. Наиболее широко коэффициент проницаемости используется в

нефтяной гидрогеологии.

Коэффициент проницаемости Kп связан с коэффициентом фильтрации

Kф, следующим соотношением

где μ' – динамический коэффициент  вязкости Г/см·с; ν – кинематический ко-

эффициент вязкости, см2/с, γ = ρ - объемный вес воды, Г/см3.

Для горных пород единица  проницаемости в см2 слишком велика, по-

этому в расчеты принимается  единица дарси в 108 меньшая. Число 1,02·10-8

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