Наука за подземните води, техния произход, условия на възникване, закони на движение, физически и химични свойства, връзки с атмосферни и повърхностни води се наричат хидрогеология.

За строителите подземните води в някои случаи служат като източник на водоснабдяване, а в други действат като фактор, усложняващ строителството. Особено трудно е да се извършват изкопни и минни работи в условия на приток на подземни води, които наводняват ями, кариери, траншеи, подземни минни изработки: мини, штолни, тунели, галерии и др. Подземните води влошават механичните свойства на рохкави и глинести скали, могат да действат като агресивна среда по отношение на строителните материали, да причинят разтваряне на много скални пори (гипс, варовик и др.) С образуването на кухини и др.

Строителите трябва да изучават подпочвените води и да ги използват за производствени цели и да могат да устоят на отрицателното им въздействие по време на строителството и експлоатацията на сградите.

Водни свойства на скалите

Скалите по отношение на водата се характеризират със следните показатели: влагоемкост, водоотдаване и водопропускливост. Индикаторите за тези свойства се използват в различни хидрогеоложки изчисления.

Капацитет на влага -способността на скалата да съдържа и задържа вода. В случай, че всички пори са пълни с вода, скалата ще бъде в състояние на пълно насищане. Влажността, съответстваща на това състояние, се нарича общ капацитет на влага У н. Б:

wfi.b = L/Rec,

Където П -порьозност; rsk е плътността на скалния скелет.

Най-висока стойност У а B съвпада със стойността на порьозността на скалата. Според степента на влагозадържаща способност скалите се делят на много влагоемък(торф, глинеста почва, глина), устойчив на ниска влага(мергел, креда, рохкави пясъчници, фини пясъци, льос) и без влага,не задържат вода (камъчета, чакъл, пясък).

Добив на водаУ д - способността на наситените с вода скали да отделят гравитационна вода под формата на свободен поток. В този случай се смята, че физически свързаната вода не изтича от порите на скалата, така че приемат У z = У н .„ - У MMB .

Количеството загуба на вода може да се изрази като процент от обема на водата, свободно изтичаща от скалата, към обема на скалата или количеството вода, изтичаща от 1 m 3 скала (специфичен вододобив). Едрозърнести скали, както и пясъци и песъчливи глинести, в които стойността на У б варира от 25 до 43%. Под въздействието на гравитацията тези скали са способни да освободят почти целия йод, присъстващ в техните пори. В глините загубата на вода е близка до нула.

Водопропускливост -способността на скалите да пропускат гравитационна вода през пори (свободни скали) и пукнатини (плътни скали). Колкото по-голям е размерът на порите или колкото по-големи са пукнатините, толкова по-висока е водопропускливостта на скалите. Не всяка скала, която по своята същност е пореста, е способна да пропуска вода, например ff глина: с порьозност от 50-60% тя практически не пропуска вода.

Водопропускливостта на скалите (или техните филтрационни свойства) се характеризира с коефициент на филтрацияк$ (cm/s, m/h или m/ден), което е скоростта на движение на подпочвените води с хидравличен градиент, равен на 1.

По размер kfскалите се делят на три групи: 1) водопропускливи - &f > 1 m/ден (камъчета, чакъл, пясък, натрошени скали); 2) полупропусклив - к ли > = 1...0,001 m/ден (глинести пясъци, льос, торф, рохкави разновидности на пясъчници, по-рядко порести варовици, мергели); 3) непроницаем - & f< 0,001 м/сут (мас­сивные породы, глины). Непроницаемые породы принято назы­вать водоносни води,и полупропускливи и водопропускливи - с единния термин водопропускливи, или водоносни хоризонти, хоризонти

§ 3. Химичен състав на подземните води.

вода като агресивна природна среда към строителните конструкции

Всички подземни води съдържат известно количество соли, газове и органични съединения в разтворено състояние.

Разтворените във вода газове (O, CO 2, CH4, H2S и др.) определят степента на годност на водата за питейни и технически цели. Количеството на разтворените соли не трябва да надвишава 1 g/l. Не се допуска съдържанието на вредни за човешкото здраве химични елементи (уран, арсен и др.) и патогенни бактерии.

Хлоридите, сулфатите и карбонатите са най-разпространени в подземните води. Подземните води се делят на свежи(до 1 g/lразтворени соли), бракичен(от 1 до 10 g/l), солено(10-35 g/l) и кисели краставички(повече от 35 g/l). Количеството и съставът на солите се определя чрез химичен анализ в милиграми на литър (mg/l) или милимоли на литър (mmol/l).

Наличието на соли придава на водата свойства като твърдост и агресивност.

Твърдост подпочвените води се определя от количеството Ca 2+ и Mg 2+ йони, разтворени във водата и се изразява в милимоли на литър. Разграничете

1. обща твърдостпричинени от съдържанието на всички калциеви и магнезиеви соли във водата: Ca(HCO 3) 2; Mg(HCO3)2, CaSO4, MgSO4, CaCl2, MgCI2;

2. карбонатни или временни, поради съдържанието на калциеви и магнезиеви бикарбонати, отстранени чрез варене (утайка под формата на карбонати);

3. некарбонатни или постоянниоставащи във водата след отстраняването на бикарбонатите. Въз основа на общата твърдост природните води се разделят на 5 групи:

Оценка на водата Твърдост, mmol/l

Много мек до 1.5

Мека 1,5-3,0

Умерено мек 3-6

Трудно 6-9

Много трудно над 9

Твърдата вода образува котлен камък в бойлерите, трудно се образува сапунена пяна в тях и т.н.

Агресивност подпочвените води се изразява в разрушителното действие на разтворените във вода соли върху строителните материали, по-специално върху портландцимента. В съществуващите стандарти, които оценяват степента на агресивност на водата по отношение на бетона, в допълнение към химичния състав на водата се взема предвид коефициентът на филтрация на скалите.

1. Агресивност чрез съдържание на бикарбонатна алкалност(агресивност на излугване) се определя от стойността на карбонатната твърдост. Подпочвените води са агресивни към бетона при карбонатна твърдост 4-2,14 mmol/l (в зависимост от вида на цимента в бетона), а при по-високи стойности водата става неагресивна.

2. Агресия според водородния индекс(обща киселинна агресивност) се оценява чрез стойността на pH. В пластове с висока водопропускливост той е агресивен при pH = 6,7-7,0, а в пластове с ниска водопропускливост - при pH = 5.

3. Агресия от съдържанието на свободен въглероден диоксид(CO 2) (въглеродна агресивност) се определя от съдържанието на въглероден диоксид.Различават свободен, свързан и агресивен въглероден диоксид.

Агрessativeвъглеродният диоксид се определя експериментално и чрез изчисление водата се счита за агресивна, когато съдържанието на въглероден диоксид е >15 mmol/l в силно пропускливи почви и >55 mmol/l в слабо пропускливи почви.

4. Агресия по съдържание на магнезиеви солиопределя се от съдържанието на Mg 2+ йон. При слабо филтриращи почви водата е агресивна със съдържание на магнезий >2000 mg/l, а при др. > 1000 mg/l.

5. Агресия чрез съдържание на каустик алкалисе оценява от броя на K + и Na + йони. Водата е агресивна към бетона, когато съдържанието на тези йони е >80 g/l в силно пропусклив и >50 g/l в слабо пропусклив почви.

6. Сулфатна агресивност.Този вид агресивност се определя от съдържанието на SO 4 2- йони. При силно пропускливи почви зависи от съдържанието на C1 - йон. Когато съдържанието на сулфатни йони е по-малко от 250-300 mg/l във всички почви, водата е неагресивна, във всички останали случаи е агресивна, дори и към специални цименти.

Агресивността в съдържанието на хлориди, сулфати, нитрати и други соли и разяждащи алкали обикновено се свързва с изкуствени източници на замърсяване на подпочвените води с общо съдържание на (агресивни йони >10 g/l.

Агресивността на подпочвените води се определя чрез сравняване на данните от химическите анализи на водата с изискванията на SNiP 2.02.11-85. За борба с него се използват специални цименти, извършва се хидроизолация на подземни части на сгради и съоръжения, нивото на подземните води се понижава чрез инсталиране на дренажи и др.

4. Класификация и характеристики на видоветеподземни води

Подземните води се класифицират по hy дравличен знак- без налягане и налягане, и условиявъзникванев земната кора - кацнали води, подземни води, междупластови води (фиг. 50). Освен тези основни видове съществуват редица подземни води, като пукнатинни, карстови, минерални и др.

Верховодка.Верховодкаса временни натрупвания на вода в зоната на аерация, които се намират над хоризонта на подземните води, където част от почвените пори са заети от въздух. Верховодката се образува върху малки водни пластове като лещи от глини и глинести пясъци, върху слоеве от по-плътни скали и др. (фиг. 50), по време на проникването на вода по време на периоди на обилно снеготопене и дъжд. През останалото време кацналата вода се изпарява и се просмуква в подпочвените води.

Като цяло кацналата вода се характеризира с: временен, често сезонен характер, малка площ на разпространение, ниска мощност и липса на налягане. Разположен в подземните части на сгради и конструкции (мазета, котелни и др.), може да причини наводнение, ако не са осигурени предварително дренажни или хидроизолационни мерки.

При инженерно-геоложки проучвания, извършвани през сухия сезон, не винаги се откриват кацнали води. Следователно появата му може да е неочаквана за строителите.

Подземни води.Неасфалтирансе наричат ​​постоянни във времето и значителни по площ на разпространение хоризонти на подземни води, разположени на първия водопровод от повърхността.

1. Подземни води свободно течащ,имат свободна повърхност т.нар огледало(или ниво).Позицията на огледалото до известна степен съответства на топографията на района. Дълбочината на нивото от повърхността варира - от 1 до 50 m или повече. Водоносният хоризонт, върху който лежи водоносният хоризонт, се нарича водоустойчиво легло,и разстоянието от него до

ниво на подземните води - мощностводоносен хоризонт (фиг. 51).

2. Храненеподпочвените води възникват поради валежи,

резервоари и реки. Хранителна зона мачовес площта на разпространение на подпочвените води. Подземните води са отворени за

замърсяване с различни вредни примеси.

3. Подпочвените води образуват потоци, които са насочени към склона на аквитарда (фиг. 51).

4. Количеството, качеството и дълбочината на подземните води зависят

геология на района и климатични фактори.

В строителната практика най-често се среща

подземни води. Те създават големи затруднения в производството

строителни работи (запълване на ями, окопи и др.) и пречи

управлява нормално сградите и конструкциите.

Междупластови води наречени водоносни хоризонти, разположени между водоносни хоризонти. Те могат да бъдат без налягане и налягане, последното иначе се нарича артезиански.

Междинен слой без наляганеводите са относително редки,

водоносните хоризонти са само частично запълнени с вода (фиг. 51).

налягане(артезианските) води са свързани с появата на водоносни хоризонти

слоеве, наклонени към хоризонта или под формата на завой (гънка) (фиг. 50

и 52). Районът на разпространение на затворени водоносни хоризонти се нарича артезиански басейн.

Отделни части от водоносни хоризонти лежат на различна надморска височина

марки. Това създава натиск на подземните води. Силова зона като

като правило не съвпада с района на разпространение на междупластовите води.

Налягането на водата се характеризира с пиезометрично ниво. Той може

да е над повърхността на земята или да е под нея. В първия случай напускане

през сондажи извира вода, във втория се издига

само до пиезометрично ниво.

Много артезиански басейни, например Дон-Донецката депресия, заемат огромни площи, съдържат редица водоносни хоризонти и са важен източник на питейна вода.

Тема: Хидрогеологията като наука. Водата в природата.

