авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 12 |

«2 ПРЕДИСЛОВИЕ Высшее образование, как и вся наша жизнь, стремительно меняется, оно уже стало многоуровневым, более фундаментальным, гуманитарным ...»

-- [ Страница 2 ] --

Верхняя граница распространения подземных-вод, как правило, не совпадает с дневной поверхностью, а находится несколько ниже последней, поэтому по характеру распределения подземных вод выделяют обычно зону аэрации и зону насыщения. Первая представляет собой буферный слой между атмосферой и подземной гид Рис. 2.3. С хема взаимодей ствия зон аэрации и полно го насыщения:

/ — зона аэрации;

2 — по дзона капиллярного поднятия;

3 — зона полного насыщения;

4 — во доупор;

5 — направление дви жения во ды;

— ро дник росферой, а вторая — собственно подземную гидросферу. Через зону аэрации происходит вертикальное просачивание по свободным порам атмосферных осадков или поверхностных вод. Цоэтому эта зона заполняется подземными водами только периодически и является зоной неполного насыщения. Поры же и пустоты зоны насыщения всегда полностью заполнены водой. В нижней части зоны аэрации залегает горизонт капиллярной воды, который некоторыми авторами выделяется как самостоятельная зона под названием зоны капиллярного поднятия. Взаимоотношения этих зон показаны на рис.

2.3.

Граница между зоной насыщения и зоной аэрации определяется положением местного базиса эрозии и закономерно углубляется от полюса к экватору. В зоне тундры эта граница почти совпадает с поверхностью земли, тогда как в зоне степей ее глубина достигает уже несколько десятков метров, а в зоне пустынь — иногда несколько сот метров.

Наибольший практический интерес представляет зона насыщения, однако последняя получает питание через зону аэрации, которая особенно активно осваивается человеком. Именно через зону аэрации техногенные загрязнения поступают в водоносные горизонты. Засоление земель происходит также в зоне аэрации. Вырубка лесов, осушение заболоченных территорий, разработка полезных ископаемых, создание водохранилищ — все это изменяет характер зоны аэрации, ее строение и свойства. В этом смысле познание процессов и роли зоны аэрации особенно актуальны в наше время — время глобальных экологических проблем.

2.2. КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД Горные породы по своему происхождению и вследствие вторичных процессов (выветривания, выщелачивания, тектонических движений и др.) не являются абсолютно монолитными, а содержат в себе свободные пространства различных величины и формы. Происхождение и морфология указанных пустот различны, поэтому выделяют трещиноватость и пористость горных пород.

Пористость в горных породах обусловлена мелкими промежутками, существующими между отдельными минералами и частицами горной породы.

Она свойственна всем горным породам — магма тическим, метаморфическим и осадочным, но происхождение пор в них различно. Поры в магматических горных породах возникают вследствие затвердевания магмы, когда внутри отдельных кристаллов и между ними образуются пустоты, заполненные водяным паром или другими газами.

Особенно много пустот образуется в верхней части лавовых потоков в результате выделения из лавы водяного пара и газов. Поры в метаморфических породах обязаны своим происхождением процессу перекристаллизации первичных осадочных горных пород в результате метаморфизма. Наконец, поры в осадочных породах, наиболее значительные по размеру, обусловлены происхождением этих пород на небольших глубинах и последующем их преобразованием в процессе диагенеза.

Пористость горных пород зависит, таким образам, от условий образования горных пород, формы и размеров слагающих их частиц, их плотности и типа цемента (для осадочных пород). По форме поры бывают близки к ромбоидальным, тетраэдрическим, щелевидным, ячеистым и г.д. (рис.2.4).

По размеру поры обычно подразделяются на макропоры (больше 1 мм) и микропоры (меньше 1 мм). Макропоры образуют пустоты, называемые иногда скважностью. Скважность чаще всего определяется трещиноватостью горных пород, т.е совокупностью их разрывов сплошности, обычно сообщающихся между собой. По происхождению обычно различают трещины: тектонические, литогенетические, отдельности, петрогенные, выветривания, напластования, гидравлического разрыва, контракционные, гравитационные и др. Различное Рис.

2.4.

Основные типы пористости горных пород. По О.Мейнцеру: а-г — рыхлые породы: а — с хорошо отсортированными зернами и высокой пористостью, б — с плохо отсортированными зернами и малой пористостью, в - состоящие из пористых галек и имеющие высокую пористость, г — со сниженной пористостью вследств ие образов ания цемента;

д — каверноз ная порода, пористость которой увеличена вследствие выщелачивания;

е — корен ная порода, проницаемостъ которой обусловлена развитием трещин происхождение трещин обусловливает их широкое развитие в земной коре и способствует накоплению значительных запасов подземных вод в них.

Микропоры диаметром менее 0,1 мм выделяют в отдельную группу и называют ультракапиллярными порами. Иногда по размеру поры классифицируют на сверхкапиллярные (больше 0,1 мм), капиллярные (0,1 — 0,0002) и субкапиллярные (меньше 0,0002 мм).

Величину пористости определяют отношением объема пустот к объему всей породы в сухом состоянии и выражают в долях единицы или в %.

Объем всех пустот в породе независимо от их размера характеризуется общей пористостью — п:

п = V n /V о б щ, (2.1) где Vn — объем пор;

V о б щ — сумма объема скелета породы и объема пор.

Пористость можно вычислить зная плотность и объемную массу породы п = (V-V C K )/V = 1-V C K /V = 1- /, (2.2) где VCK — объем скелета грунта.

Общая пористость породы выражается также в виде коэффициента пористости или приведенной пористости, представляющей собой отношение объема пор в породе к объему, занимаемому только скелетом породы VП /VCK, или = / -1. (2.3) Между общей пористостью и коэффициентом пористости существует следующая зависимость:

= п/(1 -п) или п = ( 1+ ). (2.4) Пористость различных по возрасту, составу и происхождению горных пород колеблется в весьма широких пределах (табл. 2.2).

Таблица 2. К оэ ф ф и ци е н т по р ис т ос т и г ор н ы х п ор од ( п о Г. А. М а кс им о в и чу ) Коэффициент Коэффициент Тип пород Тип пород пористости пористости Глинистые сланцы Илы 50-90 0,5- Гнейсы Почвы 45-65 0,3-2, Граниты Пески 18-48 0,02- Габбро Глины 18-55 0,6- Основные эффузиввы Песчаники 2-48 0,6- Известняки 1- Кроме общей пористости, различают также эффективную пористость, по которой возможно передвижение жидкости или газа. Эта пористость определяет максимальное количество воды, которое может вместить порода. Чем больше эффективная пористость, тем больше воды может содержаться, в породе. Если все поры заполнены водой, порода называется насыщенной.

2.3. ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ Подземные воды в горных породах находятся в различных формах, поэтому вопрос о их разделении имеет исключительно важное значение.

Виды воды в породах изучались преимущественно почвоведами и грунтоведами (А.Ф. Лебедев, СИ. Долгов, A.M. Васильев, А.А. Роде, И.А.

Тютюнов и др.). Наиболее полно этот вопрос был разработан А.Ф. Лебедевым [9] в результате его многочисленных и тщательно выполненных экспериментальных исследований. Он предложил следующую классификацию видов воды в породах (рис. 2.5).

Рис. 2.5. Схематическое изобра жение видов воды в горных по родах [9]:

/ — час тиц а поро ды;

2 — мо леку ла воды;

а — порода с гигроскопической во до й н епо лного запо лн ения;

6 — то же, по лного заполнения;

в-г — порода с пленочной водой разного объема: вода движе тся к част ице с более тон кой плен кой (пунктиром показана ра вная толщина пленки);

д — пород со свободной во дой 1. Вода в форме пара — находится в свободных от жидкой воды порах пород в зоне аэрации.

2. Гигроскопическая вода — слой адсорбированных частицами породы молекул воды.

3. Пленочная вода — образует на поверхности частиц пленки капельно-жидкой воды различной толщины.

4. Гравитационная вода — свободная вода, передвигающаяся под влиянием силы тяжести, которая подразделяется на: а) капилляр ную воду, заполняющую капилляры выше уровня подземных вод;

б) подвешенную воду, заполняющую капилляры, не связанные с уровнем подземных вод;

в) собственно гравитационную воду.

5. Вода в твердом состоянии — лед.

6. Кристаллизационная вода — вода, входящая в кристалличес кую решетку минералов.

7. Химически связанная вода.

Эта классификация видов воды в горных породах, предложенная А.Ф.

Лебедевым, в последующие годы подверглась дальнейшей разработке и уточнению (В.А. Приклонский, А.А. Роде, СИ. Долгов, Б.В. Дерягин, Р.И.

Злочевская, Е.М. Сергеев и др.). Поэтому в настоящее время схема подразделения видов воды в горных породах может быть представлена в более современном виде:

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов или химически связанная вода: 1) конституционная;

2) кристаллизационная;

3) цеолитная;

II. Физически связанная вода горными породами: 1) прочно связанная или адсорбированная;

2) рыхло- или слабо связанная;

III. Свободная вода: 1) капиллярная;

2) гравитационная;

IV. Вода в твердом состоянии — лед;

V. Вода в состоянии пара.

Рассмотрим более подробно выделенные основные виды воды в горных породах.

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов, образует химически единое целое с другими элементами решетки и по степени связи с ними делится на конституционную, кристаллизационную и цеолитную (табл. 2.3).

Конституционная вода входит в состав решетки минералов в виде отдельных ионов, ее удаление возможно только путем нагревания при высоких температурах и перестройке решетки.

Кристаллизационная вода входит в кристаллическую решетку минералов в виде молекул Н2 О. Примером может служить гипс CaSO4 ·2H2 O, удаление воды которого при повышении температуры ведет к перестройке его кристаллической решетки и образованию ангидрита.

