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 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 4 ] --

2. Зону переходных между гидростатическим и литостатическим пластовых давлений, нижняя гра ница которой может Рис. 4.1. Общая схе ма вертикальной гидродинамической зональности земной коры [7].

Зоны: I — литостати- ческих пластовых дав- лений;

II — переход- ных пластовых давле- ний;

III — гидростати- ческих пластовых дав- лений. Средние графики пластовых давлений в областях: 1 — аль- пийского складкообразования;

2 — герцинс-кого складкообразов ания;

3 — байкальского складкообр аз ов ания ;

4 — дорифейского складкообразования. Г г и Гл - градиенты соответственно условного гидростатического и литостатического давлений достигать 7 км. В пределах этой зоны распространены в основном седиментационные воды. 3. Зону литостатических давлений, в пределах которой содержатся в основном физически связанные воды и редко свободные. Во второй и третьей зонах преобладают восходящие потоки подземных вод.

По имеющимся данным нижняя граница переходных давлений зависит от возраста и характера геологических структур и колеблется в следующих пределах: в областях альпийской складчатости 2-3 км, в областях герцинской складчатости 3-4 км и в областях байкальской и рифейской складчатости составляет около 7 км, т.е. в течение геологического развития земной коры зона переходных пластовых давлений закономерно погружается, а мощность верхней зоны — возрастает.

Возможно ли наличие пластовых давлений в водоносных горизонтах, превышающих значение литостатических давлений? На этот вопрос следует ответить положительно. Такое возможно в областях, где горные породы испытывают дополнительное давление за счет, например, внедрения магмы, давление которой превышает литостатическое, или, например, в зоне погружения литосферных плит одна под другую (зона Беньофа — Заварицкого), в областях вулканической деятельности и т.д.

4.1. 2. Гидродина мическая зона льность зе мных недр В связи с установлением фактов аномально высоких пластовых давлений в подземной гидросфере изменилось представление о природе и характере гидродинамической зональности земной коры. Бытовавшее ранее мнение о гидродинамических зонах, как зонах разной интенсивности водообмена с единой природой гидростатических давлений, сменилось представлением о разной природе последних. Началась разработка новых схем гидродинамической зональности земных недр. Этим вопросом занимались Ю.В. Мухин, А.Е. Ходь-ков, Г.Ю. Валуконис, Л.Г. Заварзин, Ю.А. Ежов, Ю.П. Вдовин, И.Г. Киссин и др.

Сопоставление схем гидродинамической зональности, предложенной различными авторами, приведено в табл. 4.1. Анализ этой таблицы показывает, что большинство исследователей под различными названиями выделяют три близких по сути гидродинамических зоны, различающихся характерами пластовых давлений и движением подземных вод. Более удачными нам представляются названия зон, предложенные Ю.А. Ежовым и Ю.П. Вдовиным, так как они отражают природу формирующихся в этих зонах напоров. Поэтому в дальнейшем мы и будем придерживаться этой терминологии.

В соответствии с гидродинамической зональностью в недрах земли выделяются и разные типы гидродинамического режима подземных вод, под которым следует понимать характер движения воды, обусловленный величиной пластовых давлений и степенью гидродинамической закрытости водоносных систем. Обычно выделяют три типа гидродинамического режима [8].

1. Режим инфилыпрационного типа, в пределах которого движение подземных вод происходит вследствие разности напоров в зоне современной инфильтрации и зоне разгрузки. Пластовое давление подземных вод равно гидростатическому. При благоприятных условиях режим этого типа может существовать до глубины 5 – 6 км (рис. 4.2). В этом случае важно только, чтобы была единая гидравлическая система и область питания превышала область разгрузки.

2. Режим элизионного (выжимающего) типа. Движение вод происходит вследствие их выжимания из пород, уплотняющихся под действием геостатического давления или возникающих тектонических напряжений. Этот тип режима наблюдается обычно на глубинах, превышающих 1000 м. Пластовое давление, как правило, выше гидростатического, но значительно ниже литостатического.

3. Режим глубинного типа характерен для водонапорных систем, залегающих в глубоких частях подземной гидросферы. Основными причинами движения вод в зоне действия этого режима является воздействие на них геостатического и тектонического давлений. Такое воздействие возможно лишь в условиях существенной изоля ции глубинных водонапорных систем, ибо при наличии хорошего оттока жидкости внешнее давление воспринимается преимущественно скелетом породы. Пластовое давление может достигать значений геостатического давления и даже его превышать.

Таким образом, в настоящее время в земной коре выделяются несколько резко отличающихся по характеру пластовых давлений типов гидродинамического режима. В пределах каждого из этих типов режима законы движения подземных вод носят различный характер. В настоящее время наиболее изученным в этом отношении является инфильтрационный тип режима, в пределах которого Рис. 4.2. Схе ма питания и разгрузки термальных вод. По Д.Е.Уайту:

1 — породы с низкой проницаемостью;

2 — проницаемые породы;

3 ~ кристаллические породы;

4 — напр ав ление дв ижения воды;

5 — разлом выделяется два подтипа: режим грунтовых (безнапорных) вод и режим артезианских (напорных) вод. Однако прежде чем переходить к этому вопросу необходимо хотя бы кратко познакомиться с основными элементами фильтрационного потока.

4.1.3. Основные гидродинамические эле менты фильтрационного потока Прежде всего отметим, что под фильтрацией понимается движение одно или многофазных капельножидких подземных флюидов через горные породы, обусловленное наличием перепада напоров. Водоносный горизонт, через который идет фильтрация воды, называется соответственно фильтрационным потоком. Наряду с основными элементами водоносного горизонта (см. раздел 2.5), фильтрационный поток характеризуется рядом гидродинамических элементов.

Основными гидродинамическими элементами фильтрационного потока являются: пьезометрический напор, напорный градиент, линии тока и линии равных напоров. При этом для простоты расчетов под фильтрационным потоком понимается не реальный поток жидкости, движущийся только через поровое пространство, а фиктивный поток, занимающий весь водоносный пласт, включая поровое пространство и скелет породы [16].

Пьезометрический напор. Понятие о напоре воды введено в науку русским ученым Д. Бернулли. По его определению, величина напора выражается следующим уравнением:

Н = Р/ + Z + v 2 /2 g, (4.3) где Р — гидростатическое давление в исследуемой точке потока;

— объемная масса воды;

Z — высота исследуемой точки потока над выбранной плоскостью сравнения напоров;

v2 /2g — скоростной напор, который в потоке подземных вод весьма мал и обычно приравнивается к нулю. В этом случае Н = Р / + Z. (4.4) Правая часть уравнения (4. 4) известна под названием пьезометрического напора, а отношение Р/у = h n как пьезометрическая высота. Последняя представляет собой высоту, на которую должна подниматься вода над выбранной точкой потока под влиянием гидростатического давления Р в этой же точке. В случае безнапорного потока пьезометрическая высота равна глубине погружения данной точки от зеркала грунтовых вод (рис. 4.3, а), а в случае напорных вод — глубине погружения точки от пьезометрической поверхности этих вод (рис. 4.3, б). Из изложенного видно, что пьезометрический напор слагается из двух величин: пьезометрической высоты h п и высоты данной точки потока над выбранной плоскостью сравнения напоров Z, Н = h п + Z. (4.5) Рис. 4.3. Графическое изображение пьезометрической высоты в сква ж ине для безнапорных (а ) и напорных (б) вод :

1 — зеркало грунтовых вод;

2 — водоупор;

3 — пьезометрическая поверхность Для подземных вод с горизонтальным залеганием водоупорного основания за плоскость сравнения берется обычно подошва водоносного слоя, тогда пьезометрический напор Н равняется мощности потока h (рис. 4.4, а). Для подземных вод с наклонным залеганием водоупорного основания за плоскость сравнения берут любую горизонтальную плоскость, проходящую ниже водоупорного основания и по отношению к ней рассчитывают напор (рис. 4.4, б).

Напорный градиент. При движении воды через поры горных пород часть напора теряется на трение, что создает уклон поверхности подземных вод в сторону их движения. Если сделать вертикальный разрез по направлению движения подземных вод, то получим кривую движения напора: у вод со свободной поверхностью она называется кривой депрессии, а у напорных вод — пьезометрической кривой.

Рис. 4.4. Графическое изображ ение пьезометрического напора подземных вод с горизонталь ным (а) и наклонным (б) залеганием водоупорного осно вания:

1 — зеркало грунтовых вод;

2 — водоупор;

3 — плоскость сравнения напоров Средний уклон Iср кривой депрессии (или пьезометрической кривой) подземных вод равен:

Iср - (H 1 - Н 2 )/Х =Н/Х, (4.6) Где H 1 и Н 2 — напоры воды в любых двух сечениях;

X — расстояние между выбранными сечениями.

Действительное значение уклона в любой точке представляет собой предел этого выражения и является напорным градиентом в этой точке. Он равен:

I = lim( Н/Х) x 0 = - dH / dX. (4.7) Знак минус ставится потому, что по направлению движения воды значения X возрастают, а Н уменьшаются, следовательно, производная d H / dX имеет отрицательный знак. В случае горизонтального водоупорного ложа Н = h и, следовательно:

I =h/Х = - dh / dX. (4.8) Пример формирования пьезометрической поверхности приведен на рис. 4.5, из которого видно, что главными условиям и ее образования являются превышение области питания над областью разгрузки и наличие водоупорных отложений.