1. Хидрогеология. Етапи на развитие на хидрогеологията.

Нека си припомним дефиницията на науката хидрогеология. Хидрогеология- наука за подземните води, изучаваща техния произход, условия на възникване и разпространение, закони на движение, взаимодействие с водоносни скали, образуване на химичен състав и др.

Нека разгледаме накратко историята на развитието на тази наука.

1.1 Етапи на развитие на хидрогеологията

В историята на изследванията на подземните води в СССР има 2 периода:

1) предреволюционен;

2) следреволюционен.

В предреволюционния период могат да се разграничат три етапа в изследването на подземните води:

1. натрупване на опит в използването на подземните води (X - XVII век)

2. първата научна обобщена информация за подземните води (XVII - средата на XIX век)

3. утвърждаване на хидрогеологията като наука (втората половина на 19 век и началото на 20 век)

През 1914 г. в инженерния факултет на Московския селскостопански институт (сега Московски институт за напояване) е организирана първата катедра по хидрогеология в Русия.

Следреволюционният период може да бъде разделен на 2 етапа:

1. преди войната (1917-1941)

2. следвоенен

За обучение на хидрогеоложки инженери през 1920 г. в Московската минна академия е създадена хидрогеоложка специалност: малко по-късно тя е въведена в други институти и университети. В институтите започват да преподават най-известните хидрогеолози Ф.П. Саваренски, Н.Ф. Погребов, А.Н. Семихатов, B.C. Илин и др.

До началото на първата петилетка (1928 г.), както и по време на следващите петилетки, хидрогеоложките изследвания бяха извършени в Донбас, Източно Закавказие, Централна Азия, Северна Украйна, Казахстан, Туркменистан и много други региони на страната.

Първият Всесъюзен хидрогеоложки конгрес, проведен през 1931 г., имаше голямо значение за по-нататъшното развитие на хидрогеологията. в Ленинград.

През 30-те години на миналия век за първи път са съставени обобщени карти (хидрогеоложки, минерални води, хидрогеоложко райониране), които са от голямо значение за планиране на по-нататъшни хидрогеоложки изследвания. В същото време под редакцията на Н.И. Толстихин започват да излизат томове „Хидрогеология на СССР“. Преди Великата отечествена война са публикувани 12 броя на този многотомен труд.

Следвоенният етап се характеризира с натрупване на материали в дълбоки води.

За по-задълбочен научен анализ и широко регионално обобщение на материалите за подземните води беше решено да се подготвят за публикуване 45 тома „Хидрогеология на СССР“ и освен това да се съставят 5 консолидирани тома.

2. Водата в природата. Кръговратът на водата в природата.

На земното кълбо водата се намира в атмосферата, на повърхността на земята и в земната кора. В атмосфератаводата се намира в долния й слой - тропосферата - в различни състояния:

1. пара;

2. капкова течност;

3. твърд.

Повърхностниводата е в течно и твърдо състояние. В земната кораводата се среща в пара, течност, твърдо вещество, а също и под формата на хигроскопична и филмова вода. Заедно повърхностните и подземните води образуват водната обвивка - хидросфера.

Подземната хидросфера е ограничена отгоре от повърхността на земята, долната й граница не е надеждно проучена.

Има големи, вътрешни и малки циркуляри. По време на голям цикъл влагата се изпарява от повърхността на океаните, пренася се под формата на водна пара от въздушните течения до сушата, пада тук на повърхността под формата на валежи и след това се връща в моретата и океаните по повърхността и подземен отток.

При малка циркулация влагата се изпарява от повърхностите на океаните и моретата. Тук също пада под формата на валежи.

Характеризира се процесът на кръговрата в природата в количествено отношение воден баланс,уравнението на което делът на затворен речен басейн има формата за дългосрочен период:

X = y+Z-W (по Великанов),

където x са валежите на водосборна площ, mm

y - речен отток, mm

Z - изпарение минус кондензация, mm

W е средното дългосрочно презареждане на дълбоки водоносни хоризонти, дължащо се на валежите или потока на подпочвените води към повърхността в рамките на речния басейн.

Вътрешната циркулация се осигурява от тази част от водата, която се изпарява в рамките на континентите - от водната повърхност на реките и езерата, от сушата и растителността, и пада там под формата на валежи.

3. Видове вода в минерали и скали.

Една от най-ранните класификации на типове вода в състезателни скали е предложена през 1936 г. от A.F. Лебедев. През следващите години бяха предложени редица други класификации. Въз основа на класификацията на Лебедев повечето учени разграничават следните видове вода:

1. Парна вода

Намира се под формата на водна пара във въздуха, присъства в порите и пукнатините на скалите и в почвата, той се движи заедно с въздушните течения. При определени условия може да се трансформира в течна форма чрез кондензация.

Парообразната вода е единственият тип, който може да се движи в порите с малко влага.

2. Свързана вода

Присъстващ главно в глинести скали, той се задържа на повърхността на частиците от сили, значително надвишаващи силата на гравитацията.

Прави се разлика между здраво свързана и слабо свързана вода.

а) силно свързана вода(хидроскопичен) той е под формата на молекули в абсорбирано състояние, задържани върху повърхността на частиците от молекулни и електростатични сили. Той има висока плътност, вискозитет и еластичност, характерен е за фино диспергирани скали, не е способен да разтваря соли и не е достъпен за растенията.

б) хлабаво плетени(филм) се намира над плътно свързана вода, задържа се от молекулярни сили, по-подвижен е, плътността е близка до плътността на свободната вода, може да се движи от частици към частици под въздействието на сорбционни сили, способността да се разтваря солите се намаляват.

3. Капилярна вода

Намира се в капилярните пори на скалите, където се задържа и премества под въздействието на капилярни (менискусни) сили, действащи на границата между водата и въздуха, намиращи се в порите. Разделя се на 3 вида:

а) истинска капилярна водасе намира в порите под формата на влага от капилярната заливна низина над нивото на подземните води. Дебелината на капилярната заливна низина зависи от гранулометричния състав. Тя варира от нула в камъчета до 4-5 m в глинести скали. Самата капилярна вода е достъпна за растенията.

б) суспендирана капилярна водае разположена предимно в горния хоризонт на скалата или в почвата и не е в пряка връзка с нивото на подземните води. Когато съдържанието на влага в скалата се увеличи над минималния капацитет на влага, водата се влива в долните слоеве. Тази вода е достъпна за растенията.

V) вода в ъгъла на поритесе задържа от капилярни сили в порите на пясъчни и глинести скали в точките на контакт между техните частици. Тази вода не се използва от растенията; когато влажността се увеличи, тя може да се превърне в суспендирана вода или в самата капилярна вода.

4. Гравитационна вода

Подчинява се на гравитацията. Движението на водата възниква под въздействието на тази сила и предава хидростатично налягане. Разделя се на 2 вида:

а) просмукване- свободна гравитационна вода в състояние на низходящо движение под формата на отделни потоци в зоната на аерация. Движението на водата става под въздействието на гравитацията.

б) влага на водоносен хоризонт, който насища водоносните хоризонти до PV. Влагата се задържа благодарение на водоустойчивостта на водоустойчивия слой (по-нататъшното обсъждане се отнася до темата „Гравитационна вода“).

5. Вода на кристализация

Той е част от кристалната решетка на минерал, като гипс (CaS0 4 2H 2 O), и запазва молекулната си форма.

6. Твърда вода под формата на лед

В допълнение към горните шест вида има химически свързана вода, който участва в структурата на кристалната решетка на минералите под формата на H +, OH йони”, т.е. не запазва своята молекулярна форма.

4. Концепцията за порьозност и порьозност.

Един от най-важните хидрогеоложки показатели на скалите е тяхната порьозност. В песъчливи скали има парапорьозност, а при силни - напукан.

Подпочвените води запълват порите и пукнатините в скалите. Обемът на всички кухини в скалата се нарича работен цикъл.Естествено, колкото по-голяма е порьозността, толкова повече вода може да задържи скалата.

Размерът на празнините е от голямо значение за движението на подпочвените води в скалите. В малки пори и пукнатини площта на контакт на водата със стените на кухините е по-голяма. Тези стени осигуряват значително съпротивление на движението на водата, така че движението му в фин пясък, дори при значително налягане, е трудно.

Порьозността на скалите се отличава: капилярна(порьозност) и некапилярни.

Към капилярен работен цикълвключват малки кухини, където водата се движи главно под въздействието на повърхностно напрежение и електрически сили.

Към некапилярен работен цикълвключват големи кухини, лишени от капилярни свойства, в които водата се движи само под въздействието на гравитацията и разликата в налягането.

Малките кухини в скалите се наричат порьозност.

Има 3 вида порьозност:

2. отворен

3. динамичен

Пълна порьозностсе определя количествено от съотношението на обема на всички малки кухини (включително тези, които не комуникират помежду си) към целия обем на пробата. Изразява се в части от единица или като процент.

Или

където V n е обемът на порите в скалната проба

V – обем на пробата

Общата порьозност се характеризира с коефициента на порьозност д.

Коефициент на порьозност д се изразява чрез отношението на обема на всички пори в скалата към обема на твърдата част на скалата (скелета) V c, изразено в части от единица.

Този коефициент се използва широко, особено в научните изследвания

глинести почви. Това се дължи на факта, че глинестите почви набъбват при навлажняване. Поради това е за предпочитане да се изрази порьозността на глината д.

Коефициентът на порьозност може да се изрази по следния начин

, разделяйки числителя и знаменателя на V c получаваме

Стойността на общата порьозност винаги е по-малка от 1 (100%), а стойността дможе да бъде равно на 1 или по-голямо от 1. За пластмасови глини дварира от 0,4 до 16.

Порьозността зависи от естеството на състава на частиците (зърната).

Некапилярната порьозност включва големи пори в груби кластични скали, пукнатини, канали, пещери и други големи кухини. Пукнатини и пори могат да комуникират помежду си или да бъдат разкъсани.

Отворена порьозностхарактеризиращ се със съотношението на обема на взаимосвързаните отворени пори към целия обем на пробата.

За гранулирани, неконсолидирани скали отворената порьозност е близка по стойност до общата.

Динамична порьозностсе изразява като съотношението към целия обем на пробата само на тази част от обема на порите, през която течността (водата) може да се движи.

Проучванията показват, че водата не се движи през целия обем на отворените пори. Част от отворените пори (особено на кръстовището на частиците) често е заета от тънък воден слой, който е здраво задържан от капилярни и молекулярни сили и не участва в движението.

Динамичната порьозност, за разлика от отворената порьозност, не отчита обема на порите, заети от капилярно свързана вода. Обикновено динамичната порьозност е по-малка от отворената порьозност.

По този начин основната разлика между характеризираните видове порьозност се състои (количествено) във факта, че в циментираните скали общата порьозност е по-отворена, а отворената порьозност е по-динамична.

Контролни въпроси:

1. Какво изучава науката хидрогеология?

2. Как протича водният цикъл в природата?

3. Назовете видовете вода, открити в минералите и скалите.

4. Какво е порьозност? Какви са неговите видове? Как се определя порьозността?

5. Какво имам предвид под работен цикъл? Назовете и опишете видовете му.

Хидрогеологията е наука за подземните води. Подпочвените води са тези, които се намират под повърхността на земята, ограничени до различни скали и запълващи пори, пукнатини и карстови празнини. Хидрогеологията изучава произхода и развитието на подземните води, условията на тяхното възникване и разпространение, законите на движението, процесите на взаимодействие на подземните води с вместващите скали, физичните и химичните свойства на подземните води, газовия им състав; се занимава с изучаване на практическото използване на подземните води за питейно-битово водоснабдяване, както и разработване на мерки за борба с подпочвените води по време на строителството и експлоатацията на различни съоръжения, минно дело и др.