Цеолитная вода связана с минералами весьма непрочно, она выделяется при низких температурах, и количество ее зависит от температуры и влажности воздуха. При нагревании она удаляется постепенно, минералы при этом сохраняют свою кристаллическую структуру, меняя лишь оптические свойства.

Таблица 2. Характеристика видов воды, входящих в решетку минералов (по Д.С.

Белянкину) Пример Температура Вид воды Характеристика минерала выделения, °С Диаспор Конституционная Н и О находятся в молекуле 450- минерального соединения в столь AlO(OH) Мусковит тесной связи, что могут быть K,Al2(OH,F)2· выделены из него лишь при полном разрушении молекулы, обычно при [AlSi3O10] t4000 °C Кристаллизационная Н и О входят в минерал в виде Гипс Н 2О. При дегидрадации остается CaSO 4·2H 2O безводное соединение, М оренозит полученное как бы простым Ni[SO 4]·7H2O вычитанием воды из первоначального гидрата, хотя структура минерала меняется Цеолитная Анальцим Подобно предыдущей, но отношение 80- Na2[Al2Si4O 12]·n числа молекул Н2 О к числу молекул безводного вещества может H 2O Опал изменяться непрерывно и в широких SiO 2·nH2O пределах без нарушения физической однородности вещества II. Физически связанная вода обладает резко отличными свойствами от свободной воды, на чем и основано ее выделение. Средняя плотность связанной воды глин превышает плотность свободной воды и колеблется в пределах 1,2-1,4 г/см 3. Диэлектрическая постоянная связанной воды значительна меньше, чем свободной, и зависит от влажности горной породы.

Температура замерзания ее существенно ниже нуля и понижается вплоть до -100° С при переходе к гигроскопической. Подвижность связанной воды и ее растворяющая способность тоже значительно меньше, чем свободной, так как ее диэлектрическая постоянная уменьшается до 2-2,2. Все эти факты объясняются особыми структурными свойствами связанной воды.

Связанная вода содержится в горных породах в виде гидратных оболочек, облекающих мельчайшие минеральные частицы, слагающие породы, и подразделяется на прочносвязанную или адсорбированную и рыхло- или слабосвязанную. Первая, по классификации А.Ф. Лебедева, соответствует гигроскопической воде, вторая — пленочной.

Прочносвязанная вода присуща главным образом глинистым породам, состоящим из частиц коллоидных размеров. На их повер хности эта вода удерживается молекулярными и электрическими силами сцепления и может перемещаться только при переходе в парообразное состояние. Толщина слоя прочносвязанной воды, а следовательно, и ее количество зависят от минерального состава частиц, их размера, характера катионов адсорбированного слоя, состава и концентрации растворенных в воде солей, давления и температуры. Глинистые частицы окружены несколькими слоями воды, и чем ближе слой воды к частице, тем сильнее он притягивается к ней (рис. 2.6). Удалить прочносвязанную воду можно при нагревании до 100-120°С [5].

Исследованиями последних лет (Б.В. Дерягин, СВ. Нерпин, М.А.

Сунцов, Е.М. Сергеев и др.) установлено, что прочносвязанную воду можно разделить на два различных слоя: 1) слой;

непосредственно прилегающий к частице породы толщиной 1-3 молекулы, который по своим свойствам близок к твердому телу и 2) сольватный или осмотический слой толщиной 10-20 молекул, Рис. 2.6. Схема взаимо действия сил в системе тве рдая частица — вода.

По Н.А. Цытовичу: а — схема расположения молекул воды в пределах диффузионного слоя твер дой частицы;

б — эпюра изменения повер хностных сил Р в зависимости от расстояния до минеральной частицы I;

1-3 — вода: / — свободная, 2 — адсорбированная, 3 — поверхностных слоев непосредственно прилегающий к первому слою. Этот второй слой отличается ослабленной связью с поверхностью частиц, некоторой подвижностью, но по структуре вода в нем резко отличается от свободной [11].

Максимальное количество прочносвязанной воды, поглощаемое породой, называется максимальной гигроскопичностью, или максимальной гигроскопической влагоемкостью. Величина ее, как правило, не превышает 1% для крупнозернистых пород, тогда как для глинистых достигает 18-20%. Для растений гигроскопическая вода недоступна, так как они не в состоянии оторвать ее от частицы породы.

Рыхлосвязанная (осмотически впитанная, или пленочная) вода образует пленку поверх прочносвязанной воды, когда влажность породы становится выше ее максимальной гигроскопичности. По мере удаления от поверхности частицы силы связи грунта с молекулами воды ослабевают. На некотором расстоянии, исчисляемом долями микрометра, эта связь утрачивается совсем, и вода переходит в свободное состояние. Поэтому прочность связи этой категории воды с породой значительно меньше, чем у гигроскопической.

Основным признаком рыхлосвязанной воды является ее способность передвигаться от одной частицы к другой, независимо от влияния силы тяжести, так как она удерживается в породе силами, превосходящими ускорение свободного падения в 70 000 раз. Передвижение пленочной влаги происходит от мест, где толщина пленок большая, к местам, где пленки тоньше.

Такое передвижение частиц будет продолжаться до тех пор, пока толщина водной пленки на обоих зернах породы не станет одинаковой. Передвижение рыхлосвязанной воды происходит также под действием разности осмотического давления и разной концентрации солей.

Содержание пленочной воды в породах различно, причем в глинистых породах оно больше, чем в песчаных, а в мелкозернистых больше, чем в крупнозернистых. Максимальное ее содержание составляет (%): для песков 1 7;

супесей 9-13;

суглинков 15-23;

глин 25-40.

Рыхлосвязанная и прочносвязанная вода объединяются иногда под единым названием молекулярная вода. Максимальное количество последней, удерживаемое породой в конкретных условиях, А.Ф. Лебедев назвал максимальной молекулярной влагоемкостью породы. Этот показатель характеризует количество физически связанной воды в породе, находящейся под действием сил молекулярного притяжения.

Считается (Р.И. Злочевская, В.А. Королев и др.), что поверхность минералов и связанная вода образуют двойной электрический слой, который определяет многие процессы в системе твердое тело — вода. Он делится на адсорбционный и диффузионный слои (рис. 2.7). Образующая их вода включает адсорбционно-связанную и осмотически поглощенную. В пределах этого слоя находятся Рис. 2.7. В ид ы связанной вод ы. По Р.И. Зло чевской обменные катионы. Часть адсорбционного слоя, находящаяся вблизи твердой поверхности частиц, является токопроводящей.

Физически связанная вода удаляется из породы путем нагревания до 105 110° С, центрифугирования, отсасывания под вакуумом или отпрессовывания.

Как показали опыты П.А. Крюкова и других исследователей, при давлении 30 50 МПа рыхло- и прочносвязан-ная вода глин способна переходить в свободное состояние. Такая отжатая из тонких пор вода получила название горного или порово-го раствора. В естественных условиях поровые растворы отжимаются при уплотнении осадков под действием собственного веса. Более подробные сведения о связанной воде можно найти в работах [4,5].

III. Свободная вода в отличие от других видов обладает свойствами жидкой воды и способна передвигаться под действием силы тяжести, ее количество в горной породе зависит от размера пор и трещин. В глинистых породах, где поры очень мелкие и обычно заполнены связанной водой, количество свободной воды невелико. Преобладает она в основном в крупнообломочных и трещиноватых породах.

По С.И. Долгову, свободная вода может находиться в четырех состояниях:

1) капиллярно-разобщенном или капиллярно-неподвижном. По ведение этой воды определяется менисковыми силами. Максималь ное количество этой воды соответствует влагоемкости разобщенных капилляров;

2) капиллярно-подвижном. Это состояние возникает из капил лярно-разобщенного при увеличении воды и соприкосновении от дельных ее скоплений. Поэтому давление (капиллярное и гравита ционное) передается по всей массе воды. Вода более сухих участков подтягивает воду влажных участков;

3) капиллярно-легкоподвижном. Возникает при капиллярном подъеме воды грунтового потока или при просачивании атмосфер ных вод. Капиллярное менисковое давление передается равномерно;

4) просачивающем. Действие капиллярных сил исчезает, вся про сачивающая вода доходит до уровня подземных вод под действием силы тяжести, т.е. возникает собственно гравитационная вода.

Капиллярно-поднятая вода, образующая капиллярную кайму, располагается над поверхностью свободных вод, от которой она поднимается под действием сил поверхностного натяжения на несколько метров. В связи с тем, что капиллярно-поднятая вода гидравлически связана с уровнем подземных вод, верхняя ее поверхность изменяется по мере колебаний уровня гравитационных вод. Сумма всех капиллярных вод образует капиллярную влагоемкость породы.

Максимальная высота капиллярной каймы (в см) приведена ниже:

Песо к круп нозернист ый...............................................2 — Песок сре дн езернистый............................................... 12 — Песок ме лко зернис тый................................................ 35 — Супесь........................................................................... 120 — Суглинок....................................................................... 350 — Глина............................................................................. 650 — Свободная вода образуется в породах при их влажности выше максимальной молекулярной влагоемкости и заполняет пустоты различных размеров. Отличительная особенность гравитационной воды — ее передвижение под влиянием силы тяжести и напорного градиента. Свободная вода передает гидростатическое давление. Различают инфильтрующуюся воду зоны аэрации, которая просачивается сверху вниз, и фильтрующуюся воду зоны полного насыщения — она движется в виде потока по «водоносному горизонту (см. рис. 2.3).

