Артезианские и глубинные воды

Артезианские воды — это напорные подземные воды, залегающие в водоносных горизонтах между водоупорными пластами (рис. 5.3).

Артезианские воды залегают глубже горизонта грунтовых вод и имеют более стабильный режим. Области питания и распространения артезианских вод обычно не совпадают.

При вскрытии артезианского водоносного горизонта скважиной находящаяся под напором вода поднимается по скважине и может даже излиться на земную поверхность (в случае, если линия напора лежит выше уровня земли) (см. рис. 5.3). Напор в артезианских водах создается в основном гидростатическим давлением, а также геостатической нагрузкой (весом вышезалегающих пород).

Рис. 5.3. Схема размещения артезианских вод:

1 — водоупорный пласт; 2— артезианский водоносный горизонт; 3— линия напора (пьезометрическая линия); 4— скважины; H —высота подъема артезианских вод через скважины

 

Артезианские воды нередко имеют повышенную минерализацию. Обычно они менее подвержены загрязнению в сравнении с грунтовыми водами.

Артезианскими бассейнами называют такие гидрогеологические структуры синклинального типа, которые содержат один или несколько водоносных горизонтов с напорными водами. Примером артезианских бассейнов могут служить Московский, Терско-Кумский и др.

Глубинные воды — это расположенные на больших глубинах напорные подземные воды, испытывающие воздействие геостатического давления и эндогенных сил.

Глубинные воды обнаружены в глубоких зонах тектонических нарушений и в глубоких частях осадочных толщ в артезианских бассейнах. Изучены они еще недостаточно.

Другие типы подземных вод

Рассмотренные выше основные типы подземных вод суши находящиеся в рыхлых пористых грунтах (почвенные воды, верховодка и другие воды зоны аэрации, грунтовые, артезианские и глубинные воды), имеют аналоги и в условиях трещиноватых горных пород, а также в районах многолетнемерзлых грунтов и молодого (современного) вулканизма.

Так, в трещиноватых и закарстованных горных породах аналогами грунтовых вод являются воды верхней части зоны интенсивной трещиноватости и зоны карста, аналогами артезианских и глубинных вод — соответственно напорные воды погруженных трещинных зон и разломов глубокого заложения.

Своеобразны подземные воды в районах распространения многолетнемерзлых грунтов. Здесь аналогами почвенных вод и верховодки являются воды так называемого деятельного слоя, т.е. слоя сезонного ежегодного оттаивания и промерзания. Воды надмерзлотных таликов — аналоги обычных грунтовых вод. Эти воды представлены подрусловыми, подозерными и склоновыми таликами. Межмерзлотные (расположенные между слоями мерзлого грунта) безнапорные воды также сходны с обычными грунтовыми водами. Однако если межмерзлотные, а также подмерзлотные воды (расположенные глубже слоя мерзлого грунта) находятся под напором, они становятся аналогами артезианских вод.

Промерзание и оттаивание деятельного слоя, изменение толщины слоя многолетнемерзлых грунтов ведут к изменению условий питания и режима подземных вод. Эти изменения становятся также причиной специфических мерзлотно-гидрогеологических явлений — бугров пучения, наледей, термокарста.

В районах современного вулканизма подземные воды также специфичны. Это, в частности, воды термальных и термоминеральных источников как безнапорных, так и напорных.

ДВИЖЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Под влиянием капиллярных сил, силы тяжести и градиентов гидростатического давления подземные воды приходят в движение. Движение подземных вод в зонах аэрации и насыщения существенно различается.

В зоне аэрации происходит проникновение атмосферных осадков и поверхностных вод в грунт, называемое просачиванием (инфильтрацией). Различают свободное просачивание и нормальную инфильтрацию.. В первом случае движение воды в грунте вертикально вниз происходит под действием силы тяжести и капиллярных сил в виде изолированных струек по капиллярным порам и отдельным канальцам; при этом пористое пространство грунта остается не насыщенным водой и в нем сохраняется движение атмосферного воздуха, что исключает влияние гидростатического давления на движение воды. Во втором случае движение воды происходит сплошным потоком под действием силы тяжести, градиентов гидростатического давления и капиллярных сил; поры заполнены водой полностью.

Инфильтрационная вода может либо достичь уровня грунтовых вод и вызвать его повышение, либо остаться в зоне аэрации в виде капиллярно-подвешенной воды.

В зоне насыщения под действием силы тяжести и гидростатического давления свободная (гравитационная) вода по порам и трещинам грунта перемещается в сторону уклона поверхности водоносного горизонта (уровня грунтовых вод) или в сторону уменьшения напора. Это движение называется фильтрацией.

Движение свободной (гравитационной) воды как при нормальной инфильтрации в зоне аэрации, так и при фильтрации в зоне насыщения имеет в мелкопористых грунтах ламинарный режим и подчиняется зависимости типа формулы Пуазейля (2.31), которую применительно к движению подземных вод записывают в виде закона фильтрации Дарси:

n _ф = К _ф I, (5.7)

где n _ф — скорость фильтрации; К _ф— коэффициент фильтрации; I — гидравлический уклон, равный либо уклону поверхности уровня грунтовых безнапорных вод (этот уклон пропорционален продольной составляющей силы тяжести), либо градиенту пьезометрического напора (пропорционального градиенту гидростатического давления) у напорных артезианских вод.