Подземните води са в сложна връзка със скалите, изграждащи земната кора, чието изучаване е предмет на геологията; следователно геологията и хидрогеологията са неразривно свързани, което се вижда от самото име на въпросната наука.

Хидрогеологията обхваща значителен кръг от въпроси, изучавани от други науки и е в тясна връзка с метеорологията, климатологията, хидрологията, геоморфологията, почвознанието, литологията, тектониката, геохимията, химията, физиката, хидравликата, хидродинамиката, хидротехниката, минното дело и др.

Значението на подземните води в геоложките процеси е изключително голямо. Под въздействието на подпочвените води съставът и структурата на скалите се променят (физично и химично изветряне), настъпва разрушаване на склонове (свлачища) и др.

Хидрогеологията е комплексна наука и се разделя на следните самостоятелни дялове:

1. “Обща хидрогеология” - изучава кръговрата на водата в природата, произхода на подземните води, физичните свойства и химичния състав на водите като сложни динамични природни системи и тяхната класификация.

2. "Динамика на подземните води" - изучава моделите на движение на подземните води, които позволяват да се решат проблемите на водоснабдяването, напояването, отводняването, при определяне на притока на вода в минните изработки и много други.

3. "Регионална хидрогеология" - изучава моделите на разпределение на подземните води на територията и, съответно, общността на хидрогеоложките условия на определени територии, произвежда зониране на последните.

4. “Хидрогеохимия” - изучава формирането на химичния състав на подземните води.

5. “Минерални води” - изучава закономерностите на произход и образуване на лечебни води и води с промишлено значение (за извличане на сол, йод, бром и други вещества от тях), разпространението на тези води и най-добрите начини за тяхното използване.

Лекция 1. Хидросфера

план:

Хидросфера и кръговрат на водата в природата

Видове вода в скалите

Свойства на скалите по отношение на водата

Концепцията за зона на аерация и насищане

I. Хидросфера и кръговрат на водата в природата.Водата на земното кълбо е в постоянен кръговрат. Има големи и малки циркуляри. Процесът на естествения кръговрат се характеризира количествено от водния баланс (фиг. 1). Нивото на което според B.I. Куделин изразява

x=y+z±w

x – валежи, mm

y – речен отток, mm

z – изпарение, mm

w – средно дългогодишно подхранване на дълбоки хоризонти, mm

Част от атмосферните валежи, които проникват в скалите, достигат повърхността на водоносните хоризонти и отиват да ги подхранват. Повърхностният и подземният поток заедно образуват общия речен поток. Подземният отток и общото изпарение представляват овлажняването на брутната територия, равно на разликата между валежите и повърхностния отток. От 5-7 до 15-20% от валежите се използват за храна на територията на Република Беларус. Подземното хранене (инфилтрация) зависи от климатичните условия на територията, почвено-растителния слой, геоморфоложките и геоложките фактори.

II. Видове вода в скалите.Разграничават се следните видове вода в скалите: парообразна, хигроскопична, филмова, гравитационна, кристализационна, химически свързана.

Ориз. 1. Диаграма на водния баланс

Парообразен – намира се под формата на водна пара във въздуха, намира се в порите и пукнатините на планинските градове. При охлаждане чрез кондензация се превръща в течна вода.

Хигроскопичен(силно свързана) вода се задържа на повърхността на частиците от молекулни и електростатични сили. Не предава хидростатично налягане, няма разтваряща способност и не замръзва до 78ºC. При нагряване до 100-105ºС се отстранява напълно. Съдържа се в пясъци 1%, пясъчни глини 8%, глини до 18%, недостъпни за растенията.

филм (свободно свързана) вода се образува чрез кондензация на водни пари. Покрива повърхността на частиците с тънък филм от 0,01 mm, задържа се от молекулярни сили, плътността е близка до плътността на свободната вода, може да се движи от частица към частица под въздействието на сорбционни сили и не предава хидростатично налягане. Съдържанието на пясъци е 1-7%, пясъчни глини 9-13%, глини 15-23%, глини 25-45%. Съдържанието на тази вода драматично променя якостните свойства на глинестите скали.

Капилярна вода (самокапилярна, суспендирана капилярна вода) се съдържа в тънки пори под формата на капилярна ивица над нивото на подземните води в диапазона на влажност от най-ниската влажност (LH) до общата влажност (TH). Височината на капилярното издигане е за камъчета, чакъл, едрозърнести пясъци - 0, среднозърнести пясъци 15-35 см, дребнозърнести пясъци - 35-100 см, песъчливи глини - 100-150, глини - 400-500 см.

Гравитационен водата е обект на гравитация. Движението се извършва под въздействието на гравитацията и градиента на налягането, предавайки хидростатичното налягане. По принцип хидрогеологията изучава тези води.

Кристализацияводата е част от кристалната решетка на минералите (CaSO 4 2H 2 O).

Химически свързанводата (конституционна) участва в структурата на кристалната решетка на минералите.

III. Основните свойства на скалитеса: плътност, обемна плътност, порьозност, водопропускливост, влагоемкост, разтворимост, загуба на вода. Те зависят от минералния състав на скалите, тяхната структура, състав, напуканост и порьозност.

Класиране– процентно съдържание на частици с различни размери в рохкава скала. Гранулометричният състав на несвързани скали съгласно GOST 12536-67 се определя чрез ситов анализ, който се състои от последователно пресяване на скалата през набор от сита и претегляне на материала, оставащ върху всяко сито. За пресяване на пясъчни скали се използва набор от сита с диаметър на отворите 10, 5, 2, 1, 0,5, 0,25, 0,1 mm. За яснота гранулометричният състав на скалите е представен под формата на крива на гранулометричния състав, начертана в полулогаритмичен мащаб (фиг. 2).

Ориз. 2. График на разпределение на размера на частиците

Кривата на хетерогенност ви позволява да изчислите стойността на коефициента на хетерогенност: където е коефициентът на хетерогенност, са диаметрите на частиците, по-малко от които дадена скала съдържа съответно 60 и 10% от теглото на частиците.

Разпределението на размера на частиците на свързаните скали се определя чрез хидрометричен метод или метод на пипета, въз основа на различните скорости на утаяване на частиците във водата.

Плътност (γ-гама) – отношението на масата на твърдите частици към техния обем. Плътността на пясъчно-глинестите частици е в диапазона (g/cm 3 ) от 2,5 до 2,8 g/cm³, песъчлива глинеста почва 2,70, глинеста почва – 2,71, глина – 2,74.

Обемна маса мокра скала (γО ) е масата на единица обем скала при естествена влажност и порьозност:

където P е масата на пробата, g; V – обем на пробата, cm³,

γ о – варира от 1,3-2,4, g/cm³.

По-постоянна величина е обемната маса на скалния скелет - масата на твърдия компонент на единица обем на скалата. Изчислено

Където w е съдържанието на влага в скалата, %

Порьозност – общият обем на всички пори в единица обем скала. Порьозността се определя като съотношението на обема на порите в скалата (Vp) към общия обем, зает от скалата (V), изразено като процент; p= Vp/ V·100%. Освен това често се използва коефициентът на порьозност ε (епсилон) = n/(1-n). Порьозността на глинестите скали достига 50-60%, пясъците - 35-40%, пясъчниците - 2-38%, варовиците, мергелите - 1,5-22%, гранитите, гнайсовете, кварцитите 0,02-2%.

Абсолютна влажност– отношението на масата на водата към масата на абсолютно сухата почва в даден обем, изразено в проценти.

Естествена влажност– количеството вода, съдържащо се в порите на скалите при естествени условия. Влажността, изразена спрямо обема на скалата, се нарича относителна влажност.

Капацитет на влага – максимално молекулярно характеризира количеството вода, задържано в скалата поради молекулярните адхезионни сили между почвените частици и водата (показва съдържанието на свързана вода). Има общ, капилярен и минимален капацитет на влага.

Водопропускливост– способността на скалите да пропускат вода през себе си, движението на водата в почвите под налягане се нарича филтрация. Разтворимост - способността на скалите да се разтварят във вода зависи от температурата, скоростта на водния поток, съдържанието на CO 2 и т.н.

IV. Концепцията за зоната на насищане.В рохкави скали под нивото на подземните води всички пори са запълнени с вода - зоната на насищане, слоят отгоре се нарича зона на аерация - дебелината му е равна на дълбочината на подземните води.

водоносен хоризонт– еднородни по литоложки състав и хидрогеоложки свойства скални пластове.

Водоносен комплекс– комплекс от водонаситени скали, ограничени в пластове с определена възраст.

Лекция 2. Произход и динамика на подземните води

план:

Произход на подпочвените води

Закони за филтриране на подпочвените води

Определяне на посоката и скоростта на движение на подземните води

Основни хидрогеоложки параметри.

I. По произход подземните води се делят на:

Инфилтрация– водата се образува в резултат на просмукване на валежи от повърхността на земята, повърхностни води в пори и пукнатини в скали. Това е основната група инфилтрационни води, съдържащи се в земната кора

Кондензация– водата се образува при кондензация на водни пари в зоната на аерация, пещери и др.

Утаяване– образуват се от водите на резервоари, в които се натрупват седиментни скали.

Магматичен произход –се образуват по време на вулканични изригвания.

II. Филтриране – движение на подпочвените води в порите и пукнатините на скалите. Ако движението на водата се извършва в скали, които не са напълно наситени с вода, тогава се нарича инфилтрация (през зоната на аерация). Потокът на седимент или повърхностна вода през пукнатини в скалите се нарича инфлация. Има ламинарно и турбулентно движение на водата.

Основният закон за ламинарното движение на течности в порести скали е установен от Дарсу (1856 г.) Въз основа на този закон Дупуу (1857 г.) разработи връзка за определяне на дебита на подпочвените води и притока им към водоприемниците.

N.E. има голям принос в изследването на динамиката на подземните води. Жуковски, Н.Н. Павловски, П.Я. Полубаринова-Кочина, Г.Н. Каменски, С.Н. Нумеров, М.Е. Алтовски, В.М. Шестаков, Н.Н. Веригин, А.И. Силин-Бекчурин, А.Н. Мятиев, С.Ф. Аверянов и др.

Ламинарен (успоредна струя) движението се извършва без пулсация на скоростта. Равномерното движение на подпочвените води се характеризира с постоянство във времето във всяка секция на мощността, градиента на налягането на скоростта на филтриране и дебита. Нестабилното движение на подземните води е движение, при което скоростта на потока, посоката и наклонът на потока се променят с течение на времето.

Турбулентното движение (вихър) се характеризира с пулсация на скоростта, в резултат на което се смесват различни слоеве на потока (карстови води, по пукнатини).

Закони за филтриране на подпочвените води. Закон за линейна филтрация.

Ламинарно движение на подземните водисе подчинява на линейния закон на филтрацията (закон на Дарси - по името на френския учен, установил този закон през 1856 г. за порести гранулирани скали). Този закон се формулира по следния начин: скоростта на филтриране по време на ламинарен поток е пропорционална на хидравличния наклон на първа степен.

V=KI, където,

V – скорост на филтриране;

K – коефициент на филтрация;

I – хидравличен наклон на градиента на налягането;

I=(H1-H2)/e

Ако e=1, тогава V=K, т.е. при градиент на налягането =1, коефициентът на филтриране е равен на скоростта на филтриране.

Q=KIω, където

Q – филтрационен дебит – количеството вода, преминаващо през дадено напречно сечение на потока за единица време, m³/ден, K – коефициент на филтрация, I – градиент на налягане, ω – напречно сечение.

