Геологическая деятельность подземных вод

–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–