Линии тока и линии равных напоров. Линия тока представляет собой линию, которая касательна в каждой своей точке к вектору скорости частицы жидкости, находящейся в этой точке. При установившемся движении в каждой из точек фильтрационного потока скорости остаются во времени постоянными по величине и направлению. Следовательно, постоянными остаются и линии тока. Говоря другими словами, при установившемся движении линии тока совпадают с траекториями частиц жидкости.

При неустановившемся движении скорость частицы в каждой точке движения изменяется и по величине, и по направлению, следовательно, изменяются и линии токов. В этом случае линия тока, как это было показано Н.Н. Павловским, не совпадает с Рис.4.5. Формирование гидростатических напоров в водоносном горизонте:

1 — граниты;

2 — пески;

3— глины;

4— уровень под земных вод;

5 — родник;

6 — пьезометр ический уровень;

— направление движения под земных вод;

0-0 — плоскость сравнения траекторией движения частицы жидкости, а отражает лишь направление скоростей движения точек, лежащих на ней в данный момент времени. В то же время траектория рисует нам путь, проходимый данной частицей жидкости в различные моменты времени.

Следовательно, в зависимости от поведения линии тока надо различать установившееся и неустановившееся движение. При установившемся движении параметры потока — мощность, напорный градиент и расход — не изменяются во времени, в то время как при неустановившемся эти параметры беспрерывно изменяются.

Линии, перпендикулярные к линиям токов, представляют собой линии равных напоров, или эквипотенциали. Проекции этих последних на горизонтальную плоскость представляют собой гидроизогицсы (для безнапорных вод) или гидроизопьезы (для напорных вод).

Система линий равных напоров и перпендикулярных к ним линий тока образует гидродинамическую сетку или, иначе говоря, сетку движения подземных вод. В условиях установившегося движения гидродинамическая сетка будет постоянной во времени, в условиях неустановившегося движения — переменной. На рис. 4.6 в качестве примера приводится гидродинамическая сетка установившегося движения подземных вод в основании плотины.

Использование гидродинамических сеток для практических целей возможно лишь при следующих условиях: 1) установившемся движении;

2) однородности пористой среды;

3) постоянной плотности и вязкости жидкости;

4) ламинарном характере движения жидкости.

Если линии токов параллельны некоторой плоскости, секущей поток, то поток называют плоским. Если эта плоскость вертикальна, поток называется плоским в разрезе, если горизонтальна — плоским Рис. 4.6. Гид род и н ами чес кая сетка движения подзем ных вод под плотиной [1 6 ]:

H1 и H 2 — напор воды соотв етственно в верхнем и нижнем бьеф е;

H — разность напоров воды в нижнем и верхнем бьефе;

b — половина ширины флютбета плотины;

N1, N2, N3, N4 — эквипотенциали;

S1, S2, S3, S4 — линии тока с указанием направления движения в оды Рис. 4.7. Схема плоского грун тового потока при фильтрации через узкий вод ораздел меж д у кана лом и рек ой в плане. Примером плоского потока в разрезе может служить фильтрация воды из канала в реку при параллельности линий токов в плане (рис. 4.7).

Если линии токов представляют собой семейство прямых, сходящихся в одной точке или расходящихся от нее, и перпендикулярно к ним проходит семейство окружностей линий равных напоров, то такой поток называют радиальным. Радиальный поток может быть сходящимся, например: приток воды к скважине при откачке (рис. 4.8) или расходящимся — при нагнетании воды в скважину. В реальных природных условиях плоский и радиальный потоки носят более сложный характер (рис. 4.8).

Границы фильтрационного потока. Потоки подземных вод имеют естественные границы. Нижней границей является водоупорное основание.

Оно может быть горизонтальным или наклонным. Верхней границей потока является свободная поверхность воды (для безнапорных вод) или подошва водоупорного слоя (для напорных вод).

Боковыми границами потока являются зоны его дренажа и питания.

Этими границами могут быть реки, овраги, болота, озера. Если обе границы находятся на большом удалении от изучаемого участка, то поток рассматривается как неограниченный, полагая в расчетах, что его границы находятся "в бесконечности". Если значительно удалена только одна граница, поток называется полу Рис. 4.8. Радиальный сходящийся поток при откачке из скважины (стрелками показано направление движения воды) ограниченным. Наконец, если области питания и разгрузки расположены рядом, то поток рассматривается как ограниченный.

4.1.4. Линейный закон фильтрации, или закон Дарси Фильтрация воды, как форма движения, изучается давно. Ос новоположниками этого направления следует считать М.В. Ломоносова, Д.

Бернулли и Л. Эйлера, которые положили начало разработки законов подземной гидравлики. В 1856 г. на основе опытов фильтрации воды через различные пористые среды, французский исследователь Анри Дарси установил основной закон движения подземных вод, получивший в последствии его имя, или линейного закона фильтрации, а французский инженер Ж. Дюпюи применил первым этот закон на практике.

Закон Дарси формулируется следующим образом: количество воды Q, просачивающейся через породу в единицу времени, пропорционально величине падения напора при фильтрации Н и площади поперечного сечения породы F и обратно пропорционально длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды (рис. 4.9):

Q = k(H/L)F, (4.9) где k — коэффициент пропорциональности, зависящий от физических свойств породы и фильтрующейся жидкости. Этот коэффициент получил название коэффициента фильтрации. Обозначив отношение падения напора Н к длине пути фильтрации L через напорный или гидравлический градиент I, получим:

Q = k I F. (4.10) Это уравнение представляет собой в общем виде выражение Рис. 4.9. Схема прибора, демонстрирующего движение воды в пористой среде в соответствии с законом Дарси:

Z1 и Z2 — координаты точек 1 и 2, в которых измерены пьезометрические напоры h1 и h2 : H1 =h1 +Z и H2 =h2 +Z2;

Z — путь фильтрации;

0-0 — плос кость сравнения расхода фильтрационного потока. Разделив обе части уравнения (4.10) на F, получим Q/F = v = kI. (4.11) Уравнение (4.11) выражает закон Дарси, отражающий линейную зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Если принять I = 1, то v = k. Отсюда вытекает физический смысл коэффициента фильтрации, представляющий собой скорость фильтрации воды при гидравлическом градиенте, равном единице. Поэтому размерность коэффициента фильтрации та же, что и скорости движения в оды, т.е.

см/с, м/ч или м/сут.

Следует учитывать, что скорость фильтрации, рассчитанная по формуле (4.11), не равна действительной скорости движения воды в порах или трещинах породы, так как вместо реального рассматривается фиктивный поток. Чтобы получить реальную скорость движения подземных вод U, необходимо скорость фильтрации v разделить на пористость породы п U = v/n. (4.12) Так как п всегда меньше 1, то получаемая из закона Дарси скорость фильтрации всегда меньше действительной скорости движения.

Непосредственно действительные скорости движения воды не зависят от свойств зерен минералов, слагающих водоносный горизонт, но косвенно минеральный состав породы влияет, так как он опре деляет характер и структуру пор. Чем больше размеры пор, тем больше скорости движения подземных вод.

На практике для характеристики фильтрационных свойств горных пород наряду с коэффициентом фильтрации используется коэффициент водопроводимости Т, равный произведению коэффициента фильтрации k на мощность водоносного горизонта m или пьезометрический напор h Т = k m или Т = k h. (4.13) Размерность коэффициента водопроводимости выражается в м 2 /сут или см /с. Физически коэффициент водопроводимости вы ражает способность площади водоносного горизонта фильтровать воду в единицу времени при напорном градиенте, равном единице. Водопроводимость горных пород зависит от многих факторов: пористости пород, их структуры, степени засоленности, а также вязкости, температуры и плотности воды.

Коэффициент фильтрации k связан следующей зависимостью с коэффициентом проницаемости Кп:

k = Kп/, (4.14) где — объемная масса воды;

— вязкость воды.

Так как при t = 20° С объемная масса чистой воды и ее вязкость близки к единице (см. табл. 1.2), то переведя значения k и Кп в одни единицы, получим, что в случае скорости движения воды, равной 1 см/с, проницаемость таких пород составит примерно 1,02·10- см 2, или 1,02·103 Д. Иногда в литературе встречаются указания, что коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость горных пород.

Но это по сути неверно. Другое дело, что зная k, можно рассчитать Кп, т.е.

оценить водопроницаемость горных пород (см. раздел 2.4).

В табл. 4.2 приведены коэффициенты фильтрации и проница емости для различных пород и грунтов [6]. Отметим лишь, что Таблица 4. Породы и грунты Пористость, % к, см/с К п, мкм 11 0 -4 8,510 - Гли ни стый изве стн як 1,410 -1 1,210 - И зв е стн як 2,6 1 0 -3 2,2 1 0 - И ли сты й п е сч а ни к 9,410 - Гр уб ый п е сч ан ик 12 1, 2,110 - П е сч ан и к 29 2, 8,510 - М е лк о зер н и сты й пе со к - 9, 2,6 10 2 2,210 - С ре д н е зе р н и стый пе со к 3,110 К р уп н о зер н и сты й пе со к - 2,710° 4,3 10 4 3,7 Грав ий - 4,7 1 0 - М он тм ор и л л он и т - - 4,7 10 - К ао л и ни т - в практике коэффициент фильтрации используют главным обра зом для характеристики фильтрационных свойств рыхлых пород и грунтов, а коэффициент проницаемости — для монолитных горных пород.

Необходимо также обратить внимание на то, что свойства воды существенно меняются с изменением температуры. При повышении последней уменьшается вязкость жидкости, ослабевают и практически исчезают капиллярные силы. Поэтому при температурах свыше 50° С уже наблюдается переход части связанных и капиллярных вод в гравитационные и наоборот, что сказывается на характере движения свободных вод. Влияет на вязкость воды и ее соленость, с ростом которой вязкость и плотность раствора возрастают. Зависимость между ними при одной и той же температуре выражается параболической кривой (рис. 4.10).