Q – определя се от мерителни съдове. Q=V/t, l/s.

Определяне на дебита на източници с помощта на бентове.

Консумация на вода на трапецовидно сечение:

Q=0,0186bh√h, l/sec, където

Q – дебит на източника, l/sec;

b – ширина на долното преливно ребро в cm;

h – височината на нивото на водата пред реброто на преливника, cm.

Триъгълно сечение:

Q=0.014h 2 √h, l/s.

Правоъгълно сечение:

Q=0.018bh√h, l/s.

Преливник с трапецовидно сечение се използва за измерване на големи дебити - над 10 l/sec (100-200 l/sec), и по-малко от 10 l/sec - с триъгълно или правоъгълно напречно сечение.

Градиент на налягането може да се определи чрез хидроизохипси - линии, свързващи идентични белези на повърхността на подпочвените води или хидроизопиези - линии, свързващи точки с еднакво налягане на вода под налягане. Градиентът на налягането не е постоянен във времето; той може да се увеличи, когато презареждането на подпочвените води се увеличи и да намалее, когато то отслабне.

Движението на подземните води не се извършва през всички участъци на потока, а само през част от него, съответстваща на зоната на порите или пукнатините. Действителната скорост на филтрираната вода е:

V=Q/nω, където:

Q – филтрационен дебит, m³/ден;

n – порьозност на скалата;

ω – сечение на потока, m 2 .

В глинестите скали n – представлява активна порьозност, която характеризира частта от напречното сечение на скалата, способна да пропуска гравитационна вода.

Според G.N. Законът за линейна филтрация на Каменски е валиден при скорост на движение на подпочвените води до 400 m/ден.

Филтрирането през глинести скали може да започне само ако градиентът на налягането надвишава началния градиент на налягането. За глини и глини този начален градиент е различен.

Закон за нелинейна филтрация (закон на Чези-Краснополски)характеризира турбулентно движение, характерно за силно напукани скали с големи кухини: , V – скорост на филтрация m/ден. K – коефициент на филтрация, m/ден, I – градиент на налягане.

III. Определяне на посоката и скоростта на движение на подземните води.Движението на подпочвените води в порите на рохкави скали не може да се разглежда като движение на поток, всички потоци от който се движат с еднаква или приблизително еднаква скорост. Не е възможно да се направи точно разграничение между линиите на водния поток в порите на различни скали, следователно, когато се разглеждат проблемите на движението на подземните води, можем да говорим само за средната скорост на движение на водата в определена среда. Определянето на скоростта на движение на подземните води (реална скорост Vd) се извършва на терен. За определяне се използват индикатори, които променят цвета или химичния състав и електрическата проводимост на водата.

За провеждане на експерименти се избират две ямки (ями), понякога четири, разположени по посока на движение на водата. Изработките, разположени нагоре по течението, служат за въвеждане на индикатора във водата, той се нарича експериментален. Изработките, разположени надолу по течението, се наричат ​​наблюдателни. Разстоянието между тях се избира в зависимост от скалите от 0,5-1,5 до 2,5-5,0 м. Като индикатор се използват багрила (флуоресценция и др.). Освен това готварската сол се използва като индикатор (химичен метод), има радиоиндикаторни методи, методът на естествените изотопи и др. Широко приложение намира геофизичният метод - методът на еквипотенциалните линии (метод на зареденото тяло). Стойностите на действителната скорост на движение (Vd) могат да се използват за изчисляване на коефициента на филтрация на скалите, когато се решава въпросът за суфозията под конструкции и др.

За да се определи посоката на движение на подземните води на големи площи, се съставят карти на хидроизохипси и хидроизопиези. При решаване на хидротехнически и дренажни проблеми (напояване, дренаж) се изграждат хидроизохипси и на тяхна основа се изграждат карти на дълбочината на подземните води. Посоката на оттичане на подпочвените води е перпендикулярна на хидроизохипсите.

IV. Основни хидрогеоложки параметри.

Най-важните свойства на скалите са филтрацията, която се характеризира със следните параметри: коефициент на филтрация, коефициент на пропускливост, коефициент на загуба на вода, водопроводимост, коефициент на ниво на проводимост и др.

Коефициент на филтрация (K)представлява най-важната характеристика на скалите, широко се използва в проектантската практика при изчисляване на дебита на подпочвените води, при определяне на загубите на вода от резервоари, езера и др. Коефициентът на филтрация на скалите може да се определи от данни за състава и порьозността на скалите (използвайки емпирични формули), лабораторни методи и на терен.

Определяне на скалните коефициенти по емпирични формули. Експерименталната работа установи зависимостта на коефициента от механичния (гранулометричен) състав на скалата (главно от размера и броя на фините фракции), нейната порьозност и температурата на водата. Определянето на скалния коефициент чрез гранулометричен състав е най-евтиният и прост метод, използван при хидрогеоложките проучвания за началните етапи на проектиране. За подробни изследвания този метод е допълнение към теренния метод. Използва се формулата на Hazen (за пясъци с диаметър от 0,1 до 3 mm, с коефициент на равномерност l по-малък от 5). Коефициентът на равномерност е съотношението на размера на зърното. Ефективен диаметър (d 10 ) е диаметърът на частиците в mm, по-малък от който почвата съдържа 10% от общата маса на почвата. С други думи, dn е равен на диаметъра на отвора на ситото, през който преминават 10% от масата на почвата.

Формулата на Хазин

K=Сdн 2 (0,70+0,03t), m/ден,

C е емпиричен коефициент в зависимост от степента на хомогенност и порьозност на почвата. За чисти, хомогенни пясъци C=1200, средна хомогенност и плътност C=800, разнородни и плътни пясъци C=400,

dн – ефективен диаметър, mm,

t е температурата на филтрираната вода.

Стойностите на d60 и dn се вземат от кривата на гранулометричния състав на почвата и се изчертават под формата на крива в проста или полулогаритмична скала.

Формула на Sauerbrey за температура на водата 10º

М/ден

β – емпиричен коефициент в зависимост от еднородността и размера на пясъчните частици от 1150 до 3010, средно 2880-3010

n – порьозност

d17 – диаметър на частиците в mm, под който в дадена почва присъстват 17% тегловни частици. Използва се за определяне на коефициентите на фини, средни и едри пясъци.

Определяне в лабораторни условия. Използват се различни устройства за натоварване на тестови проби от скали с нарушена и естествена структура. Принципът на определяне на коефициентите в повечето устройства се основава на измерване на количеството вода, филтрирано през скалата при различни налягания. Въз основа на дебита при известно налягане и площ на устройството се намира коефициентът на филтриране. Използват се тръби Каменски, апарат на Том и др.

Трябва да се помни добре, че коефициентите на филтрация на скалите от зоната на аерация, определени в естествени полеви условия и чрез лабораторни методи, често се различават до 1-2 порядъка. Това се обяснява с подценяването на анизотропията на скалите и малката площ на идентифицираните скали.

Решителност в полето. При определяне на коефициента на филтрация в полето движението на водата се извършва в скали, които се срещат в естествени условия и запазват естествената си структура. Следователно теренните методи дават резултати, които са най-близки до реалността. Използват се методи за запълване на ями и кладенци в зоната на аериране. Във водоносните хоризонти коефициентът се определя чрез изпомпване от кладенци и ями.

Метод на изливане в ями.Процесът на инфилтрация в ненаситени с вода почви е много сложен и протича при едновременното действие на хидравличното налягане на водата, излята в ямите, и капилярното засмукване на вода в почвата. Понастоящем често се използва методът на пълнене съгласно N.S. Нестеров.

М/ден

Q – постоянен воден поток, m 3 ;

F – долната площ на малкия пръстен, m 2 ;

По-точно, стойността на Kf се определя:

l е дълбочината на проникване на вода от дъното на шахтата;

z – височина на водния слой;

з к – капилярно налягане, равно на ≈50% от максималната височина на капилярното издигане, m

По метода на Нестеров2 стоманени пръстена с диаметър 25 и 50 см са монтирани в дъното на ямата на дълбочина 3-4 см. Водата се излива в пръстена и слой от 10 см се поддържа на височина 10 см. експериментът продължава, докато скоростта на потока се стабилизира.

Експерименталните инжекции се използват широко за определяне на Kf на неводоносни напукани и карстови скали на различни нива, като се изолират интервалите със специални тампони. Експериментът се провежда, докато водният поток се стабилизира. В резултат на експеримента се определя специфичната водопоглъщаемост (q = l/min), т.е. разход на вода в l/min на 1 m кладенец и 1 m налягане по формулата:

P – налягане на манометъра,

H – вертикално разстояние от манометъра до тампона, m,

Z – дължина на изследвания интервал (между тампоните).

Приблизителни стойности на Kf (m/ден):

Глина – 0,001, в зоната на проветряване до 0,3-0,7;

Глина – 0,05, в зоната на аерация 0,5-1;

Песъчлив – 0,1-0,5 в зоната на аерация до 1-2;

Пясък – от 1-5 до 20-50;

Чакъл – 20-150;

Камъче – 100-500 или повече.

Водопропускливостта на глинестите скали зависи от съдържанието на обменни катиони. Ca и Mg повишават водопропускливостта, а Na я намалява. Тази стойност се променя в зависимост от температурата. При филтриране на прясна вода глинените частици набъбват и Kf намалява, докато солената вода, особено натриево-хлоридната вода, Kf се увеличава, т.к. глинените частици не набъбват, солите кристализират и порьозността се увеличава.

Когато специфичната водопоглъщаемост е по-малка от 0,01 l/min, общоприето е, че скалите са леко напукани и не е необходима циментация за борба с филтрацията. Въз основа на специфичното водонасищане може да се намери

Където r е радиусът на кладенеца, m

За определяне обикновено се използват приблизително и бързо експресни методи за пълнене и изпомпване от кладенци и ями. Те позволяват с масово вземане на проби за кратък период от време да се характеризират филтрационните свойства на седиментите на голяма площ. Те са подходящи главно за целите на екстраполиране на данни, получени в клъстерни помпени точки към съответната територия.

Най-точните данни за коефициента на филтрация, както и други параметри, се получават при изпомпване от кладенци с различна продължителност.

Загуба на вода от скалите(Б) свойството на скалите, наситени с вода, свободно да отдават гравитационна вода. Количеството загуба на вода се характеризира с коефициента на загуба на вода - съотношението на обема на течащата вода, която преди това е запълнила кухините, към обема на цялата скала. Изразява се като процент или част от единица обем и е променлива стойност. Коефициентът на загуба на вода на камъчетата, чакъла и едрия пясък е равен на тяхната порьозност или обща влагоемкост. Водоотдаването на глинести скали и торф е равно на разликата в общия минимален капацитет на влага.

Коефициентът на загуба на вода се определя: 1) от разликата между различните влагоемкости; 2) чрез насищане на скалата и източване на водата; 3) теренни наблюдения, методът за изпомпване на подземни води от кладенци и др.

Воден добив (%) на някои скали: пясък c/z - 0,25-0,35, c/z - 0,2-0,25, m/z - 0,15-0,2, пясъчна глинеста почва 0,1-0,15, глини по-малко от 0,1, глини близки до 0, торф 0-0,15, пясъчници - 0,02-0,05, варовици - 0,008-0,1.

За решаване на редица практически проблеми широко се използва коефициентът на липса на насищане (µ), който е равен на разликата между общия капацитет на влага и естествената влажност на скалата преди инфилтрацията, изразена в части от единица обем.