IV. Вода в твердом состоянии образуется при отрицательных температурах и содержится в породах в виде кристаллов льда, ледяных прослоек или жил. В зоне многолетней мерзлоты, где лед особенно широко распространен, его кристаллы играют часто роль цемента, скрепляющего отдельные минеральные частицы, превращая рыхлую породу в монолитную.

Вне развития многолетнемерзлых пород вода переходит в лед только в зимнее время и при этом лишь в слое зимнего промерзания.

V. Вода в форме пара занимает поры, свободные от жидкой воды. Она образуется из других видов воды при их испарении, а при изменении температуры или давления вновь может конденсироваться. Общее количество ее в почве при обычной температуре не превышает 0,001% от веса почвы. Тем не менее вода в форме пара имеет весьма существенное значение в тех процессах, которые протекают в породах. Передвижение водяного пара в породах происходит под влиянием изменения давления и температуры и направлено от слоя с более высокой температурой к слою с меньшей температурой.

Все количество воды, находящееся в горной породе в свободном и связанном состоянии, характеризует общую влажность или вла-гоемкостъ породы. Практически за общую влажность принимается то количество воды, которое удаляется из грунта при высушивании его до постоянного веса при температуре 105-110° С. При этом, наряду со свободной связанной водой, из породы частично удаляется кристаллизационная вода. Поэтому определение общей влажности породы методом сушки не является вполне обоснованным.

2.4. ВОДНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД Исходя из современных представлений о видах воды, различают следующие силы под влиянием которых находится вода в горных породах:

сорбционные (молекулярные), капиллярные, гравитационные и др. Все эти силы действуют повсеместно и одновременно, однако соотношение их различно в разных участках и в разные моменты времени.

В зависимости от преобладающего влияния тех или иных сил состояние и поведение воды в горных породах будет различным. Так, при преобладании сорбционных (молекулярных) сил вода в горной породе оказывается связанной (адсорбированной) поверхностью частиц в виде пленки (прочносвязанная вода). Поверх проч-носвязанной воды благодаря молекулярным силам частиц грунта и силам электростатического притяжения слоев воды образуется рыхлосвязанная вода. В случае преобладания капиллярных сил, обусловленных поверхностным натяжением воды на границе раздела фаз, связь воды с горной породой также имеет место, хотя и проявляется гораздо слабее молекулярной связи.

Преобладание сорбционных или капиллярных сил в грунтах имеет своим конечным результатом удержание воды в горной породе. Гравитационные силы, наоборот, стремятся удалить воду из горных пород.

Наличие в горных породах той или иной природы действующих сил определяет и их водные свойства: влагоемкость, естественную влажность, водоотдачу, недостаток насыщения и водопроницаемость.

Влагоемкость - способность горных пород вмещать и удерживать определенное количество воды. По степени влагоемкости все породы можно подразделить на весьма влагоемкие (торф, ил, суглинок, глина), слабо влагоемкие (мергели, мел, рыхлые песчаники, лсс, мелкие пески) и невлагоемкие (массивные изверженные и осадочные породы, галечник, гравий, песок и т.д.).

Некоторые авторы предлагают рассматривать влагоемкость только как способность горных пород вмещать воду, а свойство горных пород удерживать воду обозначают через понятие их водоудержи-вающей способности. Такое разграничение двух понятий, на наш взгляд, правомерно, так как отражает два реально существующих природных процесса.

Для характеристики количества воды, содержащейся в горных породах, используют несколько понятий: весовая влажность W — отношение массы воды, содержащейся в горной породе, к массе абсолютно сухой породы, объемная влажность Wn — отношение объема воды, содержащейся в породе, к объему этой породы, и относительная влажность, или коэффициент влажности Kw, — отношение объемной влажности к пористости. Между указанными величинами существуют следующие зависимости:

W n = W;

(2.5) Kw = (W)/п = Wn/n, (2.6) где - объемная масса породы;

п — пористость породы.

Коэффициент влажности указывает, какая часть объема пор занята водой:

в абсолютно сухой породе Kw = 0, а в полностью насыщенной Kw = 1. По величине Kw песчаные горные породы разделяются на 3 вида: 1) сухие пески, когда 0 K W 1/3;

2) влажные пески, когда 1/3Kw 2/3;

3) мокрые до насыщения 2/3Kwl.

Количество воды, соответствующее полному насыщению породы, определяет ее полную влагоемкость. Кроме того, различают неполную (капиллярную), максимальную молекулярную и максимальную гигроскопическую влагоемкости, определяемые соответственно максимально возможным количеством капиллярной, пленочной или гигроскопической воды в горной -породе. Все виды влагоемкости выражаются обычно в % массы соответствующего вида воды к массе сухой породы. Средние значения максимальной молекулярной влагоемкости (по В.А. Приклонскому) для отдельных типов пород приведены в табл. 2.4, а ее зависимость от содержания глинистых частиц в породе на рис.

2.8. Капиллярная влагоемкость составляет для песков 3-5%, а для супесей 4 7%.

Различают также естественную влажность We, которая характеризует горные породы в естественном их залегании, и дефицит насыщения породы Dn — разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью породы.

Определение естественной влажности имеет большое практическое значение, особенно при оценке физико-химических свойств Таблица 2. Породы Диаметр частиц, Максимальная мм молекулярная влагоемкость, % Песок 1,0-0,5 1, крупнозернистый Песок 0,5-0,25 1, среднезернистый Песок 0,25-0,10 2, мелкозернистый Песчаная пыль 0,10-0,05 4, Ил 0,05-0,005 10, Глина 0,005 44, орных пород, которая поэтому определяется как в полевых так и в лабораторных условиях. Полевые методы (электрометрический термоэлектрический, диэлектрический, нейтронный и др.) позволяют определять влажность горных пород в естественном их залегании. Все эти методы косвенные и основаны на измерении определенных физических свойств горных пород, зависящих от содержания влаги в грунтах. В последнее время наиболее широко применяется нейтронный метод, который основан на явлении превращения быстрых нейтронов в медленные при их взаимодействии с ядрами атомов водорода и установлении на этой основе зависимости между количеством медленных нейтронов в среде и ее водородосодержанием. Измерения ведут с помощью нейтронного индикатора влажности (НИВ-1) или нейтронного поверхностного глубинного влагомера (НВУ-1). В лабораторных условиях широко используются также термостатические методы.

Рис. 2.8. Зависимость максимальной молекуля рной влагоемкости МГ от со держания частиц диамет ром 0,001 мм.

По А.А. Роде Водоотдача - способность водонасыщенных пород отдавать гравитационную воду путем ее свободного вытекания. Различают также удельную водоотдачу - количество гравитационной воды, которое можно получить из 1 м3 породы. Водоотдача зависит от времени стекания воды, состава пород, пористости и давления.

Величина водоотдачи определяется отношением объема свободно стекающей воды к объему всей породы и выражается в долях единицы или процентах.

Следовательно, водоотдача WB равна разности между полной Wn, и максимальной молекулярной, WM вла-гоемкостями Wв = Wп - Wм (2.7) Наиболее характерные значения водоотдачи (в долях единицы) приведены ниже (по О.Б. Скиргелло). Как видим, крупнозернистые пески, галечники и подобные им породы отличаются высокой водоотдачей, а глина и сцементированные песчаники обладают минимальной водоотдачей.

Пески:

гравелистые и крупнозернистые...................0,25 – 0, среднезернистые.............................................0,20 – 0, мелкозернистые...............................................0,15 – 0, тонкозернистые и супеси............................... 0, Суглинки………………………………………....0,05 – 0, Песчаники сцементированные………………….0,02 – 0, Известняки трещиноватые................................ 0,008 – 0, Кроме гравитационной, различают упругую водоотдачу - свойство породы отдавать воду за счет упругого расширения жидкости и упругого сжатия породы. Количественно упругая водоотдача характеризуется коэффициентами упругоемкости пласта и упругой водоотдачи..

Коэффициент упругоемкости пласта характеризует объем жидкости который может быть получен с единицы объема горной породы за счет упругих свойств как горной породы, так и воды при снижении напоров на 1 м.

Численно коэффициент упругоемкости о равен:

о = [q / (1+)] · [ / (Ев + ay) (2.8) где - плотность;

- коэффициент пористости;

Ев - модуль Юнга для воды (для чистой воды Ев =2·10 3 МПа);

а у - коэффициент сжимаемости горных пород;

q - ускорение свободного падения.

Коэффициент упругоемкости о имеет размерность - метр в минус первой степени (м -1 ). В целом значения коэффициентов упругоемкости относительно невелики [6]: для песков (0,5 -5) 1 0 - 4 м ;

для супесей и суглинков 10 - 4 – 10 -3 м -1 ;

для трещиноватых пород 10 -5 -10 -6 м - 1.

В отличие от коэффициента упругоемкости коэффициент упругой водоотдачи является величиной безразмерной и характеризует объем жидкости, получаемой с единицы площади водоносного горизонта при снижении напоров на один метр.

Коэффициент упругой водоотдачи о связан с коэффициентом упругоемкости следующим образом:

о = о m (2.9) где т — мощность водоносного горизонта.

Водопроницаемость — способность горных пород пропускать через себя воду при наличии перепада давления. Водопроницаемость не зависит от пористости, а зависит от размера пор. Например, песок характеризуется пористостью 30%, но обладает хорошей водопроницаемостью, тогда как глины пористостью 60% обладают незначительной водопроницаемостью.