Из рисунка нетрудно увидеть, что при одном и том же напорном градиенте скорость фильтрации пресных вод при температуре 5-20° С почти в раза выше скорости фильтрации соленых вод плотностью 1,18 г/см 3 при той же температуре.

Рис. 4.10. Зависимость между плотностью и вязкостью рассолов п ри t =2 0 ° С [1 0 ] 4.1.5. Границы применимости закона Дарси Линейный закон фильтрации применим не для всех типов вод. Первое ограничение по его применению связано с определенной скоростью фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нарушается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока (верхний предел применимости). При малых скоростях фильтрации на движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения, действующие со стороны минеральных частиц горной породы. В том и другом случае нарушается прямая зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Закон Дарси применим поэтому только для ламинарного типа движения, которое является параллельно-струйчатым без разрывов и пульсаций, с плавным изменением скорости. Движение подземных вод в подавляющем большинстве случаев является ламинарным. Однако в грубообломочных, сильно трещиноватых и закарстованных породах при откачках, а также в горных выработках может возникнуть турбулентное движение. Это движение характеризуется большими серостями, пульсацией и носит вихревой характер.

Переход ламинарного движения в турбулентное происходит при критической скорости, величина которой зависит от ряда параметров:

диаметра зерен породы, ее пористости, плотности и вязкости воды. Для определения критической скорости воды в пористой среде Н.Н.

Павловский предложил следующую формулу:

v кр = (0,75n + 0,23)/·Re/d e, (4.15) где п — пористость;

- вязкость воды;

— плотность воды;

Re — число Рейнольдса;

d e — действующий диаметр.

В общем виде числа Рейнольдса можно определить по следующей формуле [13]:

Re = 2 UR /, (4.16) где R — гидравлический радиус, равный отношению площади поперечного сечения к смоченному периметру потока.

Как показывают исследования, vкр зависит главным образом от размера пор и колеблется от 300 до 800 м/сут, т.е. при скоростях, которые редко наблюдаются в подземных водах.

Переход ламинарного движения в турбулентное сопровождается отклонением от линейного закона фильтрации и переходом его в нелинейный, подчиняющийся закономерности Шези-Краснопольского:

v = kI. (4.17) Отличие нелинейного закона фильтрации от линейного, следовательно, заключается в том, что при турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна напорному градиенту в степени 1/2.

В случае, если водоносный горизонт отличается большой фильтрационной неоднородностью, то движение воды может иметь смешанный характер. В общем виде это выражается уравнением Прони [21] I = av+bv2 (4.18) где а я b — коэффициенты, зависящие от вида движения воды и свойств пористой среды, определяемые экспериментально.

При фильтрации жидкости через весьма тонкие капилляры (на пример, глины) связанная вода практически полностью перекрывает сечение поровых каналов. Для того, чтобы началась фильтрация в таких породах, необходимо создать некоторый градиент, обусловленный наличием в глинах связанной воды, которая, являясь вязко-пластичной жидкостью, обладает определенной сдвиговой прочностью [3].

В случае создания необходимого начального градиента напора начинается фильтрация в соответствии с законом Дарси, который записывается в следующем виде:

v = k ( I – I п р ) = k ( I – 4/ 3 I 0 ). (4.19) Принятые здесь обозначения понятны из рис. 4.11. В отличие от песчаных пород, в глинистых породах зависимость между v и I носит сложный характер: параболический на участке (1-2) и прямолинейный на участке (2 3). Точка 1 соответствует начальному напорному градиенту I 0, только при превышении которого фильтрация возможна, но не в соответствии с линейным законом. Точка 2 соответствует предельному напорному градиенту I п р, при превышении которого становится справедливым закон Дарси.

Рис. 4.11. Зависимость между скоростью фильтрации v вод ы и напорным град иентом I для песчаных (a ) и глинистых (б) пород. По Н.А. Цытови чу Третье ограничение рассматриваемого закона связано с тем, что он разрабатывался для условий свободной фильтрации жидкости, т.е. для вод климатического круговорота. Распространять его действие на воды геологического круговорота, механизм движения которых иной, пока нет оснований. Элизия воды из глинистых отложений при их уплотнении происходит также при определенном начальном градиенте и не исключено, что находится в пределах отрезка кривой 1-2 (см. рис. 4.11). Применительно к процессам элизии, механизм которых можно уподобить поршневому вытеснению, расход формирующегося потока определяется не градиентом напора, а многими другими факторами (см. раздел 4.2.2). Поэтому ожидать прямой зависимости между расходом потока и градиентом напора нет основа ний. Необходимы в этом плане специальные исследования.

Следовательно, закон Дарси применим для ламинарного течения жидкости, мигрирующей с относительно невысокой скоростью в проницаемых горных породах в условиях гидростатического давления, т.е. при гидродинамическом режиме инфильтрационного типа. Для элизионного типа режима, при котором происходит деформация пористой среды, Вопрос о применимости этого закона остается открытым. Более подробно законы движения свободной воды из ложены в специальных учебниках [13, 16, 21 и др.].

4.1.6. Конвективное движение воды Наряду с фильтрацией воды в горных породах имеет место ее конвекция — тепло- и массоперенос движущимися потоками вещества, в данном случае дополнительный перенос воды не обязательно в направлении ее основного движения. Особенно велико значение конвекции в переносе в водном растворе растворенных в них солей.

Одним из примеров конвективного переноса является вертикальное перемещение в гравитационном поле подземных вод, имеющих разные плотности. В этом случае более тяжелая вода может опускаться в нижние горизонты, а более легкая — в верхние. Правда, этот эффект может значительно проявляться только в том случае, если боковое движение воды (фильтрация) будет незначительным.

Различие в плотности природной воды может быть обусловлено их разной температурой или концентрацией растворенного вещества. В первом случае конвективное движение называется тепловым, во втором — концентрационным. В крупных порах и трещинах механизм конвективного переноса близок к опусканию более тяжелого камня в пластичной глине.

Такое движение происходит в основном в виде отдельных струй: одна струя более тяжелой воды опускается вниз, другая из более легкой воды поднимается паралле льно первой. При этом разноплотностные растворы в отдельных случаях ведут себя в значительной мере, как несмешивающиеся жидкости. Движение заканчивается, когда растворы распределятся строго по плотности.

Идея конвективного струйного перемещения разноплотностных растворов была использована М.Г. Валяшко и др. для объяснения формирования в соленосных формациях высококонцентрированных рассолов хлоридного кальциевого состава. Экспериментальными данными было показано, что в песчано-глинистых отложениях при обычных температурах происходит перемещение тяжелой жидкости вниз, а легкой — вверх. Само перемещение воды происходит струями. Глинистые прослои только замедляют процесс конвекции, но не меняют его по существу. Любопытно, что этот процесс протекает без сколько-нибудь заметного изменения объема и при весьма ограниченном смешивании растворов разных плотностей.

Конечно, необходимо учитывать, что такая картина может нарушаться более интенсивным движением вод в горизонтальном направлении по водоносному горизонту.

Особенно ярко тепловая конвекция проявляется в том случае, когда меняется фазовое состояние воды. Фильтрующаяся в глубокие горизонты вода, нагреваясь и переходя в пар, резко меняет свою плотность, что заставляет ее как более легкую двигаться вверх. Поднимаясь и охлаждаясь, пар снова переходит в жидкость, которая опускается. Так возникает явление газлифта — способа подъема воды, обусловленного ее-разрежением за счет попадания газа или образования пара. Такой способ подъема воды использу ется и человеком, когда в воду специально нагнетается воздух и она, становясь более легкой, поднимается. В этом случае метод подъема воды получил название эрлифт.

Конвективным движением воды объясняется и такое природное и самобытное явление, как образование гейзеров — горячих источников, периодически выбрасывающих воду и пар. Гейзерный процесс, по мнению известного американского исследователя Д.Е. Уайта, связан с глубинной конвекцией, обусловленной в первую очередь изменением плотности воды и ее растворяющей способностью по отношению к кремнезему в зависимости от температуры. Энергия, необходимая для извержения, возникает за счет пароотделения из вод с температурой более 150° С.

Рис. 4.12. Схема движения воды в земной коре. По С.М. Григорьеву:

1 — нисходящее движение воды сквозь континенталь ную кору в дренажную оболочку;

2 — горизонтальное перемещение воды в дренажной оболочке;

3 — восходящее дв ижение паров сквозь океаническую кору из дренажной оболочки;

4 — дв ижение нисходя щих в одных растворов и восходящих паров в дренажной оболочке Явление конвективного движения воды использовал и С.М. Григорьев для объяснения природы границы Мохо, о чем кратко рассказано в разделе 2.1. По его гипотезе нисходящие токи воды, достигнув глубин с температурой более 400° С вытесняют кверху имеющийся там пар и сами переходят в парообразное состояние. Пар, расширяясь, устремляется вверх (рис. 4.12). В результате между изотермами 374 и 450° С постоянны вертикальные токи воды и пара.

Приведенных примеров, вероятно, достаточно, чтобы понять, что конвективное движение воды в ряде случаев в земной коре играет важное значение и приводит к значительным геологическим результатам, которые поэтому нельзя не учитывать.