Проводимост на водата– способността на водоносен хоризонт с дебелина (W) и ширина 1 m да пропуска вода за единица време с градиент на налягане = 1. Проводимостта на водата (T) е равна на произведението на Kf (коефициент на филтрация) и дебелината на пласта T=KW и се изразява в (m/ден). Колкото по-голямо е (T), толкова по-големи са експлоатационните ресурси на подземните води. T>100 m 2 /ден T 2 /ден водният хоризонт е неперспективен за използване за водоснабдяване.

Експерименталната филтрационна работа се използва широко за определяне на хидрогеоложки параметри. Тези методи се основават главно на уравненията на нестационарното движение на подземните води в зоната на влияние на изпомпването. Тези модели се определят от филтрационните и капацитивните свойства на изследвания водоносен хоризонт, което дава възможност да се оцени проводимостта на водата, коефициентът на филтрация, нивото на проводимост, липсата на насищане, добивът на вода и т.н. Когато моделите на движение на подземните води се определят не само от филтрационни и капацитивни свойства, но също и чрез гранични условия, параметрите се изчисляват с помощта на формулите стабилно движение. Експерименталното изпомпване е разделено на единично и клъстерно.

Единични изпомпвания (без наблюдателни кладенци) се извършват на няколко етапа на намаляване, за да се установи зависимостта на дебита на кладенеца от намаляването на нивото на подземните води.

Клъстерното изпомпване се извършва чрез оборудване на експерименталната зона с наблюдателни кладенци, разположени един или два наведнъж до централния кладенец, от който се извършва изпомпването. По време на изпомпване се измерва дебитът на кладенеца и намаляването на нивото на водата в централните и наблюдателните кладенци. Основната цел на клъстерното изпомпване е да се определят изчислените хидрогеоложки параметри.

При трудни условия, когато е необходимо да се проучи връзката на водоносните хоризонти или ефективността на вертикален дренажен кладенец и т.н., се извършва експериментално изпомпване. Продължителността на изцеждането варира от един ден до 30-40 дни или повече. Методът на изпомпване зависи от целта на изпомпване и хидрогеоложките условия на района.

За да се определи коефициентът на филтрация, изпомпването се извършва при постоянен дебит (променящо се ниво на водата в кладенеца и фунията, което съответства на нестабилен режим на филтриране) или при постоянно намаляване на нивото (стабилен режим на филтриране). За да се установи зависимостта на дебита от понижението, изпомпването се извършва при 2-3 понижения на нивото.

За да се оцени водопропускливостта на многослойни водоносни хоризонти, характеризиращи се с взаимно наслояване на водоносни хоризонти и слабо пропускливи разделителни слоеве, всеки водоносен хоризонт се тества отделно. В същото време се определят стойностите на потока от долния и горния водоносен хоризонт през слабопропускливи глинести слоеве.

Коефициентът на потока (B) се определя по формулата:

Km – водопроводимост на основния воден хоризонт m 2/ден,

К1, К11 – съответно коефициент на скална филтрация, m/ден,

m 1, m 11 – дебелина на тези слоеве, m.

Определяне на дебита на подземни води.

1) Плосък поток и неговия дебит.Равен е поток от подземни води, чиито потоци текат повече или по-малко успоредно. Пример за това е потокът от подпочвени води, движещ се към река. Дебитът на земния поток в хоризонтален водоносен хоризонт на 1 m ширина е равен на

При наклонен водопровод единичният дебит на подземния поток е равен на:

Видове вертикални каптажи.

Вертикалните каптажи могат да бъдат разделени на кладенци (ями) и сондажи. Въз основа на характера на експлоатираните водоносни хоризонти те се разделят на подземни и артезиански (напорни). Въз основа на естеството на местоположението им във водоносния хоризонт кладенците (кладенци) се разделят на перфектни и несъвършени. Несъвършените кладенци могат да имат пропускливо дъно и стени, пропускливи стени и твърдо дъно и плътни стени и пропускливо дъно (фиг. 3).

Ориз. 3. Диаграма на водния поток в несъвършен кладенец

Перфектните кладенци проникват в целия водоносен хоризонт и имат пропускливи стени. Изборът на проектни уравнения за движението на водата към кладенците зависи от вида на вертикалния каптаж.

Дебит на перфектен кладенец и коефициент на филтрация на скалата

– формула на Дюпюи, m 3 /ден, от тук

М/ден

Дебитът на кладенец с отворено плоско дъно се изчислява според Forchheimer:

Q=4rSK, m 3 /ден.

Коефициент на филтрация, m/ден.

Дебит на кладенец с пропускливи стени и отворено дъно

M 3 / ден,

М/ден

Според Замарин за кладенец с отворено дъно и пропускливи стени (при условие, че дълбочината на водоносния хоризонт е неизвестна) с плоско дъно се изчислява Kf (виж фиг. 3):

М/ден, къде

Q – дебит на кладенеца, m 3 /ден

Формула за воден поток в канализацията.

За понижаване нивото на подпочвените води са изградени дренажи. Притокът на вода в перфектен хоризонтален дренаж с дължина B при условия на вода без налягане съгласно уравнението на Дюпюи е равен на

M 3 /ден.

За налягане, m 3 / ден;

m – дебелина на напорния слой, m.

Формулите за изчисление показват зависимостта на дебита на кладенеца от намалението (S). Следователно производителността на кладенеца може да се сравни по специфичен дебит

Лекция 3. Химичен състав на подземните води

план:

Физични свойства на подземните води

Водна реакция

Обща минерализация на водата

Химичен състав на водата

Форми за изразяване на химичния състав на водата

Оценка на годността на водата за различни цели

Оценка на агресивността на свойствата на подземните води

Формиране на химичния състав на подземните води

Райониране на подземните води

I. Относно физичните свойстваПодземните води включват прозрачност, цвят, мирис, вкус, температура.

Природната вода може да бъде бистра или мътна.Мътност на водата се причинява от наличието на суспендирани частици от минерален и органичен произход. Механичните примеси могат да навлязат в изходната вода поради неизправност на водоприемника или просмукване на дъждовна, наводнена или речна вода (карстови райони) във водоносния хоризонт. Понякога мътността на подпочвените води се причинява от химични съединения, разтворени в тях (желязо и др.).

Цвят. Чистата вода е безцветна. Цветът се обяснява с наличието на определени примеси в него (желязото дава ръждив оттенък, сероводородът дава синкав оттенък).

Миризма. Подземните води обикновено са без мирис. Наличието на миризма показва наличието на различни химични съединения (сероводородът дава миризма на развалени яйца и др.)

Вкусете. Появява се при определено съдържание на определени съединения във вода (солена - NaCl, кисела - в райони на сулфидни находища).

температура – варира от 4-5ºС до 60-90ºС. При температури над 20ºС водите се наричат ​​субтермални. В Република Башкортостан температурата на плитките подземни води варира от 5 до 20ºС. Сладката вода при tº=4ºС е с най-голяма плътност.

II. Реакция на водата (рН стойност). За да се прецени химичният състав на подпочвените води, е необходимо преди всичко да се знае реакцията на водата, т.е. концентрация на водородни йони. Според теорията на електролитната дисоциация водата се дисоциира на водородни () и хидроксилни () йони, чиято стойност на продукта е винаги постоянна при дадена температура. Ако реакцията е неутрална, тогава концентрацията е същата и равна на 10–7 mEq/L Следователно степента на киселинност или алкалност на водата се характеризира с концентрацията на водородни йони. За да се изрази концентрацията на водородни йони, обичайно е да се използва логаритъмът на тяхната концентрация (т.е. броят на грам-еквивалентите на този йон в 1 литър вода), взет с противоположния знак и означен като pH = –log(H+ ). С неутрална реакция, рН = 7, с киселинно рН - по-малко от 7 и с алкално рН повече от 7. Определянето на рН се извършва със специални устройства (рН метри), използвайки калориметричен метод; на полето, лакмус използва се хартия.

III. Обща минерализация на водатасе изразява чрез сбора на химичните елементи, съдържащи се във водата, техните съединения и газове. Оценява се чрез сухия остатък, който се получава след изпаряване на вода при температура 105ºC или чрез сумиране на масата на всички йони, получени от химичен анализ. Изразява се в милиграми (грамове) на литър (dm 3 ), грамове на kg (mg/l, g/kg). Според минерализацията се делят на:

до 0,2 g/l – ултра пресни, до 1,0 g/l – пресни,

1-10 – солено: 1-3 – слабо, 3-5 – средно, 5-10 – силно солено, 10-35 – солено, над 35 g/l – саламура.

IV. Основните химични компоненти в подземните водиобикновено са: аниони (хидрокарбонатен йон, сулфатен йон, хлорен йон), катиони (). Водата често съдържа карбонатен йон, нитритен йон, нитратен йон (), въглероден диоксид, сероводород, метан, 2- и 3-валентно желязо и др. Съдържанието на азотни съединения в подземните води обикновено е ниско (1-2 mg/l) , но понякога достига до 0,5-0,8 mg/l. Наличието дори на малко количество от тях показва замърсяване на водата и възможността в нея да се открият вредни опасни бактерии. Ако присъства нитритен йон (), замърсяването е прясно, а нитратен йон е, че замърсяването е старо. Като цяло подземните води съдържат до 60-80 различни химични елемента в разтворено състояние.

Твърдостта на водата поради наличието на калциеви и магнезиеви йони. Съгласно GOST 2874-73 и SanPiN 2.1.4.1074-01 твърдостта на водата се изразява в милиграм еквиваленти на 1 литър вода. 1 mEq. твърдост отговаря на съдържание от 20,04 mg/l и 12,6 mg/l. Според твърдостта на водата те се разделят на:

много мек – до 1,5 mEq/l,

мека – 1.51-3.0 mEq/l,

умерено твърд – 3.01-6.0 mEq/l,

твърд – 6.01-9.0 mEq/l,

много твърд – над 9,0 mEq/l.

V. Има няколко форми за изразяване на анализ на водата:йонен, еквивалентен, процентен еквивалент.

В йонната форма съдържанието на йони е дадено в грамове или милиграми на литър (g/l, mg/l).

Еквивалентната форма ни позволява да преценим възможните комбинации от катиони и аниони. Сумата от еквивалентните единици катиони и аниони се изразява в милиграм еквиваленти на 1 литър и се получава чрез умножаване на mg/l по коефициента на преобразуване (таблици 1, 2).

маса 1

Атомни тегла на йони и фактори за преобразуване на милиграм йони в милиграм еквиваленти

К+

39,100

0,02558

Na+

22,997

0,04348

NH4+

18,040

0,05543

Ca2+

20,040

0,04990

Mg 2+

12,160

0,08224

Cl –

35,457

0,02820

НЕ 3 –

62,008

0,01613

НЕ 2 –

46,008

0,02174

екв

51,5

48,1

В процентната еквивалентна форма съдържанието на йони, взети в еквиваленти, се изразява като процент от сумата на катиони и аниони, всеки взет за 100%.

Визуална форма за записване на резултатите е формулата на М.Г. Курлова.

Името на водата се дава от преобладаващите аниони и катиони, чието съдържание е повече от 20% (понякога 25% или 33%) във възходящ ред. Така например дадената формула гласи: сулфатно-хидрокарбонатна, магнезиево-калциева вода.

Във формулата на Курлов вляво от линията посочете съдържанието на газ (CO 2, H 2 S и др.), обща минерализация на водата (g/l), в числителя са аниони, чието съдържание надвишава 10% еквиваленти (% еквиваленти в низходящ ред) в знаменател - катиони в същия ред, tºC на вода се изписва зад чертата, дебит (l/s), pH и др. Резултатите от химичния анализ на водата понякога се изразяват в графична форма под формата на диаграми - правоъгълник, квадрат, триъгълник и др. Всички форми на изразяване и методи за конструиране са дадени в (Абдрахманов, Методически..., 2008).