За единицу проницаемости принят 1 дарси (D), который численно отвечает проницаемости 2 образца породы длиною 1 см, площадью поперечного сечения 1 см, через которую при перепаде давления 1 Па протекает 1 см 3 /с жидкости вязкостью 1 МП ас. Эта величина зависит от открытой пористости, удельный поверхности пор, давления, размера пор и колеблется от нескольких дарси до тысячных долей миллидарси. Сейчас принято проницаемость измерять в мкм2 :

1 D = 1,01972 ·10-12 м 2 1мкм 2.

Проницаемые породы характеризуются проницаемостью больше 0,1 мкм2, полупроницаемые 10-4-10-2 мкм2 и практически непроницаемые меньше 10- мкм2. К первым относятся закарстованные и трещиноватые горные породы, ко вторым — песчаники, алевролиты, карбонаты и к третьим - гипсы, ангидриды, глины и др. Более подробные сведения приведены в табл. 2.5.

Для характеристики проницаемости на практике используют коэффициент проницаемости Кпр, который равен:

Kп р =Ql /F(P 1 -P2 ) (2.10) где Q — расход жидкости, фильтрующейся через образец: l -длина образца;

— вязкость жидкости при температуре опыта;

F — площадь поперечного сечения образца;

Р1 и Р2 - давление соответственно до и после испытания образца.

Физически коэффициент проницаемости определяет сопротивление потоку фильтрации через пористую среду, и используется этот коэффициент наиболее часто в нефтяной гидрогеологии.

Чтобы разобраться в физическом смысле единицы дарси, отметим прежде всего, что сопротивление жидкости течению называется вязкостью.

Поскольку вязкость вызвана межмолекулярным притяжением, которое уменьшается при интенсификации теплового движения, вязкость жидкости зависит от температуры. Для воды вязкость при 20° С составляет 1 МПа ·с, а при 100° С – 0,28 МПа·с (см. табл. 1.2).

Таблица 2. Коэффициент проницаемости для некоторых горных пород (по Н.А.

Плотникову) Группа Характе ристика пород Коэффициент проницаемости, мкм Очень хорошо проницаемые галечники и гравий с I крупным песком, сильно закарстованные известняки 100- и сильно трещиноват ые породы Хорошо проницаемые галечники и гравий, частично II с мелким песком, крупный песок, чистый 10- среднезернист ый песок, трещиноватые и другие породы Проницаемые галечники и гравий, засоренные III мелким пес ком и частично глиной, среднезернистые 1,0- и мелкозернистые пески, слабозакарстованные, малотрещиноватые и другие породы Слабопроницаемые тонкозернист ые пески, супеси, IV 0,1-1, слаботрещиноватые породы Весьма слабопроницаемые суглинки, V (0,1-1,0)10- слаботрещиноватые породы Почти непроницаемые глины, плотные мергели и VI 1,0·10- другие массивные породы с ничтожной проницаемостью Используя уравнение (2.10) и учитывая, что 1 атм = 1,0132·10 6 дин/см2, а 1 сП = 0, дин·с/см 2, полу чим 1 дарси = 0,987·10- 8 см2.

Следов атель но, единица дарси имеет раз мер ность площади и з ав исит от параметр ов, хар актер изу ющих только пор исту ю ср еду К = Cd2, (2.11) где С — безр аз мер ная в еличина, учитыв ающая в лия ни е слоистости, укладки и р асположения частиц;

d — диаметр частиц пор оды.

2.5. ПОНЯТИЯ О ВОДОНОСНЫХ ГОР ИЗОНТАХ, КОМПЛЕКСАХ И БАССЕЙНАХ ПОДЗЕМНЫХ ВОД Различные пористость и трещиноватость горных пород приводят к неравномерному распределению воды не только в зоне аэрации, но и в зоне насыщения. Поры и трещины небольшого размера хотя и позволяют породе содержать значительные количества воды, но затрудняют ее движение, что делает породу слабо проницаемой, и, наоборот, большие поры и трещины способствуют свободному перемещению подземных вод. Поэтому в гидрогеологическом отношении все породы делятся на три группы:

1) водопроницаемые — галечники, гравий, песок, рыхлые песча ники и все сильно трещиноватые породы;

2) полупроницаемые — глинистые пески, лсс, известняки, пес чаники и слабо трещиноватые метаморфические и магматические породы;

3) практически непроницаемые — глины, суглинки и все мас сивные кристаллические и осадочные породы, если они не трещи новатые.

Водопроницаемые и полупроницаемые породы образуют в земной коре систему водоносных горизонтов. Водоносным горизонтом называется водопроницаемый пласт, насыщенный водой, находящейся в постоянном движении благодаря гидравлической связи и перепаду давления, существующих во всем пласте, и ограниченный водонепроницаемыми породами снизу и сверху или только снизу. Пласт, подстилающий водоносный горизонт, называется подошвой, а пласт, перекрывающий его, — почвой водоносного горизонта. Поверхность, образованная подземными водами, носит название зеркала подземных вод. Для первого от поверхности водоносного горизонта, воды которого называются грунтовыми, зеркало является границей, разделяющей зону аэрации и зону полного насыщения (рис.

2.9).

Представления о водопроницаемых и водоупорных породах относительны, поскольку в разных геолого-структурных и термодинамических условиях одна и та же порода может быть либо водоносным горизонтом, либо водоупором.

Как показывают исследования последних лет [10], при значительных перепадах давлений и повышенных температурах водопроницаемыми могут быть даже толщи глин мощностью несколько десятков метров. Однако при господствующих в верхней части земной коры (до 2-5 км) температурах и давлениях породы с коэффициентом проницаемости менее 0,1 мкм являются достаточно надежными водоупорами.

С глубиной, по мере роста давления, пористость и проницаемость горных пород как правило уменьшаются, что приводит к меньшему различию водоносных горизонтов и водоупоров.

Различают напорные и безнапорные водоносные горизонты. Безнапорные водоносные горизонты не имеют перекрывающих проницаемых горных пород, вследствие чего питание атмосферными осадками происходит по всей площади их распространения и подземные воды испытывают только атмосферное давление.

Напорные водоносные горизонты, наоборот, перекрыты трудно проницаемыми горными породами и поэтому характеризуются давлениями, превышающими атмосферное. Питание этих горизонтов атмосферными осадками может осуществляться только на отдельных участках, где отсутствуют перекрывающие слабо проницаемые породы. Часто напорные водоносные горизонты могут переходить в.безнапорные и наоборот.

Для напорных водоносных горизонтов, кроме реально существующей поверхности подземных вод, различают еще пьезометричес Рис. 2.9.

Типовые схе мы зале гания водоносных горизонтов [7]:

— / во до носные гор изонты, (а — гру нто вые во ды, б — межпласто вые ненапо рные, в — а рт е зи ан с ки е) ;

2 — во доу пор ные поро ды;

3 — уро вень ненапорных во д;

4 — п ье зо ме тр ич ес кий у ро вень напор ных во д;

5 — напр авление движения по дземных во д;

— родни к грунтовых во д кую поверхность. Последняя представляет собой поверхность, на уровне которой гидростатическое давление становится равно атмосферному или, говоря другими словами, поверхность, на которой установится уровень воды после достижения водоносного горизонта скважиной или другой горной выработкой (рис. 2.9).

На картах зеркало подземных вод изображается с помощью гидроизогипс, а пьезометрическая поверхность — гидроизопьез. Следовательно, первые представляют собой линии равных отметок реально существующей поверхности, водоносного горизонта, а вторые — линии равных напоров или отметок пьезометрической поверхности (рис. 2.10).

Основными элементами водоносного горизонта являются область питания, область распространения и область разгрузки (рис. 2.11), которые представляют собой участки поверхности или части геологических структур, определяющие гидродинамику (скорость, направление движения, напор и т.д.) водоносного горизонта.

1. Область питания — это зона, в пределах которой атмосферные осадки могут проникать в гидравлическую систему. Преобладающими направлениями движения подземных вод в этой части водоносного горизонта могут быть нисходящее вертикальное и ча Рис. 2.10. Карта гидроизопьез одного из районов:

1 — аллюв иаль ные отложения ;

2-3 — отложения карбона: 2 — изв естня ки, 3 — аргиллиты;

4 — эффуз ивы силур а;

5 — гор из онтали пов ер хности, м;

6 — гидроиз опь ез ы, м;

7 — направление дв ижения подз емных в од;

8 -скважина: слева — ее номер, справа — отметки (в м) устья (числитель) и пьезометрического уровня (знаменатель) стично горизонтальное. Водоносный горизонт в этой зоне непосредственно связан с зоной аэрации, обеспечивающей его питание. Вместе с тем питание водоносных горизонтов происходит не только атмосферными осадками или поверхностными водами, но и за счет других водоносных горизонтов. В этом случае говорят о закрытой или внутренней области питания.

Рис. 2.11. Основные элементы водоносного горизонта:

1 — глины;

2 — пески;

3 — свободный уровень подз емных вод;

4 пьезометрическая поверхность;

области: А -питания, В — распрос транения (напора), С -разгрузки;

Н 1 и Н2 -напоры воды 2. Область распространения (напора) подземных вод — про межуточная зона между областями питания и разгрузки, которая является основной по площади развития. В пределах этой области преобладающим направлением движения подземных вод является горизонтальное. Для безнапорных водоносных горизонтов эти две первые области, как правило, совпадают.

3. Область разгрузки — зона, в пределах которой подземные воды выходят на поверхность земли или переливаются в другой водонос ный горизонт (скрытая разгрузка). Направления движения подзем ных вод могут быть вертикальными восходящими или нисходящими.

В местах выхода подземных вод на поверхность образуются источники или родники, представляющие собой по существу своеобразные природные сооружения, из которых непрерывно ведется откачка воды и около которых всегда наблюдается депрессия в водоносном горизонте.

Чаще всего подземные воды выходят на поверхность земли в случае прорезания водоносного горизонта эрозионной сетью. A.M. Овчинников предлагает различать сток и разгрузку подземных вод. Первое характерно для вод, имеющих свободную поверхность, а второе — для напорных вод.