4.2. ДВИЖЕНИЕ ФИЗИЧЕСКИ СВЯЗАННЫХ ВОД Физически связанные воды находятся под воздействием разнообразных сил взаимосвязи с горными породами и их движение как свободного физического тела ограничено. Вследствие этого они приобретают способность к передвижению либо, переходя в свободное состояние, передвигаются вследствие воздействия каких-либо дополнительных сил (см. раздел 2.3).

Часто движение физически связанных вод, особенно в зоне аэрации, отождествляют с явлением влагопереноса, как формы массопереноса в зоне неполного насыщения, включающей перемещение гравитационных, капиллярных, иммобилизованных (в закрытых порах) и пленочных вод [14] В любом случае движение таких вод, по В.И. Вернадскому, "подчиняется особым законам, отличным от капельножидкой воды".

4.2.1. Капиллярная форма движения воды Хотя капиллярные воды относят к свободным (см. раздел 2.3), их движение наряду с гравитационными силами обеспечивается дополнительно силами поверхностного натяжения, которые возникают под действием молекулярного притяжения жидкости к твердому телу. Давно замечено, что в тонкой стеклянной трубке, опущенной в воду, вода поднимается на некоторую высоту. При этом чем меньше диаметр трубки, тем больше высота подъема капиллярной воды над уровнем свободной воды (рис. 4.13).

Это обусловлено тем, что при смачивании водой стенок сосуда за счет сил поверхностного натяжения поверхность воды стремится приобрести форму шара с образованием вогнутого мениска. Если же жидкость не смачивает стенки, которые являются гидрофобными в отличие от гидрофильных (смачивающихся), то формируется мениск выпуклой формы и соответственно уровень воды в трубке становится ниже уровня свободной воды.

В природных условиях за редким исключением породы являются гидрофильными и, соответственно, формируется капиллярная кайма или подзона. Высота капиллярного поднятия Нк зависит от гранулометрического состава горных пород: в мелкозернистых разностях она больше, в крупнозернистых меньше.

Подъем жидкости в капилляре означает, что давление Р1 на поверхности вогнутого мениска меньше, чем давление Р на плоской поверхности воды.

Величина капиллярного давления Рк соответственно равна:

Рк = Р – Р1 (4.20) или по уравнению Лапласа Р к =2r1 cos, (4.21) где — поверхностное натяжение на границе воды с горной породой;

r1 — радиус капиллярной трубки;

— угол смачивания. Капиллярным силам противостоит сила, действующая вниз, равная массе воды (рис. 4.14), Рис. 4.13. Схема капиллярного поднятия воды в трубках разного д иаметра Рис. 4.14. Схема расп ред еления сил, определяющих высоту капил лярного под нятия Pв=r1 2HKg/, (4.22) где — плотность воды;

g — ускорение свободного падения. При равенстве Рк и Р в найдем, что HK =2cos /r1 g. (4.23) Если для воды поверхностное натяжение равно 75·103 Н/м, cos 1, и = 1 г/см 3, что характерно для пресной воды при Т = 20 ° С в кварцевом песке, то уравнение (4.23) упрощается до следующего вида:

H=0,153/r 1, (4.24) где Hк и r 1 выражены в сантиметрах. Соотношение радиуса трубки и мениска r связаны через угол :

r = r1 /cos. (4.25) Следовательно, высота капиллярного поднятия воды прямо пропорциональна поверхностному натяжению и косинусу угла смачивания и обратно пропорциональна радиусу трубки, плотности жидкости и ускорению свободного падения.

На капиллярное поднятие оказывают влияние температура воды, концентрация и состав солей в ней. С увеличением температуры понижается поверхностное натяжение, следовательно, и высота капиллярного поднятия.

При увеличении концентрации солей возрастает поверхностное натяжение, поэтому минерализованная вода поднимается выше, чем пресная. Состав солей также оказывает влияние на капиллярное поднятие. Так, например, раствор NaCl поднимается выше раствора Na2 SO4 той же концентрации.

Явление капиллярного поднятия воды в пластах горных пород имеет большое практическое значение. Капиллярная вода может служить источником питания растений. Силы, удерживающие эту воду в капиллярах горной породы, относительно невелики, и поэтому она свободно засасывается корневой системой растений. В засушливых областях с ними связано развитие процессов засоления почв. Капиллярная влага, как известно, способна к устойчивому восходящему движению на участках неглубокого залегания уровня подземных вод. При данном процессе влага, достигающая поверхности земли, испаряется и в результате концентрирования в почвенном слое солей образуются солончаки, происходит засоление почв и горных пород, формируются соленые воды. Особенно интенсивно идет засоление, когда человек строит каналы, водохранилища и поднимает уровень воды до такой высоты, что подзона капиллярной воды достигает поверхности земли или критической глубины интенсивного испарения воды.

4.2.2. Молекулярно -диффузионное движение Молекулы газов, жидкостей и растворенных в них веществ находятся в постоянном тепловом движении. Если к системе не приложены никакие силы, то через любое ее сечение встречные потоки молекул каждого вида равны между собой. Такое движение молекул обеспечивает лишь постоянное их перемешивание, но не дает направленного потока и поэтому называется самодиффузией.

В случае приложения каких-либо сил к системе формируется молекулярный поток вещества в направлении, обратном градиенту поля. В этом случае говорят, что происходит молекулярная диффузия вещества, стремящаяся к его выравниванию.

Если система разделена перегородкой, непроницаемой для одного или нескольких видов молекул и проницаемой для другого (или других), то такая диффузия "с неравными возможностями" называется осмосом.

Молекулярная диффузия происходит под действием градиентов концентрации, температуры, давления, электрического, магнитного, гравитационного и других полей. Однако важнейшими выступают силы гравитации, теплового и концентрационного полей.

Таким образом, в подземной гидросфере наряду с конвекцией повсеместно протекают процессы молекулярной диффузии. Те и другие являются разновидностью массопереноса, играющего важнейшую роль в развитии многих геологических процессов, В первом случае перенос массы осуществляется массовыми потоками, во втором — молекулярными. Если действуют и те и другие потоки одновременно, то имеет место конвективная диффузия. Основные виды массопереноса представлены в табл. 4.3.

Концентрационная диффузия. При стационарной диффузии, когда концентрация диффузионного вещества в любой точке пространства с течением времени не меняется, диффузионный поток, вещества может быть определен для одноименной задачи по формуле Таблица 4. Основные виды массопереноса в подземной гидросфере [17] В ид массопе ре нос а Действую щая с ила Диффу зи он ны й Ко нвект ив ный Гр адиент Выну жденная гр ав итационного поля Барр одиф фу з ия конв екция – ф иль тр ация Гр адиент Естеств енн ая геотер мического поля Т ер модиф фу з ия конв екция – теплов ая Гр адиент Естеств енн ая Концентр ационная концентр ационного конв екция – диф фу з ия поля концентр ационная J д = Dm grad С = -D m dC/dx. (4.26) Это соотношение известно как первый закон Фика. З десь Dm — коэффициент молекулярной диффузии, характеризующий скорость выравнивания концентрации в пористой среде;

С — весовая концентрация раствора (на единицу объема);

х — расстояние;

grad С = dC/dx — градиент концентрации. Таким образом, диффузионный поток приводит к однородному распределению вещества во всей системе. Отрицательный знак указывает на перемещение вещества в сторону понижения концентра ции. При grad С = 0, т.е. когда концентрация постоянна, диффузионный поток отсутствует.

Если концентрация изменяется во времени, то диффузия будет неустановившейся. Тогда изменение концентрации за единицу времени при одномерной диффузии равно:

dC/dt = D m div grad С = Dm d 2 C/dx 2, (4.27) где t — время;

div — дивергенция (расхождение векторного поля).

Уравнение (4.27) выражает второй закон Фика. Оно характеризует накопление вещества в любой точке среды как функцию времени.

Коэффициент молекулярной диффузии изменяется в больших пределах.

В пористых породах диффузия развивается по тем же закономерностям, что и в свободной среде. На численные значения Dm сильно влияют пористость, размер пор и их структура. Они меньше, чем в свободной водной фазе. Для водонасыщенных пористых сред коэффициент молекулярной диффузии варьирует от п·10-10 в очень плотных водонасыщенных глинах до n·10-6 см2 /с в рыхлых водонасыщенных песках. При неполной водонасыщенности Dm существенно зависит от влажности.

Конвективная диффузия или гидравлическая дисперсия (J) слагается из конвективного Jк и диффузионного Jд членов. Для фильтрационного потока с концентрацией вещества С и вектором скорости V конвективная составляющая выражается величиной J к = CV. Полный поток с учетом уравнения (4.26) равен:

J = J к + J д = CV – D к gra d С. (4.28) Закон Фика [уравнение (4.26)] справедлив для изотермических, процессов и при независимой диффузии, т.е. для случая, когда диффузия одного компонента не влияет на диффузию других. При невыполнении этих условий возникают более сложные явления изотермической многокомпонентной диффузии [21].

Подчеркнем еще раз, что процессы молекулярной диффузии проявляются повсеместно и играют важную роль во многих гид рогеологических явлениях. Например, как было показано в раз деле 4.1.5, при градиентах напора, меньше начальных, гидравлический (фильтрационный) перенос вещества отсутствует, но молекулярный имеет место. Хотя последний протекает со значительно меньшими скоростями, чем фильтрация, но за геологически длительное время обеспечивает перенос огромных масс воды. В глубоких зонах литосферы, где пористость пород незначительна, диффузионно-молекулярный перенос воды и других веществ играет огромную роль [10]. Применительно к геохимии подземных вод роль молекулярной диффузии подробно раскрыта СИ. Смирновым [17].