Класификация на подземните води по химичен състав.Има няколко десетки класификации, базирани на различни принципи и имащи различни практически приложения и значения. Най-популярните класификации включват Palmer, N.I. Тостихина, В.А. Сулина, О.А. Алекина, Е.В. Посохова и др. В хидрогеологията и хидрологията се използва главно хидрохимичната класификация на О.А. Алекина.

Всички природни води се делят на три класа според преобладаващия анион: 1) хидрокарбонатни, 2) сулфатни, 3) хлоридни. Идентифицираните 3 класа веднага очертават хидрохимичния вид на водата. Хидрокарбонатният клас включва по-голямата част от пресните (слабо минерализирани) води на реки, езера и някои подземни води. Класът на хлорид включва води на океана, морета и подземни води от дълбоки хоризонти. Водите от сулфатния клас са междинни по разпространение и степен на минерализация между хидрокарбонатните и хлоридните.

Всеки клас е разделен на O.A. Алекин според преобладаващия катион на групи калциеви, магнезиеви и натриеви води. Освен това всички води са комбинирани в типове, разграничени са 4 вида води.

Първият тип се характеризира със съотношението (NHCO 3 – сода)

Тип II (натриев сулфат)

III тип или подразделени:

На III а (– магнезиев хлорид) и

III б (- калциев хлорид).

Както е установено, йонната форма е характерна само за водите с ниска минерализация. С увеличаване на концентрацията на разтворените соли се установяват взаимодействия между йоните. В разтвора се образуват неутрални йони и др.

Поради сложността на химичния състав на природните води, когато се оценяват питейните, лечебните, техническите, мелиоративните и други качества, е важно да се вземе не само абсолютното съдържание на отделните йони, но и очакваните асоциации на аниони и катиони (соли). ). Те се изчисляват по правилото на Фрезениус (първо се утаяват слабо разтворимите соли, след това по-разтворимите).

VI. Оценка на годността на водата за различни цели.

Водоснабдяване. Съгласно ГОСТ 2874-73 „Вода за пиене” и SanPiN 2.1.4.1074-01, водата трябва да отговаря на следните изисквания: Минерализация до 1 g/l (според оценката на SES до 1,5 g/l); твърдост 7 mEq/l. до 350 mg/l; до 500 mg/l (Абдрахманов, Чалов, Абдрахманова, 2007).

напояване. Водата за напояване по минерализация и химичен състав трябва да бъде физиологично достъпна за растенията и да не предизвиква засоляване и алкализиране на почвата. Важно е да се изследва съдържанието на микрокатиони на биологично активни микроелементи: I, Br, B, Co, Cu, Mn, Mo (Абдрахманов, Методически..., 2008).

VII. Агресивни свойства на подземните води.Те означават способността на водата да разрушава различни строителни материали, въздействайки върху тях с разтворени соли, газове или извличайки техните компоненти. От особено значение е агресивното въздействие на водата върху бетонните конструкции. Основното свързващо вещество в бетона е циментът. Практическото значение на агресивното въздействие на водата върху бетона на конструкцията е толкова голямо, че нито една значима конструкция не може да бъде завършена без предварително хидрохимично изследване на водната среда. Според CH-249-63 се разграничават следните видове агресивно действие на водата върху бетона: излужване, въглероден диоксид, обща киселина, сулфат, магнезий.

Агресивността на излужването се проявява в разтварянето на калциевия карбонат, който е част от бетона. Възможно е с ниско съдържание във вода (0,4-1,5 mg-eq/l) и излишъкът се разтваря.

Агресивността на въглеродния диоксид се дължи на ефекта му върху бетона.

В най-опасните условия максимално допустимото съдържание на агресивен въглероден диоксид () е 3 mg/l, в по-малко опасни условия до 8,3 mg/l.

Общата киселинна агресивност е характерна за киселите води и зависи от съдържанието на свободни водородни йони. При pH 5,0-6,8 този тип агресия е възможна.

Сулфатната агресивност се проявява, когато има високо съдържание на йони, които, прониквайки в тялото на бетона по време на кристализация, образуват соли. Образуването на тези соли в порите на бетона е придружено от увеличаване на техния обем и разрушаване на бетона. Агресивността се проявява при обикновените цименти над 250 mg/l, при сулфатоустойчивите - 4000 mg/l.

Магнезиевият тип агресивност се проявява, подобно на сулфатния тип, в разрушаването на бетона, когато водата проникне в тялото на бетона. Този вид се среща на високи нива. В зависимост от цимента се появява при съдържание на магнезий от 1,0 до 2,5 g/l.

VIII. Формиране на химичния състав на подземните води.Факторите за формиране на химичния състав на подземните води се разбират като движещи сили, които определят хода на различни процеси, които променят минерализацията и химичния състав на водата. Химичният състав на подземните води се формира под въздействието на следните фактори: измиване на почви и скали, пълно разтваряне на минерали и скали, концентрация на соли във водата в резултат на изпарение, утаяване на соли от естествени разтвори при промяна на термодинамичните условия, катионен обмен в абсорбиращия комплекс от тини, почви, глинести скали (на и на), дифузия и микробиологични процеси, смесване на води от различен произход. Обменният процес се наблюдава между катиони на глинести скали - вода и зависи от капацитета на абсорбиращия комплекс (табл. 3).

Таблица 3

Абсорбционна способност на някои глинести минерали

Тези процеси зависят от климатични, геоморфоложки, геоложки, хидродинамични и други условия. Съставът на валежите играе важна роля при формирането на химичния състав на подземните води. Ролята на атмосферните валежи при формирането на състава на слабоминерализираните води е добре известна. Значително количество разтворени соли идва от атмосферата на земната повърхност. В Република Башкортостан анионният състав на дъждовната вода е доминиран от хидрокарбонатни йони (41-85%), по-рядко сулфатни и хлоридни. Сред катионите преобладава натрият (40-75%), калцият е по-рядко срещан. Минерализацията на дъждовната вода е от 23 до 88 mg/l, pH -6,0-6,7, – 9-16 mg/l, минерализацията на снежната вода е 19-54 mg/l. По изчисления на 1 км 2 На територията на Башкортостан се получават 25-27 тона соли годишно. На територията на европейската част на СССР достига 50-85 на 1 км 2 .

Валежите постепенно проникват по-дълбоко и се насищат със соли в почвения хоризонт и след това в зоната на аерация. Това се случва в резултат на разтварянето на соли, минерали, скали в съответствие с тяхната разтворимост. Разтворимостта варира в широки граници в зависимост от температурата на водата и съдържанието на други соли. Разтворимостта на солите в дестилирана вода при 7ºС е (g/l) – 0.013, – 2.01, – 193.9, – 168.3, – 358.6, – 329.3, – 354.3, – 558.1 . Разтворимостта в присъствие се увеличава 4 пъти. Ако във водата има CO 2 разтворимостта на карбонатите се увеличава.

При формациите с рохка покривка се образуват първите водоносни хоризонти от почвен тип от повърхността. Анализът на водни извлеци от скали от зоната на аерация показва, че когато те са изложени на атмосферни води с леко кисела реакция, се наблюдават соли от зоната на аерация. Основните соли, постъпващи в подземните води, са калциевите карбонати и сулфати и магнезиевите карбонати. Излишният калиев нитрат, който се използва в нивите като тор, се отстранява от почвата. Съдържанието достига 200 mg/l.

В степните райони на Русия в резултат на изпарение в зоната на аерация се натрупва голямо количество соли. Колкото по-близо до повърхността е разположена подземната вода, толкова по-висока е, при равни други условия, нейната минерализация. При плитки подземни води до 1 m е възможно натрупване на сол на повърхността на земята. В пустинни и полупустинни райони често се образуват подземни води с висока минерализация (до 10-20 или повече) от сулфатно-хлориден и хлориден състав.

Бикарбонатните калциеви води (форма) се образуват при разтваряне на калциеви карбонати (варовици). Калциево-сулфатни води при разтваряне на гипс. Хидрокарбонатни натриеви води в резултат на катионен обмен между вода с хидрокарбонатно-калциев състав + абсорбция. почвен Na комплекс. почва.

В поливните полета се създава благоприятна среда за протичане на реакцията.

При осоляване със сода, за да превърнете содата в по-малко вредна сол, добавете

Аниони и катиони. Първични източници на аниони и катиони.

Основните източници на минералния състав на природните води са:

1) газове, отделяни от земните недра по време на процеса на дегазация.

2) продукти от химическото действие на водата с магмени скали. Тези първични източници на състава на природните води съществуват и днес. В момента ролята на седиментните скали в химичния състав на водата се е увеличила.

Произходът на анионите се свързва главно с газове, отделяни по време на дегазирането на мантиите. Техният състав е подобен на съвременните вулканични газове. Заедно с водната пара в атмосферата влизат газообразни водородни съединения на хлор (HCl), азот (), сяра (), бром (HBr), бор (HB), въглерод (). В резултат на фитохимично разграждане на СН 4 CO 2 се образува:

Насищане

В резултат на окисляването на сулфидите се образува йон.

Произходът на катионите е свързан със скалите. Среден химичен състав на магмените скали (%): – 59, – 15,3, – 3,8, – 3,5, – 5,1, – 3,8, – 3,1 и др.

В резултат на изветрянето на скалите (физично и химично) подземните води се насищат с катиони по следната схема: .

В присъствието на киселинни аниони (въглеродна, солна, сярна) се образуват киселинни соли: .

Микроелементи. Типични катиони: Li, Rb, Cs, Be, Sr, Ba. Йони на тежки метали: Cu, Ag, Au, Pb, Fe, Ni, Co. Амфотерни комплексообразователи (Cr, Co, V, Mn). Биологично активни микроелементи: Br, I, F, B.

Микроелементите играят важна роля в биологичния цикъл. Липсата или излишъкът на флуорид причинява заболяванията кариес и флуороза. Липса на йод – заболяване на щитовидната жлеза и др.

Химия на атмосферните валежи.В момента се развива нов клон на хидрохимията - атмосферна химия. Атмосферната вода (близо до дестилираната) съдържа много елементи.

В допълнение към атмосферните газове (), въздухът съдържа примеси, отделени от недрата на земните компоненти (и т.н.), елементи от биогенен произход () и други органични съединения.

В геохимията изследването на химичния състав на атмосферните валежи позволява да се характеризира обменът на соли между атмосферата, повърхността на земята и океаните. През последните години поради атомни експлозии в атмосферата се изхвърлят радиоактивни вещества.

Аерозоли. Източникът на образуване на химичния състав са аерозоли:

прахообразни минерални частици, силно диспергирани агрегати от разтворими соли, малки капки разтвори на газови примеси (). Размерите на аерозолите (кондензационните ядра) са различни - радиусът е средно 20 μm (cm) и варира (до 1 μm). Количеството намалява с височината. Концентрацията на аерозоли е максимална в градските райони и минимална в планините. Аерозолите се издигат във въздуха от вятъра – еолова ерозия;

соли, издигащи се от повърхността на океани и морета, лед;

продукти от вулканични изригвания;

човешка дейност.

Образуване на химичен състав. Огромно количество аерозоли се издига в атмосферата - те падат на повърхността на земята:

под формата на дъжд,

гравитационна седиментация.

Образуването започва с улавянето на аерозолите от атмосферната влага. Минерализацията варира от 5 mg/l до 100 mg/l или повече. Първите порции дъжд са по-минерализирани.

Други елементи в утайките:

– от стотни до 1-3 mg/l. Радиоактивни вещества: и т.н. Те идват главно от тестване на атомни бомби.