Равномерно проницаемые породы дают возможность стока по всей линии пересечения зеркала воды с дневной поверхностью (рис. 2.12), тогда как неравномерно проницаемые — только в отдельных местах.

Расход, или дебит, любого родника зависит от четырех основных переменных: 1) проницаемости пород;

2) площади области питания;

3) объема питания и 4) геологического строения места выхода воды. Родники разгружаются не только на дневную поверхность, но и непосредственно в океаны, моря, реки, озера, другие водоносные горизонты. Часто родники выделяют газ, иногда пар, бывают солеными, термальными и т.д.

Единой классификации родников в настоящее время не существует. Их подразделяют по приуроченности к типам вод по условиям залегания, характеру водовмещающих пород, особенностям режима, дебита, состава и др.

Наиболее интересным представляется подразделение, предложенное A.M.

Овчинниковым, по условиям выхода на поверхность на: 1) эрозионные, возникающие в результате эрозионных процессов при несовершенном вскрытии водоносного горизонта;

2) контактовые, выходящие на контакте водоносных пластов с подстилающими их водоупорными породами;

3) экранированные, связанные с фильтрационной неоднородностью пород (слабопроницаемый делювий на склоне водоносного горизонта, значительные неровности водоупора);

4) сифонные, действующие по принципу сифона, и др. Некоторые виды родников показаны на рис. 2.13.

С конкретными примерами выделения областей питания и разгрузки подземных вод можно познакомиться в специальном пособии [2].

Более крупной единицей гидрогеологической стратификации является водоносный комплекс, который представляет собой группу Рис. 2.12. Схема появления родников на поверхности земли. По A.M. Овчинникову:

1 — а ллюви а льные от ло жения;

2 — во допро ницаемые поро ды;

3 — во доупорные по р о ды;

4 — ур о ве н ь во ды;

5 — напр авление дви жения во ды;

6 – ро дники Рис. 2.13. Виды родников подзеных вод. По В.А. Шем елиной:

1—5 — нисходящие: / — эрозийные, 2 — контактовые, 3 — эрозионные при по дпоре де лювием, 4 — барражные (при по дпоре на глубине магматическими породами), 5 — переливающиеся;

6 — карстовые;

7 — восходящие гидр авлически связанных между собо й во доно сных гор изо нто в, о динако вых или разных по лито ло гическому составу, разделенных слабо водопроницаемыми породами относительно небольшой мощно сти и им ею щих б лизкие у сло вия питания и р азгру зки (р ис. 2.14). В о тлич ие о т во доносных го р изо нто в в во до носном ком плексе напоры по дзем ных во д мо гу т, хо тя и незнач ительно, изменяться в вер тикальном разр езе, ч то о пределяется степенью про ницаемости пород о тдельных горизонтов.

Система во до носных комплексо в, связанная единой об ластью питания и разгрузки, о бразу ет бассей н под земных вод. Последние широ ко р азвиты в пределах различных гео ло гических стру ктур : синеклиз, мульд, краевых и предгорных прогибов, межгорных впадин, грабенах, зо нах тектонических разломов и т.д. Бассейны, запо лнен ные напорными во дам и, называю тся артезиа нски ми.

Сам ым кру пным по дразделением гео ло гическо й стр атиф икации является гидр огеол огически й этаж и/ или вод о носная фор маци я (мнение исследователей в э том во просе расхо дятся). В нее объеди няю тся во досо держащие лито ло гически и генетич ески о дноро дные, хо тя часто и разно во зрастные бассейны, характер изующиеся б лиз кими усло виями залегания, распростр анения, питания и разгру зки подземных вод.

Во доносные формации ч асто разделяю тся регионально выдер жанными водоупорами и включаю т несколько во доносных комплек сов. Каждая такая формация о тличается о т дру гой истор ией палео -гидрогео логическо го развития, гидродинамическими и гидрогеоло ги ческими особенностями.

Рис.

2.14.

Типовая схе ма строе ния водоносного компле кса [7]:

/ - во допро ниц ае мые поро ды;

2 — во доу порные поро ды;

3-5 — пьезо метрические уровни соответственно I, II и III горизонтов;

6 — направление движения по дземных во д;

7 — об ласт ь п ита ни я во доно сного ко мплекса;

8 — ро дник нисходящий ( зона разгрузки) Примерами водоносных формаций могут быть рыхлые песчано-глинистые толщи нескольких бассейнов, осадочно-вулканногенные покровы, песчано глинистые сцементированные породы, карбонатные образования, соленосные толщи, массивы кристаллических пород и т.д.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ 1. Опишите границы подземной гидросферы и жидкой воды. В чем их различие?

2. Назовите критическую температуру и давление кипения во ды.

3. Ко гда и где Вы сами видели зону аэр ации? Ее мо щность?

4. Где бо льше во ды — в глинах или песках?

5. Назовите пять минералов, содержащих кристаллизационную воду.

6. Почему ф изически связанная во да не замерзает при 0° С?

7. Участвует ли в общем круговороте вода, вхо дящая в кристалли ческие решетки минералов?

8. Охарактеризуйте значение капиллярной каймы.

9. Что измеряю т единицей дарси и каков ее физический смысл?

10. Почему не исчезаю т реки пу тем инф ильтрации во ды в недра зем ли?

11. Назовите основные элементы во доносного горизонта.

12. Расскажите о приро де восхо дящих ро днико в.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Вернадский В.И. Избранные соч инения. Т.IV. Кн. 2. - М.: Изд-во А Н СССР, I960.

2. Гавич И.К., Лучшева А.А., Семенова-Ерофеева СМ. Сбор ник задач по об щей гидрогео логии. - М.: Недра, 1985.

3. Григорьев СМ. Роль во ды в образовании земной коры. Дренаж ная обо лоч ка земно й коры. - М.: Недра, 1971.

4. Грунтоведение/ ЕМ. Сер геев, ГА. Го ло дко вская, Р.С. З ианги р о в и др. - М.: М Г У, 197 1.

5. Зл о чев ска я Р.И. Связанная во да в глинистых гр унтах. -М.:

МГУ, 1969.

6. Кирюхи н В.А, Коро ткое А.И., Пылов А.Н. Общая гидрогео ло гия. - Л.:

Недр а, 1988.

7. Климентов П.П., Богда нов Г.Я. Об щая гидрогео логия. - М.:

Недра, 1977.

8. Коно нов В.И., Ильи н В.А. О со сто янии и по ведении во ды в земных недрах в связи с процессами метаморфизма//З начение стру к турных особенностей воды и во дных растворов для геологической интер пр етации. Вып. 2. - М. - 197. 1. - С. 3 5-6 5.

9. Лебедев А.Ф. Почвенные и грунто вые во ды. - М.: Изд-во А Н СССР, 1936.

10. Принципы гидрогео логической стратификации//Тр. ВСЕГ ИНГ ЕО. Вып. 148. - 1982.

11. Роде А.А. Основы учения о почвенной влаге. – Л.: гидромете оиздат, 1985.

Глава КРУГОВОРОТ И ГЕНЕЗИС ВОДЫ ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ 3.1. СОВР ЕМЕННЫЕ ПР ЕДСТАВЛЕНИЯ О КРУГОВОРОТЕ ВОДЫ И звестный русский ученый Б.Л. Личков в одной из своих работ писал:

"...центральное значение для гидрогеологии должен получить всеми признаваемый, но тоже до конца не понятый круговорот природных вод на планете, а для гидрогеологии материков ведущее значение должна получить их увлажненность. Таким образом новую гидрогеологию надо построить на трех основах - на идеях единства вод, их круговорота и увлажненности материков" [9, с. 26]. Словом, круговорот воды составляет одно из краеугольных положений современной гидрогеологии.

Учение о круговороте воды в земной коре имеет долгую историю [13], анализ которой показывает, что в течение продолжительного времени это важное природное явление рассматривалось односторонне, только с гидрологических позиций, которые механизм круговорота сводят к перемещению воды под действием тепловой энергии солнца (испарение и перемещение в атмосфере) и силы тяжести (движение дождя, снега, воды рек и подземных вод).

Основная суть круговорота в этом случае сводится к тому, что выпадающие на сушу осадки частью образуют поверхностный сток, частью, просачиваясь вглубь, формируют подземные воды;

поверхностные и под земные воды под влиянием силы тяжести стекают в понижения — речные долины — и образуют реки. Вода рек, попадая в конечные бассейны стока и испаряясь, дает начало новым осадкам.

М.И. Львович [10] в круговороте воды выделяет следующие основные звенья: атмосферное, океаническое, материковое, почвенное, речное, озерное, ледниковое, биологическое и хозяйственное, каждое из этих звеньев играет в круговороте свою особую роль. Несмотря на исключительную важность и широкую распространенность такого круговорота, он далеко не исчерпывает всего многообразия движения воды и совершенно игнорирует геологический круговорот вещества в земной коре. Поэтому современная гидрогеология не может базироваться только на идеях водообмена с поверхностью земли, а должна основываться на изучении всего многообразия кругового движения воды в земной коре. В противном случае гидрогеология будет являться частью гидрологии, что неверно в самой основе.

Как справедливо подчеркнул А.Н. Павлов [14], проблема круговорота воды в земных оболочках по существу сводится к проблеме водообмена между океаном и сушей, который осуществляется, однако, принципиально разными путями. Первый путь обусловлен воздействием солнечного тепла и протекает под влиянием метеорологических и гидрологических факторов.

Он известен как общий круговорот воды в природе.