Не меньшее значение процессы молекулярной диффузии играют и в зоне активного водообмена, особенно в зоне аэрации. Так, в незащищенных грунтах движение парообразной воды в условиях одинаковых давлений происходит в виде молекулярной диффузии под влиянием разности температур. Это явление называют термоосмосом, так как передвигается только вода, а соли остаются неподвижными. Термоосмос наблюдается в грунтах с высоким дефицитом влажности. Для перемещения такой воды в песках, напри*-мер, их влажность не должна превышать 1-6% [6]. После того как песок (или грунт) будет насыщен водяным паром, последний при охлаждении конденсируется. После этого новые порции пара миг рируют в зону конденсации. По такому же механизму термоосмоса происходит обратный процесс испаре ния влаги в более нагретом слое грунта, которым, как правило, является слой, выходящий на дневную поверхность.

Упоминавшееся ранее (см. раздел 2.3) движение пленочных вод от слоя с большей толщиной пленки к слою с меньшими ее размерами также по своей природе является диффузионным и относится к виду концентрационной диффузии.

Другим примером термоосмоса является миграция воды в сторону образующихся жил льда в грунтах. Как известно, при температуре ниже точки замерзания поровая вода превращается в лед. Пленка воды на растущем кристалле льда имеет пониженную температуру, а значит и более сильное поверхностное натяжение. Поэтому капиллярная вода, соприкасаясь со льдом, притягивается к растущему кристаллу [19]. Такое движение влаги к промерзающему фронту более охотно происходит в среде, которая гораздо ближе к насыщению водой, чем в случае движения воды в виде пара.

Движение воды в зону промерзания приводит к непрерывному росту кристаллов льда, которые в свою очередь обусловливают пучение грунта — явления, широко развитого в областях с холод ным климатом и приносящего большие трудности в строительстве разнообразных объектов: жилых зданий, железных и шоссейных дорог, аэродромов, плотин и т.д.

В зону промерзания движется не только вода, но и соли, тяжелые металлы, разнообразные ионы. В результате, по П.Ф. Швецову, в областях с развитием многолетней мерзлоты формируются разнообразные криогенные геохимические поля. Явление криогенного солевого рассеяния, получившее признание только в последние десятилетия, широко используется в разнообразных целях, включая поиски полезных ископаемых [20].

Еще один пример молекулярной диффузии связан с движением воды в область высокой концентрации растворенных химических веществ. Если два типа воды имеют разную минерализацию и разделены слабопроницаемой перегородкой, вода перемещается из области с низкой концентрацией в область с высокой концентрацией растворенных веществ.

Движение воды будет продолжаться до тех пор, пока соленость воды не выровняется по обеим сторонам перегородки. В этом случае говорят о концентрационном осмосе. Роль последнего для перемещения подземных вод до конца не ясна, однако она может оказаться значительной. Все дело опять же в соотношении диффузии и фильтрационной конвекции.

4.3 ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ КАК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ТЕЛА Гидрогеология изучает воду прежде всего как геологическое тело, хотя форма последнего может меняться непрерывно. В этой связи напомним, что природным телом называется любая материальная вещь в природе с фиксированными пространственно-временными границами. Для геологического тела такого краткого определения пока не существует. Но если заменить в вышеприведенном определении слова "вещь в природе" на "структурированное вещество в земле", то и получится определение геологического тела. Под последним, по определению академика Ю.А.

Косыгина, понимают часть статического геологического пространства, ограниченного геологической границей, внутри которой остаются постоянными или плавно меняются те свойства и характеристики, по которым определены границы этого тела [9]. Гидрогеологическое тело, в свою очередь, является разновидностью геологического тела.

Как и в геологии в целом, границы гидрогеологических тел проводятся на разных иерархических уровнях: горизонта, комплекса, бассейна, генетического типа воды, характера водообмена и т.д.

Необычность гидрогеологического тела состоит в том, что оно не занимает полностью геологическое пространство, а только часть его, не занятую горной породой, минералом, включая мельчайшие пространства в пределах кристаллической решетки. Вода проника ет во все без исключения геологические тела, пронизывает их тончайшей сетью волосных капилляров и только местами образует массовые скопления, называемые бассейнами, резервуарами, месторождениями.

Вместе с тем распределение воды в недрах земли во многом определяется характерам и типом горной породы, ее сложением, составом, геологической структурой региона, историей ее развития и эволюции. Поэтому издавна в гидрогеологии сформировалось представление о геологической структуре, которая, по Е.В. Пинне-керу, характеризует "пространственное распределение подземных вод и их взаимоотношение с вмещающими породами" в недрах земли. Следовательно, геологическая структура и ее элементы выступают одной из форм проявления геологического тела воды.

Более подробно этот вопрос изложен в гл. 6.

Следовательно, когда мы говорим о геологическом движении воды, то имеется в виду не только и не столько движение.воды через поры горных пород, сколько ее движение вместе с горной породой, т.е. ее размещение на определенной глубине, в определенном типе породы, форме такого размещения, взаимоотношения с породой и т.д. Если к этому добавить, что состав воды также является результатом ее геологического движения, то станет очевидной специфическая форма этого движения воды.

Геологическое движение водных растворов — результат более общих тектонических и геолого-структурных движений, обусловленных глубинными силами Земли. Оно неразрывно связано с геологическим круговоротом вещества в недрах земли и определяется такими явлениями, как движение литосферных плит, уплотнение и разуплотнение горных пород, выжимание и выдавливание воды, переход ее из связанного состояния в свободное и наоборот, гидратация и дегидратация пород на различных стадиях литогенеза, включая метаморфизм, химическое разложение и синтез воды и др. Ярким примером тому — движение воды в процессе ее захоронения в осадочных бассейнах.

В самом деле, как показано в разделе 3.4.2, в земной коре широко распространены седиментационные воды, которые занимают в основном нижние части разреза осадочных бассейнов. Возникает вопрос, каким путем и в какой форме морская вода оказалась погребенной на глубине 3-5 км и более. Что это — инфильтрация, диффузия, трансляционное движение, осмос? Очевидно, что ни одна из перечисленных выше форм движения воды в данном случае не подходит.

Образование седиментационных вод обязано геологическому круговороту вещества, при котором вода вместе с вмещающими ее породами медленно погружается на значительные глубины по мере опускания отдельных участков земной коры, которое компенсируется накоплением осадочных пород соответствующей мощности. При.этом захороняются различные виды воды: конституционная, кристаллизационная, гигроскопическая, пленочная, свободная и др. По мере погружения и захоронения осадка соотношение между отдельными видами воды непрерывно меняется, один вид переходит в другой, часть ее молекул химически разлагается, часть отжимается из этой системы и т.д. Все эти процессы совершаются на фоне общего погружения осадков, которые и обеспечивают перенос воды на большие глубины в результате сил тектонической природы.

4.3.1. Элизионное движение воды Элизия (выдавливание) воды из горных пород начинается с первых моментов их захоронения в седиментационном бассейне (морском дне).

Решающее значение при этом имеет уменьшение порового пространства отложений, происходящее с течением времени двумя взаимосвязанными, но различными по своей природе путями: 1) механического (консолидационного) уплотнения за счет массы вышележащих пород, либо тектонических движений;

2) физико-химической переработки горных пород водой с заполнением пор вторичным цементом [4].

В природных условиях процессы механического и физико-химического изменения пористости не только взаимосвязаны, но и взаимообусловлены.

Например, увеличение давления постепенно приводит к химическому преобразованию осадка, что, в свою очередь, сказывается на его величине.

Во времени, однако, действие механических и физико-химических процессов не всегда совпадает. В целом по мере погружения осадков роль тех и других возрастает. Естественно, что при этом преобразование осадка протекает неравномерно, так как определяется скоростью погружения морского дна, темпами денудации пород на водосборах, тектоническими процессами и т.д.

Все это приводит к периодичности и зональности процессов уплотнения, а значит и отжатия воды.

Особенно активно вода отжимается из глинистых отложений в силу того, что они обладают двумя специфическими свойствами в начальный период седиментации: 1) чрезвычайно высокой пористостью, быстро сокращающейся при уплотнении, и 2) наличием ми-нералов с большим количеством кристаллизационной и конституционной, воды, способной переходить в свободное состояние, начиная с определенного термобарического уровня.

Пористость только что отложившихся глинистых осадков составляет 70 90%. Начальная пористость песков 30-50%. Темп сокращения пористости уплотняющегося глинистого ила существенно зависит от глубины седиментационного водоема и скорости осадконакоп ления, что хорошо видно из сравнения рис. 4.15, а и б: одна и та же величина пористости (60%), соответствующая потере примерно 30% воды, для осадков Цюрихского озера и Черного моря достигается уже на первом десятке метров погружения, а для пелагической глины центральной части Тихого океана — на глубинах свыше 200 м. Для условий неглубокого моря первичная пористость глин падает вдвое уже на глубинах в несколько сотен метров. В дальнейшем темп сокращения объема порового пространства замедляется, и, несмотря на то, что характер уплотнения каждой глинистой толщи имеет свою специфику, кривые глубинного распределения пористости глинистых комплексов разных бассейнов весьма схожи (рис. 4.15, в). В глубоких зонах осадочного чехла пористость глинистых пород снижается до 3-8%.