Минерална вода

Лечебните свойства на минералните води се определят от: минерализация, йонно-солев състав, съдържание на биологично активни компоненти, газ и редокс потенциал (Eh), активна реакция на околната среда (pH), радиоактивност, температура, съдържание на сероводород ().

Минимална концентрация на елементи за минерални лечебни води (mg/l): сероводород – 10, бром – 25; йод 5, флуор – 2, желязо – 10, радон – 14 единици. Махе.

Промишлените води включват води, съдържащи компоненти най-малко на:

Таблица 4

Нормативни изисквания към минералните промишлени води

Лекция 4. Зониране на подземните води

Зонирането на подземните води се проявява в глобален мащаб и принадлежи към категорията на основните свойства на хидролитосферата. Той се разбира като закономерност в пространствено-времевата организация на подземната хидросфера, определена посока на изменение на хидрогеодинамичните, хидрогеохимичните, хидрогеотермалните и хидрогеохронологичните параметри.

В седиментната обвивка, например на Волго-Уралския басейн, се разграничават две хидрогеохимични нива, които по своя обем най-общо съответстват на хидрогеодинамичните нива. Горният етаж (300–400 m, рядко повече) съдържа предимно инфилтративни кислородно-азотни (азотни) води с различен йонно-солев състав с минерализация, обикновено не надвишаваща 10–12 g/l. В долния етаж се намират предимно хлоридни солеви разтвори с високо налягане от различен произход (седиментогенен, инфилтогенен, смесен) с концентрации на соли до 250–300 g/l или повече и разтворени във вода газове (H 2 S, CO 2, CH 4, N 2 ) съответстват на редукционна геохимична среда, условия на много труден водообмен и квазизастоял режим на почвата. В рамките на етажите по химичен състав и степен на минерализация се разграничават четири зони - хидрокарбонатна, сулфатна, сулфатно-хлоридна и хлоридна, които от своя страна се разделят на редица подзони (фиг. 4).

Зоната на пресни (до 1 g / l) хидрокарбонатни води е ограничена до скали с широк възрастов диапазон (от кватернер на платформата до девон на западния склон на Урал) и в хидрогеодинамично отношение съответства на зона на интензивна циркулация . Дебелината му (H) варира от 20–50 m в речните долини до 150–200 m на водосборите, а на платото Уфа достига 500–800 m Скоростта на движение на водата (v), в зависимост от филтрационните свойства на скалите и хидравличният градиент варира от десетки и стотици метри до десетки километри годишно, а периодът на пълен водообмен (t) е от десетки до няколкостотин години.

Ориз. 4. Хидрогеохимичен участък на Южен Урал

1–9 – химичен състав и минерализация на подземните води, g/l: 1 – калциев бикарбонат (до 0,5), 2 – натриев бикарбонат (0,5–1), 3 – хидрокарбонат, по-рядко сулфатно-хидрокарбонатен и хлоридно-бикарбонатен от различни катионни състави (до 1), 4 – калциев сулфат (1–3), 5 – натриев сулфат и калциево-натриев (3–10, рядко повече), 6 – сулфатно-хлориден (3–10), 7 – сулфат- натриев натриев хлорид (10–36), 8 – натриев хлорид (36–310), 9 – калциево-натриев и натриево-калциев хлорид (250–330); 10 – относително водоустойчиви халогенни скали на Кунгур; 11–13 – граници: 11 – хидрогеохимични, 12 – стратиграфски, 13 – горна граница на разпространението на сероводорода в подземните води; 14 – кладенец: a – на линията на профила, b – предназначен за него (цифра – соленост на водата (g/l) в изследвания интервал), 15 – изолинии на бромно съдържание, 16 – хидроизотерми.

В рамките на хидрокарбонатната зона се разграничават две подзони: горна - калциева (магнезиево-калциева) и долна - натриеви води. Дебелината на последния обикновено варира от 20 до 100 m и рядко повече (депресия Юрюзано-Ай). Минерализацията на натриево-бикарбонатните (содовите) води обикновено е 0,5–0,9 g/l, но в някои случаи достига 1,2–1,7 g/l. Генетично чистите содови води са тясно свързани с теригенни, по същество глинести пермски образувания, представени от пластове пясъчници, алевролити, кални камъни и глини. Те имат доста ниски филтриращи свойства и ниско водно съдържание. Газовият състав на хидрокарбонатните води съответства на окислителната геохимична среда: N 2 30–35, CO 2 5–30, O 2 до 10 mg/l. Насищането на газ обикновено е 15–50 ml/l, Eh +100…+650 mV, pH 6,7–8,8, T 4–6 C. Съдържанието на хелий (He) съответства на атмосферното (5×10–5 ml/l).

Зоната на сулфатните бракични и солени води е развита навсякъде, с изключение на джобовете на естествено и причинено от човека (райони на някои нефтени находища) влияние на дълбоки солени води. Включва сулфатни и хидрокарбонатно-сулфатни класове води с минерализация от 1–3 до 15–20 g/l, образувани в окислителна геохимична среда предимно в пермски гипсови находища. В хидрогеодинамичен план той съответства както на зона на интензивна циркулация (над врязването на ерозионната мрежа), така и на зона на труден водообмен, където скоростта на движение на подземните води намалява до десетки метри годишно, а времето на пълноводие обменът, напротив, се увеличава до стотици и хиляди години.

Дълбочината на сулфатната вода варира от 0 до 250 m или повече. Средната дебелина на зоната е около 100–150 m (виж фиг. 4). В рамките на зоната са основните ресурси на лечебна питейна вода с инфилтрационен произход, водеща роля във формирането на състава на която играят процесите на извличане на гипс от скали и йонообменни явления с участието на абсорбирания комплекс от скали. .

Кислородно-азотният и азотен състав на сулфатните води се формира от навлизането на въздушни газове заедно с инфилтрационните води и само в редки случаи, когато основата на зоната е дълбоко потопена и нейната дебелина е голяма, Н присъства в газова фаза 2 S, генетично свързан с биохимични процеси в сулфатирани и битуминозни пермски скали. O концентрация 2 надолу по участъка на зоната, поради изразходването му за окисляване на органични вещества, желязо и сулфиди, намалява от 4–5 mg/l до нула, а стойността на Eh намалява от +250 до –150 mV. Киселинно-алкалният потенциал pH варира от 7,3 до 8,8; Т 4–10 C. Съдържанието на хелий се увеличава (до 30–100×10–5 ml/l)

По катионен състав водите на сулфатната зона принадлежат към две основни групи - калциеви (магнезиево-калциеви) и натриеви (калциево-натриеви), съответстващи на хидрогеохимичните подзони на гипсови и глауберови води.

Минерализацията на водите в горната подзона обикновено не надвишава 2,5–2,6 g/l. Това са типични води за излугване на гипс, гипсирани теригенни и карбонатни скали, в които преобладават сулфатни йони (до 80–90%), калций и магнезий (общо до 90–98%). Дебелината на подзоната варира от 10 до 100 m.

Сулфатно-натриевите води на долната подзона са ограничени до изключително теригенни гипсови пермски седименти с лагунно-морски произход, разположени под дъната на главните реки в региона. Те са най-развити в горнопермските отлагания в западната част на района, където дълбочината на покрива на подзоната варира от 10–20 m в речните долини до 200 m на водосборите. Дебелината му е средно 100 м. В предуралския басейн сулфатните натриеви води се отварят на дълбочина 100–300 м; Дебелината на подзоната тук може да достигне 120–150 m.

Минерализацията на натриево-сулфатните води е от 1,4 до 20, обикновено 3–10 g/l, като нараства с дълбочина. При стойност на минерализация до 6,0–6,5 g/l катионният състав на водата обикновено е калциево-натриев или смесен (трикомпонентен). В по-минерализираните води водеща роля сред катионите има натрият (до 85–90%), който в абсолютно изражение е 4–5 g/l. Образуването на натриево-сулфатни води се дължи на два взаимосвързани и взаимозависими процеса, които се стимулират взаимно: извличане на CaSO 4 и обменна адсорбция между калция от разтвора и натрия от абсорбирания скален комплекс.

Зоната на сулфатно-хлоридните води със соленост 5–36 g/l, подобно на горната, е свързана главно с пермските отлагания и се характеризира с условия на труден хидрогеодинамичен режим. Геохимично зоната заема междинно положение, различавайки се в редокс условия (Eh от +100 до 180 mV; pH 6,7–7,5), атмосферни газове (O 2, N 2 ) и биохимичен (H 2 S) произход. Следователно, в зависимост от газовия състав, минералните сулфатно-хлоридни води могат да се използват както за лечебно пиене, така и за балнеологични цели.

На изток от меридиана на град Уфа, в периферната част на Волго-Камския басейн и в Предуралския басейн, сероводородни сулфатно-хлоридни води (5–30 g/l) са установени в карбонатни и теригенни -карбонатни отлагания от долната пермска възраст, а в басейна на Западен Урал - в карбонатни отлагания от карбон и девон. Дебелината на зоната тук достига 250 m.

Зоната на хлоридните разсоли е развита навсякъде, заема най-големия интервал от хидрогеохимичния участък (от 3 km на Уфимското плато до 10–11 km в Предуралския пад) и напълно съответства на долното ниво на артезианския басейн.

Зоната съдържа две основни подзони: натриева (CaCl 2 по-малко от 20%) и натриево-калциев (CaCl 2 до 50–70%, или 100–150 g/l) саламура. Тези подзони се различават не само по общия йонно-солев състав, но и по микрокомпонентния и газовия състав на водите, както и по хидрогеодинамичните условия.

Основните газови компоненти на долната подзона - CH 4 и N 2. H 2 В него няма S. Напротив, Н 2 S е задължителен компонент на газовия състав на разсолите в горната (натриева) подзона. Едно от задължителните условия за биохимичното генериране на H 2 Известно е, че S е мобилността на подпочвените води, осигуряваща разтварянето на CaSO 4 и активността на сулфат-редуциращите бактерии. Това обстоятелство, както и данните за степента на метаморфизация на разсолите (rNa/rCl), стойностите на градиента на бром (Br/H), коефициентите Br/M, He/Ar, дават основание да се свърже горната подзона с условия на много затруднен водообмен, а долната подзона с условия на квазизастоял воден режим.

Лекция 5. Геоложка активност на подземните води

план:

Карст

Раздробяване на скали

Суфозия

I. Карст. Според определението на Д.С. Соколова (1962)карст е процес на разграждане и унищожаване на пропускливи разтворими скали предимно чрез излугване от движещи се води. Разграничават се карстови скали - солни скали (площта им в света е 4 милиона км 2 ), гипсов анхидрит (7 милиона км 2 ) и карбонатни скали (40 милиона км 2 ). Има солен карст, гипс, карбонат. За да се образува карст, трябва да са налице следните условия:

наличието на разтворими скали,

наличието на пукнатини, които позволяват на водата да циркулира в скалите,

наличие на движещи се води,

разтварящата сила на движещите се води.

Само когато тези условия се комбинират, се образува карст.

Основни карстови форми:

пукнатини, карстови понори, кладенци, слепи дерета, долини и др.,

карстови пещери, канали и други големи карстови кухини,

кухини и вторична порьозност.

Според степента на припокриване на карстовите скали се разграничават подкласове затворен, покрит, покрит и гол карст. Почти 50% от територията на Башкортостан е карстова (фиг. 5, табл. 5).

Ориз. 5. Схема за райониране на карста

За символи вижте таблицата. 5

Таблица 5

Райониране на карста в Башкортостан

Край на таблица 5

II. Раздробяване на скали.Счупването е форма на нарушаване на целостта на скалата, широко разпространена в седиментни, магмени и метаморфни образувания на земната кора. Пукнатината е важен фактор, определящ водопропускливостта на скалите.