Второй, менее известный, но не менее важный круговорот воды связан с процессами осадкообразования: вместе с осадочным веществом в эпиконтинентальных морях, лагунах, озерах захороняются седиментационные воды. В дальнейшем, после регрессии морей, захороненные воды остаются на территории материков и принимают участие в формировании водоносных горизонтов или в ходе дальнейшего развития земной коры участвуют в метаморфических процессах, проходят стадию связывания горными породами, затем в процессе разрушения кристаллической решетки последних переходят в свободное состояние и по зонам тектонических нарушении направляются к дневной поверхности.


Этот механизм движения воды обусловлен геологическими процессами, такими, как осадконакопле-ние, тектонические движения, вулканизм, метаморфизм, гранитизация горных пород и др. Этот тип круговорота воды получил название геологического. Третий тип водообмена в недрах земли обусловлен движением океанического дна и системой конвективных потоков в верхней мантии в соответствии с положениями новой глобальной тектоники или тектоники плит. Согласно этой концепции материал мантии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных океанических хребтов и возвышенностей и взаимодействуя с морской водой, образует серпентинизированный перидотит.

Формирование новой океанической коры, а значит, и связывание воды, про исходят непрерывно на протяжении всего пути ее перемещения к континентам. При сталкивании двух или более плит материал одной из них погружается под другую, происходит десерпентинизация пород, и вода возвращается в океан. Следовательно, этот, третий, тип круговорота совершается по некоторой пологой дуге от центральных районов океана к периферии. Перенос воды при этом происходит вместе с породами как бы в законсервированном виде. Допускается, что часть воды серпентинитов может участвовать в формировании гранитной коры континентов и возвращаться в океан через климатический круговорот при подъеме гранитов к поверхности земли или через вулканический аппарат. Этот тип круговорота нами предлагается называть мантийно-океаническим, но считать его разновидностью геологического.

В каждом типе круговорота выделяется несколько циклов, сумма которых охватывает многообразие каждого из них. Под циклом понимается совокупность процессов, обеспечивающих непрерывный водообмен между океаном и сушей и протекающих с более или менее постоянной последовательностью и скоростью. Циклы, взаи модействуя между собой, образуют подвижную ажурную сеть взаимосвязи всех типов вод, определяющую их единство, которое первым гениально обосновал В.И. Вернадский.

3.2. КЛИМАТИЧЕСКИЙ (ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ) КРУГОВОРОТ ВОДЫ Одно из главных свойств воды на поверхности земли, к которому мы привыкли, — это способность воды изменять в термодинамических условиях земной коры свое фазовое состояние. Постоянный приток большого количества лучистой энергии вызывает на поверхности земли испарение огромных масс воды, что ведет к снабжению атмосферы влагой. Естественно, испарение протекает интенсивнее в теплых экваториальных районах и уменьшается к полюсам. Оно усиливается на ветру, уменьшается при увеличении солености воды. Большую роль играет растительность в испарении воды: часто мощные деревья тропического леса с полным основанием сравнивают с гигантскими насосами, перекачивающими влагу из почвы в атмосферу. Например, подсчитано, что австралийский эвкалипт при благоприятных условиях ежедневно перекачивает до 1,5 ц воды. И даже береза в умеренных широтах испаряет ежегодно 7 тыс. л. воды. Но, конечно, главным поставщиком влаги в атмосферу является океан из-за его огромных размеров.

Попав в атмосферу, вода вместе с воздухом вовлекается в сложную систему воздушных течений. В определенных условиях пар начинает конденсироваться, собираться в капли воды, которые падают на землю в виде дождя или снега, а на охлажденных участках — и в виде так называемых "горизонтальных осадков": инея, изморози, росы. Количество выпадающих осадков и их форма также зависят от конкретных географических условий:

удаленности от берега моря, высоты местности, положения поднятий рельефа относительно воздушных течений, приносящих влагу, и многих других факторов.

Большая часть атмосферных осадков, выпадающих на материки, под влиянием силы тяжести, группируясь в струйки, ручьи и реки, стекает снова в океан, замыкая цикл кругооборота (рис. 3.1). Так совершается одно из наиболее могучих явлений природы, определяющих в итоге климат, а значит, и лик Земли в целом. При этом интенсивность и масштабы этого явления целиком определяются количеством солнечной энергии, поступающей на Землю, которая через сложный механизм движения водных масс определяет климат того или иного участка Земли. Поэтому этот круговорот воды называют климатическим.

В результате климатического кругооборота непрерывно восполняются запасы подземных вод. Дело в том, что на земной поверхности происходит разделение выпавших атмосферных осадков (X) Рис. 3.1. Схема клима тического круговорота воды:

1 — атмосф ерные осадки;

2-3 — сток (2 — поверхностный, 3 — под земный);

4 — испарение. Числа на рисунке — з начения соотв етствующих элементов М ирового водного баланса: без скобок — в км3, в скобках — в мм [10] на три составные части: одна часть этих осадков (V1 ) тут же снова испаряется в атмосферу, вторая часть, стекающая по поверхности земли в сторону Мирового океана, образует поверхностный сток (V2 ), и, наконец, третья часть проникает через почву в горные породы, образуя подземный сток (V3 ). Следовательно, X = V1 +V2 +V3 (3.1) Соотношение между выделенными тремя составляющими различно и зависит от конкретных природных условий: характера рельефа, типа горных пород, их пористости и трещиноватости, температуры воздуха, характера растительности и т.д. Так, для европейской части бывшего СССР Г.В.

Богомолов [1] приводит следующие величины инфильтрации атмосферных осадков (в % от количества годовых осадков): лссовидные породы — 15 20, глины и суглинки — 10-12, песчаные породы — 22-28, трещиноватые породы — 35-45, закарстованные породы — 50-60. В Голландии инфильтрация в дюнных песках, лишенных растительности, достигала мм/год (83% от осадков), покрытых растительностью — 48-52%. Ж. Друен для центральной части Франции величину инфильтрации для альб-ских песков принимает равной 20% от осадков, а для районов горной части Алжира для тех же пород — 10%. По нашим наблюдениям, инфильтрация во влажных тропических странах в пористых латеритах достигает 65%.

Скорость движения воды в горных породах значительно меньше ее скорости в открытых водотоках, что, естественно, приводит к тому, что воды поверхностного стока участвуют в круговороте значительно чаще, чем воды подземного стока. При этом чем на большую глубину погрузилась вода, тем медленнее она движется в горных породах. Но рано или поздно эта вода снова появляется на поверхности Земли и участвует в климатическом круговороте.

При этом разгрузка вод подземного стока, т.е. выход их на поверхность Земли, может происходить как выше уровня Мирового океана, так и ниже его. Так, например, разгрузка подземных вод известна на дне Средиземного моря у берегов Ливана, где родники пресных вод обнаружены в 17 местах. Крупнейший родник "Шека" находится на расстоянии километра от берега. Каждую секунду он дает 50 м3 пресной воды.

В климатическом круговороте участвует огромное количество воды. Всего в атмосфере содержится около 14 000 км 3 воды — в 11,6 раза больше, чем в реках. И объем этот полностью меняется примерно каждые 10 сут — 36 раз в год. Объем всех речных вод на Земле — около 1200 км 3 — полностью меняется примерно за 12 сут в среднем 32 раза в год. Значительно дольше задерживаются воды озер, болот. С малой скоростью идет обмен воды в ледниках, но еще медленнее, конечно, происходит круговорот подземных вод, продолжительность которого изменяется от 330 до 10 000 лет (и это в зоне активного водообмена), составляя в среднем 5000 лет (см. табл. 1.1). Тем не менее, все это звенья одного взаимосвязанного круговорота, состоящего из трех основных циклов: атмосферного, собственно гидрологического и подземного.

Значение климатического круговорота в создании всего окружающего нас мира настолько велико, что его невозможно переоценить. Давайте представим себе, что было бы, если бы этого круговорота не существовало. В этом случае уровень воды на Земле установился бы на одной отметке в океанах и на континентах. Вся вода стала бы соленой. Исчезли бы реки, родники, озера.

Уровень воды на континентах был бы только чуть выше современной отметки Мирового океана, т.е. мощность зоны аэрации резко возросла бы, глубина залегания воды тоже. Прекратилось бы движение воды, исчезли бы практически все известные ландшафты на земле. Континенты превратились бы в пустыню, не стало бы плодородных земель. Жизнь в этих условиях стала бы невозможной.

Климатический круговорот обеспечивает прежде всего непрерывное движение воды в порах горных пород и реках, создавая кровеносную систему Земли, проникающую во все малейшие пустоты планеты. Как известно, движение — это жизнь. Именно в этом движении начало и развитие всей геологической истории Земли, обеспечившей возникновение и становление жизни на нашей планете, а также, по выражению академика В.И. Вернадского, "ход самых грандиозных геологических процессов".

Движение как философское понятие в данном случае предстает в конкретной форме геологических процессов и явлений. Важнейшими результатами климатического круговорота, как следствие непрерывного движения, являются следующие.

1. Формирование ветви пресных вод на Земле или, точнее, обеспечение материков пресной водой, необходимой для жизни человека и многих, разновидностей животных и растений.

2. Поддержание на контине нтах более высоких относительно океана уровней подземных вод, обеспечивающих непрерывность подземного и поверхностного стоков. Высокие уровни воды — основа развития всего живого на континентах.

3. Строгую направленность движения воды от горных сооружений (водоразделов) к бассейнам стока и в конечном итоге возвращение воды в океан.

4. Формирование разнообразного водообмена и водообменных зон на континентах и шельфовой зоне океанов, определяющих разнообразие ландшафтов. Водообмен выступает одной из наиболее фундаментальных характеристик окружающего нас мира, определяющих через степень увлажнения направленность развития большей части геологических и биологических процессов.