Важно отметить, что по мере погружения глинистой толщи все меньшая доля отжимаемой из нее воды поступает обратно в морской Рис. 4.15. Зависимость пористости (а и б) и открытой пористости (в) глин от глубины их залегания [12]:

а — мелководные осадки: 1 — Цюрихское оз еро;

2 — Черное море;

б — центральная часть Тихого океана;

в — нефтегазоносные бассейны: 1 и 2 — вер хняя юра и вер хний мел Западной Сибири;

3 и 4 — девон и верхняя пермь Тимано-Печорской впадины;

5 — триас Северного Прикаспия;

6 и 7 — пермь и неоген Западно -Кубанской впадины;

8 — рифт Восточной Сибири бассейн. Наконец наступает момент прекращения гидравлической связи толщи глинистых образований с водоемом осадконакопления. Растворы из глин мигрируют в песчаники и кавернозные карбонатные породы, которые уплотняются в 2-4,5 раза хуже глинистых отложений. Уплотнение глин сопровождается увеличением давления поровой жидкости, максимальные значения которого можно определить по формуле [18].

Р ж = Р /[1+1/а(1/ k T + о /k ж )], (4.29) где Р — масса рассматриваемой водоносной системы;

k T — модуль объемной сжимаемости минеральных частиц породы;

kж — модуль объемной сжимаемости жидкости;

а — коэффициент уплотнения породы;

о — коэффициент пористости до деформации породы.

Уравнение (4.29) позволяет определить, какая часть от общего веса системы воспринимается жидкостью в том случае, когда уплотнение обусловлено только сжимаемостью породы за счет упругого режима водоотдачи. Результаты расчетов показывают, что даже при малых значениях а и е0 поровое давление уже близко к геостатическому, однако в силу того, что реальные природные системы редко относятся к идеально закрытым, из них всегда происходит отток какой-то части жидкости. Это и является причиной того, что реальное поровое давление в осадочной толще на относительно небольших глубинах по величине ближе к гидростатическому, чем геостатическому (см. рис. 3.8).

Г.В. Богомолов, Ю.В. Мухин и др. [2], рассматривая процесс отжатия флюидов без учета проявления упругих, молекулярных и капиллярных сил в условиях отсутствия в поровой воде свободных газов, считают, что процесс уплотнения глинистых осадков происходит по логарифмической зависимости и может быть выражен равенством i = i-1 – k lg Р i / Р i-1, (4.30) где i — приведенная пористость на данной стадии уплотнения, i-1 — то же, на предшествующей стадии;

k — коэффициент пропорциональности;

Р i — давление от вышележащих пород на i-й стадии уплотнения;

Р i-1 – то же на предшествующей стадии. Коэффициент пропорциональности k является тангенсом угла наклона прямой линии уплотнения осадка к оси lgP в прямоугольной системе координат, lgP (рис. 4.16).

Каждый глинистый осадок имеет свои индивидуальные кривые и график уплотнения. Это обусловлено многими факторами, среди которых можно указать условия седиментации, форму, размеры и минеральный состав частиц, минерализацию и химический состав воды и т.д. Поэтому использовать различного рода типовые кривые уплотнения не рекомендуется.

Необходимо в каждом конкретном случае получать определенные параметры уплотнения.

На начальном этапе уплотнения глин, пока не наступила стадия минералогического их преобразова ния (первые сотни метров), от жимается свободная и физически связанная вода. В этом случае объем отжимаемой воды близок к объему уменьшения порового пространства (табл. 4.4).

Табли ца 4. Количество ф люидов, выделяющихся из 1 м осадка с начальной пористостью 80 % при его уплотнении [2] Изменение пористости, % Ко личество выделяющихся ф люидо в При % (о т изменении От До Всего, л общего пористо сти ко лич ества) на 1%, л 80 70 332 41,5 33, 70 60 168 21,0 16, 60 50 100 12,5 10, 50 40 66 8,2 6, 40 30 48 6,0 4, 30 20 36 4,5 3, 20 10 28 3,5 2, 10 5 11 1,4 2, 5 1 9 1,1 2, 1 0 2 0,25 2, Ито го - 800 100 Рис. 4.16. Графики уплотнения глинистых осад ков ра зл и ч н ог о во з рас т а.

По Г.В. Богомолову и Ю.В. Мухину:

— раннекембрийского;

2 — раннеюрского;

3 — поздне-юрского;

— майкопского;

5 — апшеронского;

6 — четвертичного Формула для вычисления объема отжимаемых флюидов в этом случае может быть записана так Vi = mi (i-1 – i ) / (1 + i ), (4.31) где Vi — изменение объема порового пространства на этапе уплотнения;

i и i-1 — приведенная пористость осадка соответственно в конце и начале г-го уплотнения;

mi и mi-1 — мощность осадка в конце и начале i-гo уплотнения.

Формула (4.31) применима только на начальной стадии уплот нения, так как в последующем соотношение объема изменения пор и объема отжимаемой воды изменяется вследствие усиления разнообразных физико химических процессов в водоносных горизонтах (см. гл. 5).

Объемы отжимаемых из глин водных растворов применительно к конкретным природным условиям исследовались Ю.В. Мухиным, М.С.

Бурштаром, Д.А. Назаровым, Н.А. Минским, Л.С. Маныло-вой, А.В.

Кудельским и др., а также многими зарубежными специалистами [22,23], которые показали, что из уплотняющихся глин отжимается огромное количество воды. Так, пласт глины мощнос тью 50 м при перемещении в интервале глубин 1000-2000 м в Восточном Предкавказье отдает 20 м3 воды на каждый 1 м 2, что достаточно для четырехкратного заполнения равновеликого слоя песчаника с пористостью 10%. В Припятском прогибе 300-метровый слой пород в диапазоне погружения от 2000 до 3000 м способен отдать 24 м3 /м воды. В пределах площади распространения этого пласта (~ 25 тыс. км 2) количество отжатого раствора составит 600 км3 [12].

Вопрос о направлении оттока из уплотняющегося слоя глины водного раствора остается пока дискуссионным. Так, Ю.В. Мухин [2], принимая поровое давление в глинистом пласте равным геостатическому, а в песчаном — гидростатическому, получил следующее уравнение оттока отжимаемой жидкости:

h = m0 H( п – в )/2Н( п – в ) – m0 в, (4.32) где h — глубина границы зоны фильтрации в глинистом осадке от его кровли, разделяющей движение воды вверх и вниз;

m0 — начальная мощность глинистого пласта;

Н — глубина погружения кровли глинистого осадка;

п и в — объемная масса соответственно перекрывающих пород и воды (рис. 4.17).

Так как п обычно равно 2,2-2,3, а в близко к 1,1 г/см 3, то отношение п :

в 2:1. Это позволяет значительно упростить уравнение (4.32):

h = m0 H /(2 Н - т0 ). (4.33) Из этого уравнения следует, что в слое осадка положение границы раздела оттока отжимаемой жидкости вверх и вниз зависит главным образом от глубины погружения осадка, и на значительных глубинах, измеряемых 100 кратными его первоначальными мощнос Рис. 4.17. Схематическое изображение оттока воды в коллектор из уплотняющихся глин:

/ — уплотняющиеся глины;

2 — песчаники;

3 — граница кровли глин до их уплотнения;

4 — граница раздела движения воды вверх-вниз.

тями, устанавливается равновесие: и вверх, и вниз отжимается примерно одинаковое количество поровой жидкости. Выше этой глубины граница движения воды вверх-вниз смещается к подошве уплотняющихся глин, ниже — соответственно к кровле.

Иначе вопрос о распределении эпюры давления в уплотняющемся глинистом слое рассмотрен Г.Ю. Валуконисом и А.Е. Ходьковым [1], которые доказывают наличие в рассматриваемом слое глин двух зон уплотнения: зоны уплотнения, или активной зоны, и неуплот ненной (мертвой) зоны, расположенной в центре уплотняющегося пласта глин. В первой зоне протекают процессы уплотнения и отжатия поровой воды, а напор изменяется в соответствии с колебаниями градиента отжатия. Во второй зоне процесс уплотнения практически не протекает, а поровая жидкость находится под некоторым избыточным напором, которое всегда больше напора подземных вод в дренирующем глинистый пласт коллекторе.

Наличие двух зон уплотнения, по мнению указанных авторов, подтверждается фактами повышенной пористости центральных частей глинистых пластов большой мощности, а также фактами падения напоров от центра к периферии в водоносных горизонтах ряда бассейнов (Западно Туркменский, Азово-Кубанский и др.), в разрезе которых присутствуют мощные глинистые толщи, являющиеся источником элизионных вод.

Следует отметить, однако, что соотношение между двумя зонами уплотнения в глинах в процессе консолидации осадков будет постепенно меняться: мощность активной зоны возрастать, а пассивной (мертвой) — уменьшаться. Поэтому при прочих равных условиях в более древних бассейнах мощность пассивной зоны будет меньше, чем в молодых.

При уплотнении глинистого пласта, залегающего между двумя коллекторами, происходит двусторонняя фильтрация. При этом на начальном этапе процесса уплотнения отток в нижний коллектор происходит с большей интенсивностью, чем в верхний. Однако со временем эпюра давлений приобретает симметричный характер и отток воды вверх и вниз выравнивается. При этом очертания эпюры порового давления определяются только граничными условиями и не зависят от характера уплотняющей нагрузки.