Скорость фильтрации (n _ф, м/сут, мм/мин или см/с) — это отношение расхода фильтрационного потока (к площади поперечного сечения в пористой среде:

n _ф = Q _ф / w_п. (5.8)

Поскольку в пористой среде площадь поперечного сечения больше суммарной площади пор, скорость фильтрации всегда меньше действительной скорости движения воды n в порах грунта. Чем больше пористость, тем меньше различие в n и n _ф:

n = n _ф / р ', (5.9)

где р ' — коэффициент пористости, выраженный в долях единицы (р '= р/ 100).

Коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость грунтов. Он зависит от количества и размера пор и от свойств фильтрующейся жидкости. Коэффициент фильтрации, как это следует из формулы Дарси (5.7), численно равен скорости фильтрации при гидравлическом уклоне, равном 1.

Коэффициент фильтрации выражают в единицах скорости: м/сут,; м/ч, м/с, см/с, мм/мин и т.д. Это — очень важная характеристика, используемая при изучении движения подземных вод. Коэффициент фильтрации отражает водопроницаемые свойства грунта (см. разд. 5.2). Ориентировочные значения коэффициента фильтрации для некоторых грунтов были приведены в табл. 5.1. При сравнении коэффициентов фильтрации и пористости грунтов обращает на себя внимание факт резкого уменьшения коэффициентов фильтрации у суглинков и глин, несмотря на их повышенную пористость. Объясняется это тем, что мелкие поры этих грунтов заполнены пленочной и капиллярной водой, препятствующей движению свободной (гравитационной) воды. Коэффициент фильтрации обычно определяют экспериментальным путем.

Рассмотрим некоторые особенности движения подземных вод в зоне аэрации и в зоне насыщения (отдельно для безнапорных грунтовых и напорных артезианских вод).

Проникновение дождевой или талой воды с поверхности земли в зону аэрации, т.е. инфильтрация, характеризуется скоростью инфильтрации n _инф (выражается обычно в мм/мин). На первой стадии инфильтрации (свободное просачивание) n _инфдостигает наибольших значений. По мере заполнения пор водой свободное просачивание переходит в нормальную инфильтрацию и ее скорость существенно уменьшается, в пределе достигая коэффициента фильтрации К _ф. Кривая уменьшения n _инф во времени в процессе насыщения грунта водой называется кривой инфильтрации (рис. 5.4).

Рис. 5.4. Кривая инфильтрации:

I — свободное просачивание, II— нормальная инфильтрация

 

Как следует из формулы Дарси (5.6), для определения скорости фильтрации в зоне насыщения необходимо знать величину гидравлического уклона. Для безнапорных грунтовых вод уклон определяют через величину падения уровня грунтовых вод ∆Н на расстоянии L: ∆H/L = (Н₁ - H₂) /L. При этом расстояние L определяется не по горизонтали, а вдоль поверхности (зеркала) грунтовых вод (рис. 5.5, а). Тогда формула Дарси приобретает вид

n _ф = К _ф ∆Н/L. (5.10)

Рис. 5.5. Схема движения подземных вод в зоне насыщения:

а — безнапорные грунтовые воды, б— напорные артезианские воды; 1 —водоупорный пласт; 2— уровень грунтовых вод (кривая депрессии), 3 — линия пьезометрического напора (пьезометрическая); 4 —направление движения подземных вод

 

Расход фильтрационного потока грунтовых вод определяют по формуле Q _ф= n _фw_п (см. уравнение (5.8)) при известной скорости фильтрации n _ф и площади поперечного сечения слоя w_п.

Свободную поверхность потока грунтовых вод называют кривой депрессии (рис. 5.5, а).

Скорость фильтрации напорных артезианских вод определяют также по формуле (5.10) с той лишь разницей, что величина ∆ Н в этом случае — не падение уровня, а величина изменения пьезометрического напора. Кривую пьезометрического напора называют пьезометрической кривой (рис. 5.5, б).

В крупнообломочных, сильно трещиноватых или закарстованных породах скорости движения подземных вод могут быть значительными, и режим потока в этих случаях становится турбулентным. В таких случаях вместо формулы Дарси (5.7) применяют зависимость типа формулы Шези (2.32) в таком виде:

n _ф = К^’ _фÖ I, (5.11)

где К'_ф — коэффициент турбулентной фильтрации, который определяют опытным путем.

Линейный закон фильтрации Дарси (5.7) может быть нарушен и по другой причине. Как указывает В.А. Всеволожский (1991),это может произойти при небольших скоростях фильтрации в тонкодисперсных породах, и связано с проявлением сил молекулярноговзаимодействия частиц воды и породы при вязкопластичном характере движения воды.