5. Возобновляемость запасов воды на континентах, определившая их неисчерпаемость в геологической истории Земли и особую уникальность воды как полезного ископаемого.

6. Физическое и химическое преобразование (гидрогенез) огромной массы горных пород на континентах, обеспечивающее возникновение принципиально новых минеральных образований, положивших начало многообразию в неживой природе.

7. Перенос солей и разрушаемых горных пород с континентов в моря и океаны, что обеспечивает наряду с другими явлениями геологический круговорот вещества в земной коре, а также эволюционное геохимическое развитие океана.

8. Строго направленное эволюционное развитие системы вода — порода — газ на ранних этапах геологической истории Земли, многократно усложненное появлением позже органического вещества и деятельностью человека в современную геологическую эпоху.

Рассмотрим более подробно некоторые количественные стороны климатического круговорота, определяющие питание и распространение подземных вод.

3.2.1. Водный баланс территории Количественное выражение процесса климатического круговорота воды и его отдельных звеньев может быть охарактеризовано с помощью водного баланса. Водный баланс какой-либо территории, т.е. накопление и расходование воды в ее пределах за те или иные интервалы времени, зависит от климатических факторов и характера подстилающей поверхности.

Соотношение элементов водного баланса — осадков, испарения, поверхностного и подземного стоков в определенных физико географических условиях для многолетнего периода в среднем является практически постоянным и определяет средние расходы рек и водные ресурсы конкретного региона.

Закономерность изменения запасов вод обычно выражается уравнением водного баланса. В общем случае это уравнение для любой территории за любой промежуток времени имеет следующий вид:

X + К + Y 1 - Y 2 - Z ± W 1 ± W 2 + U 1 - U 2 = 0, ( 3.2) где X — количество осадков: К — конденсация влаги;

Y1 — приток речных вод из других районов;

Y2 — сток рек за пределы рассматриваемой территории (включая водозабор);

Z — испарение;

W1 — изменение запасов подземных вод;

W2 — изменение влагозапасов на поверхности водосбора;

U1 — приток подземных вод из смежных районов;

U2 — сток подземных вод в соседние районы ниже уровня дренирования их речными руслами.

В практических целях некоторые члены указанного уравнения объединяются или приравниваются к нулю. Например, вследствие практических затруднений определения конденсации эта составляющая водного баланса условно учитывается вместе с осадками или испарением.

Приток речных вод при расчете водного баланса водосбора реки от ее истока до какого-либо створа равен нулю. Величины аккумуляции влаги W1 и W2, а для достаточно больших бассейнов также и подземного водообмена U1 и U2 в многолетнем периоде почти уравновешиваются. Поэтому на практике при расчете среднего многолетнего баланса какой-либо территории используется уравнение X + Y1 – Y2 - Z + U 1 – U 1 = 01, (3.3) а для всего водосбора реки или всего бассейна моря — уравнение вида X - Y 2 - Z + U 1 - U 2 = 0. (3.4) На основании приведенных формул был рассчитан водный баланс территории бывшего СССР по многолетним данным, накопленным Гидрометслужбой, а также всего земного шара [10].3Эти данные показали, что ежегодное испарение с океана составляет 452 600 км (см. рис. 3.1). Из этого объема большая часть испарившейся воды, а именно, 411 600 км 3, или 90,7%, возвращается в океан. К оставшейся части (41 000 км 3 ) добавляется испарение с континен тов (72 500 км 3 ), которое и служит источником осадков на континенте в объеме 113 500 км3. Таким образом, питание рек 3и подземных вод на всех континентах обеспечивается объемом 41 000.км, из которых 29 000 км участвует в формировании поверхностного стока и 12 000 км3 (29,3%.) — подземного. Таковы масштабы подземной составляющей климатического круговорота.

3.2.2. Подземный и поверхностный стоки Как показано выше, в результате климатического круговорота формируются поверхностный и подземный стоки, сумма которых составляет общий сток той или иной территории. Величину стока определяют путем замеров расходов рек, под которыми понимается количество воды, протекающее в единицу времени через поперечное сечение русла реки.

Основными характеристиками стока являются коэффициент стока, модуль стока и норма стока.

Коэффициентом стока R называется отношение стока h за определенный период к количеству выпавших за этот же период осадков X в бассейне реки:

R = h/X. (3.5) Модулем стока (М) называется количество воды Q, стекающее в единицу времени с 1 км 2 водосборной площади бассейна реки F:

М = Q/F. (3.6) Нормой стока h 0 называется среднеарифметическая величина стока за длительный период наблюдений (п лет):

h0 =h/n (3.7) Питание рек складывается из поверхностного и подземного стоков.

Поверхностное питание рек делится на дождевое, снеговое, ледниковое и смешанное.

Дождевое питание характерно для рек умеренного и влажного тропического климата и отличается значительными колебаниями в зависимости от характера распределения атмосферных осадков в течение года.

Снеговое питание наиболее выражено в районах с устойчивым снеговым покровом, что характерно для северных и средних широт. Для большинства равнинных рек европейской части России сток за счет снегового питания составляет свыше 50% от суммы годового.

Ледниковое питание обусловлено таянием ледников в высокогорных районах в летнее время. Оно характерно для рек Кавказа, Сибири и особенно Средней Азии.

Как правило, реки имеют смешанное питание, так как в чистом виде ни одно из указанных видов питания обычно не встречается.

Подземное питание реки получают в результате дренирования водоносных горизонтов, которые они пересекают. Летом, как правило, реки имеют поверхностное и подземное питание, а зимой большинство рек имеет только подземное питание. При этом последнее подразделяется на грунтовое и артезианское. Грунтовое питание, в свою очередь, подразделяется на сезонное и постоянное, а артезианское — на открытый и закрытый артезианские стоки. Для районов развития многолетней мерзлоты выделен мерзлотный тип подземного питания рек, а для районов молодого вулканизма — гейзерный.

Б.И. Куделиным [7] установлено также отрицательное подземное питание рек, т.е. потери речного стока на питание подземных вод, которое может носить временный (сезонный) или постоянный характер.

Основными факторами, определяющими количественные взаимоотношения поверхностного и подземного стоков, являются: климатические, геоморфологические, почвенно-геологические, характер растительности и искусственные (техногенные).

Климатические факторы являются наиболее важными: нет осадков — нет стока. В засушливых районах, где осадков выпадает очень мало, имеет место незначительный сток. Так, например, коэффициент стока для территории бассейна Баренцева моря составляет 0,48 (толщина слоя стекающей воды мм), а для бассейна Каспийского моря — лишь 0,21 (толщина слоя стекающей воды 102 мм). В среднем для территории бывшего СССР эта величина составляет 0,37.

Различные виды осадков обусловливают различный характер стока.

Продолжительные, небольшой интенсивности обложные дожди, а также кратковременные дожди способствуют лучшей инфильтрации атмосферных осадков, а следовательно, и увеличению подземного стока. Сильные дожди и ливни вызывают значительный поверхностный сток. Этому же способствует таяние весной снегового покрова, что приводит к возникновению бурных паводков на реках.

Геоморфологические факторы (рельеф, форма и размеры бассейна) определяют не только интенсивность общего стока, но и его вид. Сильно расчлененный горный рельеф способствует в количественном отношении увеличению не только поверхностного, но и подземного стока (рис. 3.2).

Однако величина поверхностного стока в горных районах растет быстрее, чем подземного, что ведет к некоторому уменьшению доли последнего в этик условиях по сравнению с первым. Так, по данным Б.И. Куделина, для горных районов Урала подземный сток составляет 10-30% от общего речного стока, а для равнинных районов Западной Сибири - 30-50%.

Почвенно-геологические факторы регулируют характер стока, главным образом, через водопроницаемость пород зоны аэрации. Чем больше атмосферных осадков просачивается, образуя подземные воды, тем меньше, поверхностный сток. Так, например, в бассейне оз. Севан (Армения), расположенного в области трещиноватых андезито-базальтовых лав, большой процент стока приходится на подземный. В ряде карстовых районов происходит почти полное поглощение поверхностных вод с образованием преимущественно подземного стока.

Растительность задерживает поверхностный сток и способствует инфильтрации воды, замедляет таяние снега до 20-30 дней, что также способствует формированию подземного стока. Лесная почва имеет более рыхлую структуру и способствует проникновению воды в почву. С целью уменьшения поверхностного стока в сухих районах создают лесные полосы.

Вырубая лес, человек, наоборот, уменьшает подземный сток.

Искусственные факторы, связанные с агротехническими мероприятиями, возведением гидротехнических сооружений, созданием искусственных водохранилищ и другой деятельностью человека, Рис. 3.2. Графики зависимости полно го R, повер хностного S и по дземного U стоков рек Алтая от высоты над уровнем моря Н и схема р аспо ло жения райо но в, для ко тор ых они постро ены [10] приводят к нарушению естественного режима подземных и повер хностных вод, а следовательно, к изменению характера стока. Так, создание крупных водохранилищ замедляет общий сток и уменьшает его выше водохранилища, ниже — увеличивает. При, этом возможно как увеличение, так и уменьшение величины подземного стока.

Взаимоотношение и соотношение между подземным и поверхностным стоками можно видеть на рис.3.3 и в т абл. 3.1.

Таблица 3. Соотношение пол ного, подзе много и пове рх нос тного с токов [10] Тер р итор ия Сев ер на я Юж н ая Вся быв.