А.Е. Гуревич, учитывая, что в определении приведенных давлений в настоящее время существует известная условность, а наши представления о распределении проницаемости и пористости по разрезу недостаточны, считает, что "точное нахождение поверхности раздела в общем случае принципиально невозможно" [4 с. 60]. Далее, анализируя ряд частных условий, этот исследователь приходит к выводу, что в ряде случаев отток отжимаемых вод может происходить непосредственно на поверхность нормально к напласто ванию слоев. В качестве условий, обеспечивающих отжимание воды только вверх, он называет следующие: 1) водоносные пласты — коллекторы являются закрытыми и не выходят на поверхность;


2) водоносные пласты фациально не выдержаны по падению;

3) глинистость разреза с глубиной возрастает;

4) толща уплотня ющихся пород подстилается водоносными комплексами значительно литифицированных пород, выходящих на поверхность на повышен ных гипсометрических отметках;

5) мощности пород возрастают к центру бассейна, пласты выклиниваются к периферии.

Возможности оттока отжимаемых вод не латерально, а нормально к напластованию соответственно возрастают за счет зон опесчанивания и других фациальных изменений в глинах, разрывных нарушений, зон трещиноватости и т.д.

Таким образом в случае глинистых пород преобладает отток в нормальном к напластованию направлении, а при уплотнении песчаных — по напластованию, так как глинистые слои на больших глубинах представляют непроницаемые барьеры для воды, отжимаемой из песчаных пород, и она вынуждена устремляться по напластованию того же песчаного пласта к области пониженного пластового давления.

Исходя из предположения, что вода, отжимаемая из уплотняющихся пород, удаляется на поверхность только по пластам проницаемых пород — коллекторов вверх по их напластованию, А.Е. Гуревич по выведенным им формулам ориентировочно рассчитал среднюю скорость элизионного потока, возникающий при этом гидравлический уклон и избыточное давление (табл. 4.5).

Приводимые в таблице параметры фильтрационного потока рассчитаны при следующих- допущениях: 1) скорость погружения пород есть линейная функция расстояния от выхода пород на поверхность и равна 10-4 м/год;

2) мощности пластов коллектора и глин постоянны на всем погружении и равны 20 м;

3) пористость глин зависит только от глубины их залегания, начальная пористость 0,38;

вся вода, отжимаемая из глин в коллектор, оттекает по его восстанию;

5) пове рхность раздела проходит в пластах глин по середине их мощности;

проницаемость пород коллектора 0,2 D;

6) вязкость жидкости 10-3 Па·с. Несмотря на безусловную ори Та блица 4. Зависимос ть скорос ти движения V, гидра влического укл она J и избыточного давления Р от глубины залегания плас та Зависимость пористости от глубины Глубина Экспоненциальная Логарифмическая залегания v, v, пласта, м J, м/м J, м/м P,МПа P,МПа м/год м/год 100 0,00076 0,000024 0,096 0,22 0,00070 0, 500 0,00039 0,000012 0,039 0,0044 0,00014 0, 3000 0,00032 0,000010 0,013 0,00073 0,000023 0, ентировочность полученных данных представляется все же, что они правильно отражают наиболее общую картину движения воды. Как видно из табл. 4.5, с глубиной скорости движения вод падают, гидравлические уклоны уменьшаются, интенсивность водообмена замедляется. При сочетании определенных геологических условий скорость движения и гидравлический уклон могут упасть практически до нуля, что будет способствовать созданию застойного режима вод и формированию на определенном этапе развития структуры аномально высоких пластовых давлений.

Все изложенное позволяет заключить, что несмотря на недостаточную изученность элизионного движения воды, в последние годы в этом направлении достигнуты серьезные успехи. Стало совершенно очевидным, что динамика подземных вод глубоких горизонтов не может быть правильно понята без учета геологической формы движения воды. Последняя базируется на фактах захоронения воды вместе с горными породами и последующего ее отжатия, т.е. на фактах генерации воды и других флюидов непосредственно в горных породах.

Все сказанное показывает, что водоносные горизонты, формирующиеся в процессе геологического круговорота воды, получают в основном питание не из внешних источников, что характерно для климатического круговорота, а из внутренних. Другими словами, водоносные горизонты получают питание за счет воды, выделяющейся из горных пород в процессе их уплотнения. Все это позволяет сформулировать представление о внутрипластовой области питания водоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполненных седиментационными водами (см. рис. 3.9).

Выделение внутрипластовой области питания воды в осадочных бассейнах совершенно меняет классическую схему обязательного движения подземных вод от внешних областей питания — горных сооружений — к областям разгрузки — пониженным участкам рельефа (см. рис. 2.11). Наличие внутрипластовой области питания предполагает движение воды от центра бассейна к его периферии, от участков с большим количеством глинистых слоев к участкам развития коллекторов. В этом случае отвергается и понятие синхронности питания и разгрузки, т.е. бассейны, не имеющие никакого внешнего питания, тем не менее могут иметь продолжительное питание и разгрузку.

Наличие внутрипластовой области питания устанавливается по характеру гидравлических уклонов во многих артезианских бассейнах, особенно сложенных молодыми породами морского генезиса (Западно-Туркменский, Азово-Кубанский, Западно-Сибирский, Прикаспийский и др.). В этих бассейнах областями питания служат впадины, где геостатические давления самые большие. Поэтому движение вод, происходящее вследствие их выжимания из глин, направлено от мест с наибольшими геостатическими нагрузками к области меньших нагрузок. Со снижением интенсивности складкообразования, а следовательно, и с уменьшением темпа прироста геостатического давления замедляется процесс выжимания вод в участки меньших напоров.

Необходимо вместе с тем учитывать, что внутрипластовая область питания существует только в определенные этапы геологического развития структуры, связанные с интенсивным погружением или воздыманием территории, а также с воздействием дифференцированных тектонических движений. Осадки, прошедшие все стадии уплотнения, литификации и метаморфизма, предельно обеднены флюидами и не могут служить источниками большого количества подземных вод.

4.3.2. Движение глубинных вод Под глубинными в данном случае понимаются генетические типы вод, сформированные на значительных глубинах в результате геологического и мантийно-океанического круговоротов, т.е. возрожденные, ювенильные и талассогенные (см. раздел 3.4.2). Генезис таких вод связывают не с отжатием их из горных пород в процессе уплотнения, а с возрождением (синтезом) молекул воды в процессе метаморфизма или выделением их из остывающего расплава в процессе кристаллизации последнего (ювенильные воды). Движение этого типа вод обусловлено высокими пластовыми давлениями, приближавшимися к литостатическим, и приурочено в подавляющем большинстве случаев к зонам глубоких разломов, образующимся, вероятно, не без участия самих возрожденных или иных вод.

Динамика подземных вод в условиях глубинного гидродинамического режима изучена крайне слабо в силу большой сложности этой проблемы.

Сложность связана с тем, что на глубинах более 5-6 км не совсем ясными остаются термодинамические условия залегания воды. Кроме того, большая часть воды здесь находится в химически и физически связанном состоянии, определяющем особые условия движения. Поэтому важнейшей проблемой для этого типа вод является проблема их перехода из связанного в свободное состояние. По своей сути эта проблема является геохимической. Мы же остановимся только на движении свободных вод независимо от их генетического типа.

Одной из важнейших эмпирически установленных закономерностей движения воды в рассматриваемой зоне является ее восходящее движение.

Об этом прежде всего свидетельствует многолетний опыт изучения гидротермальных месторождений.

Проблема движения гидротермальных растворов (ювенильных, возрожденных, инфильтрационных) стоит очень давно (А.Г. Бетехтин В.И.

Смирнов, В.А. Жариков, А.А. Пэк и др.). Механизм движения, также как и генезис этих растворов, рассматриваются различно. Так, американский геолог В. Линдгрен считал, что растворы могут подниматься самостоятельно, вследствие непрерывного их подталкивания образующимся при охлаждении магматического очага паром. К. Росс предполагает, что движущей силой служит сама газовая фаза, поднимающаяся сквозь жидкость и тем самым увлекающая ее за собой. Л. Грейтон видел причину вертикальной миграции в выжимающем давлении, вызванном столбом вышележащих пород.

Гидрогеологи A.M. Овчинников и А.И. Германов связывают поток гидротермальных растворов с наличием местного гидравлического напора.

Последняя точка зрения справедлива лишь для зоны инфильтрационного режима. С.Н. Иванов и А.А. Пэк обосновывают возможность восходящего движения воды за счет разности пластовых давлений, существующих в глубинной и переходной зонах [15].

Важная особенность глубинных вод состоит в том, что их движение происходит в породах с исключительно низкой пористостью, которая для интрузивных и метаморфических разностей составляет только 0,1-1,5% и носит межзерновой характер, т.е. обусловлена неплотным прилеганием слагающих породу минеральных зерен друг к другу. Элементарной ячейкой порового пространства является капиллярный канал непостоянных сечения, длины и формы. Течение растворов по системе проводников весьма затруднено силами трения и возможно лишь в том случае, если извне к раствору приложено давление большее, чем сопротивление течению.

Проницаемость таких 2пород также является весьма низкой и обычно не превышает 0,0001 мкм Как и все физико-механические свойства породы, величина пористости и тип порового пространства не были присущи интрузивным породам изначально, а сформировались в процессе становления последних. На стадии магматического расплава вязкая магма насыщена газами, частично растворенными, частично обособленными в газовые пузыри, но это в основном однородное тело, воспринимающее равномерно внешнюю нагрузку.

Переход части вещества из состояния расплава в состояние агрегата кристаллических зерен постепенно приводит к уменьшению и обособлению расплава и выделению кристаллической фазы, которая начинает постепенно воспринимать внешнюю нагрузку. В этом случае давление на остаточный расплав передается уже не непосредственно, а через деформацию скелета новообразованной породы.

Учитывая вышесказанное, А.А. Пэк выделяет три последовательных стадии в непрерывном процессе консолидации магматического расплава.

1. Магма—расплав. Давление в расплаве близко к однородному и зависит от давления соответствующей области земной коры или мантии.

2. Магма—порода. Подавляющая часть расплава раскристаллизована, остаточный расплав—флюид воспринимает давление через промежуточное звено—минеральный скелет породы.

3. Порода. Интрузивный материал компактен и воспринимает все внешнее давление.

Следует, однако, подчеркнуть, что такое состояние системы может быть лишь в том случае, если избыток флюидов отжат полностью, и в них установилось гидростатическое давление. Это возможно лишь в условиях гидравлически открытой системы, которая формируется только на определенном этапе кристаллизации, когда возникают зоны нарушении или трещиноватые породы. А это предполагает изменение тектонического режима.

Дальнейшая эволюция системы состоит в том, что порода, воспринимая внешнюю нагрузку, передает давление на флюид, который отжимается. При этом порода консолидируется и уплотняется. Такой ход процесса возможен лишь в том случае, если: 1) магма с самого начала содержит некоторый избыток газово-жидкого флюида, отжимаемого в процессе консолидации плутона;

2) образование газово-жидкого флюида происходит на последних стадиях кристаллизации породы;

3) давление с твердого каркара полностью или частично передается разово-жидкой фазе;

4) система подводящих каналов сообщается с верхней зоной пониженных давлений;

5) существую щие в системе градиенты давления достаточно велики, чтобы процесс проявил себя в геологически реальные сроки.

Таким образом, движение глубинных вод происходит в условиях эволюции порового пространства в направлении его постоянного уменьшения до размеров характерных для магматических пород. Эта же причина обусловливает восходящее движение и возрожденных вод, которые генерируются в условиях постоянного и непрерывного уменьшения пористости пород, подвергающихся метаморфизму.

Принимая за причину движения глубинных растворов выжимающее литостатическое давление (механизм Грейтона), А.А. Пэк рассчитал величины возможных градиентов давления, стимулирующего процесс отжатия воды. В ходе консолидации вязкого интрузивного плутона в нем неизбежно возникают давления определенной величины, побуждающие межзерновой раствор к пространственному обособлению от "материнской" среды. Количественно эти градиенты давления близки или равны разности объемных масс твердого каркаса среды ( с к ) и межзернового раствора (уж ):

dP/dX = с к – ж 1,5 г/см 3. (4.34) Зная градиент давления, А.А. Пэк использовал закон Дарси для определения теоретического значения проницаемости горных пород. Расчет производился по формуле Кп = v / (dx / dp), (4.35) где Кп - удельная проницаемость среды;

dx / dp — градиент давления, обусловливающий фильтрацию: — вязкость фильтрата;

v — скорость фильтрации.

Учитывая реальные температуры и давления, наблюдаемые в момент отделения жидкой фазы от кристаллизующихся и уплот няющихся магматических пород (Т =-5 600°С, Р = 200 МПа), А.А. Пэк принял вязкость раствора равной 7·10 Па·с, а плотность 0,6 г/см 3. Считая далее, что плотность2 породы равна 2,7 г/см 3, он определил градиент давления равным 2,1 г/см. Наконец, приняв минимальную скорость истечения раствора равной 10 см / 1000 лет,2 была получена проницаемость уплотненной горной породы, равная 10-7 мкм, что близко к реально наблюдаемой проницаемости интрузивных образований.

Полученные значения проницаемости, близкие к фактически установленным, подтверждают, по мнению А.А. Пэка, реальность механизма Грейтона и позволяют утверждать, что: 1) на начальных стадиях процесса консолидации каждого интрузивного плутона обязательно создаются условия, предполагающие развитие уплотнения;

2) если в общей схеме эволюции интрузива стадия пластического каркаса достаточно длительна, то порода уплотняется и приобретает пористость, близкую к 0,1-1,0%, и проницаемость, близкую к 10-7 мкм2 ;

3) сила, обусловливающая уплотнение интрузивной породы, связана с выжимающим давлением, вызванным массой вышележащих пород.

Таким образом, в зоне глубинного режима, как и элизионного, уплотнение пород играет важнейшую роль в механизме движения подземных вод. Выжимаемые при уплотнении воды устремляются к зонам глубинных разломов и трещиноватых пород.

Обособившийся от интрузивного очага или метаморфизующихся пород водный раствор распределяется между каналами фильтрации строго пропорционально их водопроводящей способности. Тектоническая трещина, благодаря своей сквозной и высокой проводимости, создает область относительно пониженных пластовых давлений и поэтому действует как концентратор первоначально рассеянного потока разгрузки. По межзерновым промежуткам, микротрещинам, оперяющим трещинам и т.д. растворы активно перетекают в цент ральную зону разлома, выводящую флюид в область пониженных давлений.

Количественно оценить величину градиентов давления, побуждающую такого рода трещинный "подсос", как справедливо отметил А.А. Пэк, в настоящее время невозможно, но сомневаться в его наличии вряд ли правомерно. Следовательно, именно дренирующая природа дизъюнктивных нарушений (и их систем) служит исходной гидродинамической предпосылкой наблюдаемой связи большого числа гидротермальных месторождений с разломами и системами трещиноватости.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ 1. Что изучает ф люидо геодинамика?

2. Чем отличается движение во ды, как физического тела, от ее движения, как гео логическо го тела?

3. Насколько численно различаю тся значения гидростатического и литостатического давлений?

4. Что означает понятие "аномально высокое пластовое давление?" 5. Чем отличаю тся понятия "гидродинамическая зона" и "тип гид родинамического режима"?

6. Перечислите основные элементы фильтрационного по тока.

7. Дайте определение пьезометрической высоты.

8. Чем отличаю тся по физическому смыслу коэффициенты фильтрации и водопроницаемости.

9. Как о пределить действительну ю скорость движения по дзем ных во д?

10. Каков физический смысл коэффициента водопроводимости?

И. Ко гда мо жно применять зако н Дарси?

12. Зачем нужно число Рейно льдса?

13. Что понимается по д конвективным движением воды?

14. В чем специфические особенности движения физически связан ных во д?

15. Расскажите о приро де капиллярных сил.

16. Чем о тличается диффу зио нное движение во ды о т конвек тивно го?

17. Что такое осмос?

18. Дайте определение гидрогеологического тела.

19. В чем особенности э лизионно го движения воды?

20. В каком направлении о тжимается элизио нная вода?

21. Назовите пр имерные скорости движения э лизионных во д.

22. Каковы основные механизмы движения глубинных во д?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Валуконис Г.Ю., Ходъков А.Е. Геологические закономерности движения по дзем ных во д, неф тей и газов. - Л.: ЛГ У, 1973.

2. Гидродинамика и геотермия нефтяных структур/ Г.В. Богомолов, Ю.В.

Му хин, Ю.А. Балакир ев и др. - М инск: Нау ка и техника, 1975.

3. Гольдберг В.И., Скворцов Н.П. Проницаемость и фильтрация в глинах. М.: Недра, 1986.

4. Гуреви ч А.Е., Капченко А.Н., Кругликов Н.М. Теоретические основы нефтяной гидрогео ло гии. - Л.: Недра, 1972.

5. Давление пластовых флюидов/А. Е. Гуревич, М.С. Крайчик, Н.Б.

Батыгина и др. - Л.: Недра, 1987.

6. Де У ист Р. Гидрогео логия с основами гидро логии суши. - М.: Мир, 1969.

7. Ежов Ю.А., Вдовий Ю.П. К вопросу о вер тикально й гидро ди нам ическо й зональности зем но й коры// Сов. гео л. - № 8. - 1970.- С. 66-74.

8. Киссин И. Г. Гидро динамические аномалии в подземной гидросфер е. М.: Нау ка, 1967.

9. Косыгин Ю.А., Кулындышев В.А., Соловьев В.А. Геоло гические тела (термино ло гич еский спр авоч ник). - М.: Недра, 1986.

10. Кудряшов А.И. Флюидо гео динамика. - Свер дло вск, 1991.

11. Кучерук Е.В., Шендерей Л. П. Со временные пр едставления о приро де аномально высоких пластовых давлений. - М.: ВИНИТИ, 1975.

12. Махна ч А.А. Катагенез и по дзем ные во ды. - М инск: Нау ка и техника, 1989.

13. Мироненко В.А. Динамика по дземных во д. - М.: Недра, 1983.

14. Основы гидро гео ло гии. Г идро гео динамика. - Ново сибир ск: Наука, 1983.

15. Пэк А.А. О динамике ю венильных р астворо в. - М.: Наука, 1968.

16. Силин-Б екчури н А.И. Динамика по дземных во д. - М.: МГУ, 1965.

17. Смирнов СИ. Введение в изучение гео химической истории под зем ны х во д. - М.: Недр а. 1974.

18. Ходьков А.Е., Валуко нис Г.Ю. Формирование и гео логическая ро ль по дземных во д. - Л.: ЛГ У, 1968.

19. Чисто тинов Л.В. Миграция влаги в промерзающих нево дона сыщенных грунтах. - М.: Наука, 1973.

20. Шварцев С.Л. Гео химическая деятельность мерз ло ты// Приро да. 19 7 5. - № 6. - С. 6 6 -7 3.

21. Шестаков В.М. Динамика по дземных во д. - М.: МГУ, 1979.

22. Engelhard W. Sedimentary petro logy. The orig in of sediments and s ed imen to ry rocks. - Stut g art, New Yo rk. - P 3. - 19 77.

23. Rieke H.H., Chilingarian G.V. Co mp act ion o f arg illaceous sediments.

- A msterdam: Elsvier, 1974.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.