Элеме нт Ев ро па Азия А фр ик а Ав стр а ли я** Аме ри ка* Аме ри ка* су ша*** СССР Пло ща дь, млн.к м 9,8 45, 0 30, 3 20, 7 17, 8 8,7 13 2,3 22, Оса дки, мм 73 4 72 6 68 6 67 0 16 48 73 6 83 4 50 Реч н ой с ток, мм:

по лн ый 31 9 29 3 13 9 28 7 58 3 22 6 29 4 19 по дзе мн ый 10 9 76 48 84 21 0 54 90 пов е рхн ос тн ый 21 0 21 7 91 20 3 37 8 17 2 20 4 15 Ва лов ое у в ла жн ен и е, 52 4 50 9 59 5 46 7 12 75 56 4 63 0 34 мм Испа ре н ие, мм 41 5 43 3 54 7 38 3 10 65 51 0 54 0 30 По дзе мн ый с то к,% о т по лн о го 34 26 35 32 36 24 31 Ко э ффи цие н т пи та н ия ре к п о дзе мн ыми 0,2 1 0,1 5 0,0 8 0,1 8 0,1 6 0,1 0 0,1 4 0,1 в ода ми Ко э ффи цие н т сток а 0,4 3 0,4 0 0,2 3 0,3 1 0,3 5 0,3 1 0,3 6 0,4 * Иск люч ая Кан а дск ий а рхи пе ла г, н о в ключ ая Ц е нтр альну ю А мер ику.

** Вк лю ча я Та сман ию, Нов у ю Гв ин ею и Нов у ю Зе ла н ди ю.

*** Иск люч ая А нтар к ти ду, Гр ен лан дию и Ка на дс ки й арх ип е ла г.

Нетрудно установить, что из всего объема выпадающих осадков в суммарном стоке участвует от 23 (Африка) до 43%. (Европа). Из этого количества на подземный сток приходится от 48 (Африка) до 210 мм слоя осадков (Южная Америка), или 24-36% суммарного речного стока.

Рис. 3.3. Схема взаимосвязи под земных и поверхностных вод. По В.А.

К ир юхи ну и Н.И. Тол сти хи ну:

1 — аллюв иаль ные отложения ;

2 — отложения речной террасы;

3 — глины;

4 — пески:

5 — уровни подз емных вод (а — аллюв иаль ных отложений, б — р ечной терр асы, в — в песках, г — напор ных вод);

6 — перелив в оды из одного горизонта в другой;

7 — области питания атмосферными осадками;

8 — родники (а — нисходящий, б — восходящий);

9 — зона взаимосвязи пов ерхностных и подз емных в од. Области: I — питания;

// — тр анз ита: /// — напорных вод;

IV — закрытой разгрузки;

V — открытой разгрузки;

VI — смешанного питания 3.2.3. Естественные ресурсы подземных вод Рассмотренные выше механизмы формирования стока позволяют сформировать представление об естественных ресурсах подземных вод, под которыми понимается обеспеченный питанием их приток или отток на конкретной территории. Естественные ресурсы характеризуют естественную производительность (расход) водоносных горизонтов или величину питания подземных вод. Естественные ресурсы возникают и непрерывно возобновляются в процессе общего круговорота влаги на Земле.

Под региональной оценкой естественных ресурсов подземных вод понимается их определение для значительных территорий, например, в пределах целого бассейна подземных вод или достаточно крупной его части.

При этом естественные ресурсы выражаются модулем или слоем подземного стока. Первый характеризует расход подземного стока в литрах в секунду (л/с) с 1 км 2, а второй — количество воды за отрезок времени, выраженное в виде слоя, равномерно распределенного на площади (обычно мм/год).

Подземный сток также характеризуется относительными величинами: коэффициентом подземного стока и коэффициентом подземного питания рек.

Под коэффициентом подземного стока понимается отношение величины подземного стока к величине атмосферных осадков, выпадающих за тот же период времени, а под коэффициентом подземного питания рек понимается отношение величины подземного стока к величине общего речного стока в процентах или долях единицы, показывающее участие подземного стока в формировании общего речного стока.

Для территории бывшего СССР под руководством Б.И. Куде-лина составлены карты подземного стока в масштабе 1:5 000 000 (рис. 3.4), которые показывают, что подземный сток колеблется от 0,01 до 10 л/с с км 2 и зависит от трех основных факторов: климата, рельефа и структурно геологических условий территории. Все указанные факторы действуют не изолированно, а в тесной взаимосвязи. Величина подземного стока является таким образом некоторой обобщенной интегральной количественной характеристикой весьма сложного природного явления, объединяющего процессы питания, движения и разгрузки подземных вод. Влияние климата придает подземному стоку черты ярко выраженной широтной зональности.

Так, величина модулей подземного стока в пределах европейской части бывшего СССР закономерно уменьшается с СЗ на ЮВ от 4-6 л/с в районах Прибалтики до долей единицы в степях южных районов России и Украины. Количество атмосферных осадков изменяется в этом же направлении от 600-700 мм/год до 300-400. В Западной Сибири модули подземного стока изменяются от 2,5-3,0 л/с в районах Обской губы до 0,3 0,5 в Северном Казахстане, Барабинской и Кулундинской степях. В районах г.

Томска подземный сток составляет 1-2 л/с с 1 км 2 (рис. 3.4.).

Наибольшие значения подземного стока характерны для экваториального климата. Так, на юго-западе Западной Африки подземный сток достигает 20 л/с с 1 км2, а по нашим данным, даже 35, в бассейне Амазонки 15, Индонезии 28, а на Филиппинах даже 45 л/с с 1 км 2. В условиях субтропического климата модуль подземного стока в ряде случаев также достигает 15 л/с (Средиземноморское побережье, Япония, Индия, Чили, Мексика и др.) [10].

Рельеф местности оказывает сильное влияние на формирование подземного стока и придает ему черты вертикальной зональности. Более глубокая эрозийная расчлененность местности, густота речной сети, большие уклоны поверхности Земли и зеркала грунтовых вод в пределах горных сооружений, как правило, вызывают интенсификацию подземного стока по сравнению с окружающими равнинами. Увеличение модулей подземного стока с высотой местности наблюдается в пределах горных сооружений Кавказа, Крыма, Карпат, Тянь-Шаня и др. Так, на Кавказе, на высоте 800-900 м, модули подземного стока составляют 1-5, а на высоте 3000 м — 10-12 л/с с 1 км 2.

Влияние гидрогеологического фактора на формирование подземного стока резче всего заметно в районах развития карстующихся пород. Примером этому может служить Урал, западные склоны которого сложены сильно карстующимися породами (известняками) и где модули подземного стока достигают 10-12 л/с (бассейн рек Щугора, Вишеры, Косьвы), тогда как в соседних бассейнах, где отсутствует карст, эти модули не превышают 3-4 л/с с 1 км 2. То же самое наблюдается в Крыму, на Средней Волге, Тиманском кряже и других местах.

Большое влияние на формирование подземного стока оказывают многолетнемерзлые породы. Там, где эти толщи развиты, коэффициент подземного питания рек, как правило, меньше 10%, тогда как в других районах он значительно выше.

По картам подземного стока были подсчитаны естественные ресурсы пресных подземных вод зоны интенсивного 3водообмена для 95% территории бывшего СССР, которые составили 32 924 м /с, или 1038 км3/год, из них 24 м3 /с приходится на азиатскую часть бывшего СССР. В целом подземный сток для территории бывшего СССР составляет примерно 24% от общего речного стока [7].

Наиболее богата водными ресурсами (в удельном выражении на единицу площади) Южная Америка: полный речной и подземный стоки этого материка почти в 2 раза больше, чем в Европе, занимающей второе место по богатству водными ресурсами. Затем следуют Азия, Северная Америка и Африка.

Наиболее слабо обеспечена речным стоком Австралия. По объему стока со всей площади континента наиболее богата водными ресурсами Азия. Ей уступают Южная Америка, Европа и Австралия.

Необходимо, однако, иметь в виду, что все приведенные данные получены методом расчленения гидрографа и поэтому не учитывают стока, который, минуя реки, направляется непосредственно в эпиконтинентальные моря и океан.

Последний, по ориентировочным подсчетам 3 Р.Л. Нейса, составляет для всего земного шара 7 тыс. м 3 /с, или 224 км /год, из 2397 км 3 /год всего объема подземного стока в моря и океаны [4]. Определение величины подземного стока в моря — одна из важнейших задач гидрогеологии на ближайшую перспективу.

Таким образом, гидрогеологический круговорот воды, охватывая верхнюю часть земной коры, приводит к формированию огромных масс подземных пресных вод, распределенных на относительно небольших глубинах. В то же время часть воды этого круговорота по зонам глубинных разломов и хорошо проницаемым горным породам проникает на большие глубины, нагревается и дает начало образованию разнообразных по составу термальных вод, широко развитых в горноскладчатых областях, например, в Прибалтике, Забайкалье, Кавказе, Тянь-Шане и т.д. Область действия этого круговорота совпадает с зоной гидростатических напоров и изменяется в геологическом аспекте времени.

Определяющей чертой его является сво бодная фильтрация воды через горные породы от областей с большим напором к областям с меньшим напором, как правило, от горных сооружений к предгорным, из континентов к морям и океанам.

Кроме естественных ресурсов различают также естественные запасы подземных вод, под которыми понимают объем свободных, (гравитационных) вод в конкретном водоносном горизонте, комплексе или бассейне. В отличие от естественных ресурсов, которые характеризуют количество воды, проходящее через поперечное сечение водоносного горизонта в единицу времени (м 3 /с, л/с, м 3 /сут и т.д.), запасы определяются объемом водоносного комплекса 3и водоотдачей его горных пород, и измеряются они в объемных единицах (м, км3 ). Соответственно первые еще называют динамическими ресурсами (динамика — движение), а вторые — статическими (статика — покой). По своему смыслу термин "запасы" отражает объем воды в геологическом теле, а термин "ресурсы" — расход воды, протекающий через это тело.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 12 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.