В съответствие с добре известната класификация на D.S. Соколов има четири категории пукнатини: литогенетични, тектонични, разтоварващи и изветрящи.

Литогенетични пукнатинисе образуват по време на процеса на литогенеза поради вътрешната енергия на скалата (седимента). Тяхната отличителна черта е локализирането им в даден слой (вътрешнопластови пукнатини); тяхната посока може да бъде различна: успоредна на леглото, перпендикулярна или наклонена към нея.

Тектонски пукнатиниса резултат от напрежения и движения на земната кора, образуващи пликативни (нагънати) и дизюнктивни (прекъснати) деформации на скалите. Те са разделени на два вида: вътрешнослойни и режещи няколко слоя. Тектонските и литогенетичните вътрешнопластови пукнатини са много сходни и поради това практически трудно се разграничават.

Разтоварване и атмосферни пукнатинипринадлежат към екзогенната група. Те, като правило, се наслагват върху решетка от вече съществуващи фрактури с ендогенен произход (литогенетичен и тектонски) и върху планетарно фрактуриране.

Нивото на познания за раздробяването на скалите в Башкортостан не е еднакво в различните региони. Най-голяма пълнота на информацията по този въпрос има за седиментната покривка на територията на платформата на Южен Урал (Западен Башкортостан), където фрактурирането е изследвано в процеса на хидрогеоложки проучвания, проучване и експлоатация на нефтени находища и търсене на водоснабдяване източници. Счупването на скалите в нагънатия планински район на Башкортостан е слабо проучено.

Сред пукнатините в скалите на платформената област на Башкортостан се открояват тектонски, литогенетични вътрешнослойни и секущи пукнатини. Те са често срещани във всички литоложки разновидности на пермските скали, които изграждат платформената седиментна покривка - гипс, варовик, мергели, алевролити, калнисти и арнитоподобни глини, пясъчници и др. °) са доста редки. Повърхността на правите, отворени и зейнали пукнатини е гладка (при гипса и варовика) и грапава (при пясъчника), много гладка и на места сякаш полирана (при аргилитоподобните глини). По стените има отлагания от железен и манганов хидроксид, отлагания от калцит и гипс.

Най-напукани са арнитоподобните глини и кални камъни (плътност на пукнатините 0,1–0,3 m). В масивните средно- и дебелослоести варовици пукнатините са разположени една от друга на разстояние от 0,5–2,5 до 5–9 m, а в тънкослоестите и листестите варовици - от 0,1 до 0,4 m, по-рядко до 1,5 m. , в гипс - от 0,5 до 2,0 m или повече. Плътността на пукнатините в пясъчниците зависи от състава и вида на техния цимент. Пясъчник, който е слабо циментиран и със средна плътност с глинест цимент от основен тип, се разрушава по-интензивно от силните разновидности на пясъчници с карбонатен цимент.

Максималната ширина на вътрешнопластовите и напречните пукнатини се среща в масивни, чисти варовици и здрави пясъчници (1–20, понякога до 50 cm). В тънкослоестите глинести варовици и мергели ширината на пукнатините е от 0,2 до 3 cm.

В кунгурския гипс, въпреки неговата масивност, ширината на вътрешнопластовите и секущите пукнатини е малка (до 1–1,5 cm), което се свързва с високата пластичност на скалите. В същото време пукнатините в тях служат като първоначална причина за развитието на карстовия процес по тях, предизвикващ рязко увеличаване на водопропускливостта (до 100 m/ден). В долинните зони карстовите скали също са усложнени от разтоварващи пукнатини.

В пермските отлагания на Южен Предурал са идентифицирани две преобладаващи посоки на вътрешнопластови и врязващи пукнатини, ориентирани под прав ъгъл една спрямо друга и равнината на леглото. Тези посоки са: на Бугулма-Белебеевската височина - NW 320–340° и NE 40–60° или NW 290–300° и NE 25–30° (фиг.6а), в депресията Кама-Белски - NW 290–335 ° и NE 45–70 °, на платото Уфа (фиг.6b) - NW 320–340° и NE 40–60° или NW 270–280°, в падината Юрюзан-Ай (район Янган-Тау) - NW 310–320° и NE 40–55° или NW 270–290 ° и СИ 15–25°, в южната част на Белската котловина - СЗ 340–350° и СИ 60–70°. Северозападната посока представлява 40–52%. от общия брой измерени пукнатини, като делът на североизточните пукнатини е до 35%.

Ориз. 6. Розови диаграми на посоките на вътрешнопластовите и секущи пукнатини в пермските отлагания на Южен Предурал (в %)

а - възвишение Бугулма-Белебеевская; б - Уфимско плато

Водещата роля на тектоничните процеси при образуването на скални разломи върху платформени структури е установена и призната от много изследователи. Фактическият материал за раздробяването на горнопермските отлагания на Бугулма-Белебеевската височина и долнопермските скали на Уфимското плато и Прибелската равнина показва съответствие между максимумите на напуканост и елементите на поява на скали.

Разположението на хидрографската мрежа на разглежданата територия също е съобразено с преобладаващите посоки на фрактуриране. Интензивната карстификация на карбонатните отлагания също е ограничена до линейни зони на тектонска фрактурация.

Вид литогенетични пукнатини саизсъхване на пукнатини. Образуват се в субаерални условия с участието на атмосферни агенти, отворени са на повърхността и бързо се стесняват с дълбочина. Колкото по-малка е дебелината на слоя, толкова по-голям е броят на такива пукнатини. Пукнатините за съхнене се проследяват на дълбочина 2,5–3 m от повърхността, като ширината им варира от 1–2, рядко 2,5–3 cm в горната част на разреза до 1–2 mm в долната част. Пукнатините са отворени или запълнени с рохкав хумусен материал.

Литогенетични фрактури на пластовеясно изразени във варовици и пясъчници, с най-голяма плътност (0,03–0,1 m) и най-малка отвореност (0,1–0,3 cm), характерни за тънкослоестите варовици. Пукнатините в тях обикновено са запълнени с глинест материал. В средно- и дебелите плочасти варовици плътността на пукнатините е 0,5–0,8 m, а широчината е 0,5–2,0 см. В пясъчниците плътността на залегащите пукнатини варира от 0,05 до 0,3 m, а ширината – от 0 . 05–0,1 до 1–3 см. Почти всички пукнатини имат рохкав песъчливо-глинен пълнеж.

Разтоварване на пукнатини(странично и дънно налягане) са развити в речните долини. Образуването им е свързано с декомпресия на скалите, причинена от освобождаване на геостатично налягане под въздействието на ерозия. Дебелината на зоната на разтоварване в речните долини на Източноевропейската и Сибирската платформа, според литературни данни, е няколко десетки метра. В седиментните скали дълбочината на разпространение на деуплътнените скали зависи от тяхната здравина и варира от 30 до 50 m.

Разтоварващите пукнатини са изследвани най-подробно от A.G. Ликошин в долината на реката.Уфа по време на проучвания за Павловската водноелектрическа централа. В навеса той забелязва пукнатини с ширина от 3 до 25 см, на места запълнени с глинест материал. С дълбочината броят на пукнатините и тяхната ширина рязко намаляват. В долината на реката Белая в района на Уфа, пукнатини в страничната стена разбиват гипса на отделни блокове, успоредни на склона.

Разтоварващи пукнатини в районите на Бугулма-Белебеевската височина, Кама-Белски и Юрюзано-Айски падини практически не са проучени визуално. Все пак трябва да се отбележи, че в речните долини на Южен Предурал, в условията на междупластови низходящи водни потоци, странични напорни пукнатини, пресичащи както водопропускливи, така и водоустойчиви скали по склоновете, допринасят за отводняването на водоносни хоризонти до нивото на реката. Това обяснява ниските дебити на източниците, техния малък брой, както и слабо изразения брой етажи по стръмните склонове на долините Белая, Ика, Уфа, Юрюзан, Ая, Чермасан, Усени, Дема и др. разположени в крайните части на долини и недостигащи нивото на реката, често се оказват маловодни или дори безводни.

Наличието на пукнатини в страничната стена, изолиращи масива с горещи газове от водоносните хоризонти на водосбора на Юрюзан-Ай, също обяснява „феномена“ Янгантау (газови термични явления) на Башкортостан.

Обширният материал от хидрогеоложки проучвания и водни проучвания на тази територия показва, че водопропускливостта на плътните скали, която, както е известно, зависи от тяхната напуканост, е значително (средно 10 пъти) по-висока в речните долини, отколкото във водосборите. Например, в долините на реките Сюн, База, Чермасан и други, коефициентите на филтрация на водоносните пясъчници на Уфа варират от 1–5 до 10–15 m/ден, понякога повече, докато при водосборите те не надвишават десети от m /ден.

Подобна зависимост на водопропускливостта от орографските условия се наблюдава и при глинестите скали. Тази закономерност очевидно е от общ характер и показва наличието на отслабени зони под речните долини с повишена водопропускливост на скалите и следователно с по-голяма фрактурност, при образуването на която факторът на разтоварване несъмнено играе важна роля.

Счупването на скалите в нагънатия планински район на Башкортостан е изследвано от редица изследователи (Ю.Е. Журенко, И.К. Зиняхина, А.П. Рождественски, В.А. Романов, Г.С. Сенченко, Р.А. Фаткулин и др.) . Те показват преобладаващото развитие на фрактурност от тектонски и литогенетичен тип в този район.

Напукването на скалите се среща в почти всяка скала, независимо от структурното й положение, петрографски състав, възраст, образувайки сложна система (мрежа) от малки и по-големи пукнатини, които прорязват скалната маса на значителна дълбочина (до 300–400 m). Най-големите пукнатини, групирани в системи с определени посоки, разделят масивни и плътни седиментни, магмени и метаморфни скали на блокове - отделни единици с различни форми и размери.

Сред системите за фрактуриране, които проникват в скалите на Южен Урал, има някои като цяло незначителни разлики в ориентацията на фрактурите в скали с различна възраст и петрографски (литоложки) състав, които се разкриват чрез статистическа обработка на полеви измервания. И така, според R.A. Фаткулин, в докамбрийските скали на метаморфния комплекс на Уралтауския антиклинорий (шисти, кварцити), пукнатини се простират в азимути от 20 °, 50 °, 280 °, 320 °, 340 °, в пясъчниците на формацията Zilair (D 3 fm – C 1 t) - 0°, 40°, 80°, 350°, в магмени скали от силурска и девонска възраст на издигането Ирендик - 0°, 20°, 40°, 80°, 350°, в девонски магмени скали на Кизило -Urtazym synclinorium - 30 °, 60 °, 90 °, 280–300 °, 350 °.

Основните насоки на хидрографската мрежа на района съвпадат с натрошеността на скалите.

Разтворимост на скала. Този процес играе жизненоважна роля при образуването на карста. Разтворимостта на скалите варира значително в присъствието на други соли (таблици 6, 7, 8).

Таблица 6

Разтворимост в присъствието (В. М. Левченко, 1950 г.)

G/l

2,085

2,25

3,14

4,35

7,48

6,96

6,64 ,% сила на звука

0,00

0,03

0,30

10,00

100,00

III. Суфозия – механично отстраняване на малки частици от рохкави скали и пукнатини чрез движение на подземни води.

Суфозията е резултат от хидродинамично налягане, което филтрираната вода упражнява върху скалата. Суфозията обикновено се случва в песъчливи скали. Отстраняването на частиците започва, когато градиентът на налягането достигне критична стойност. Критичен градиент според E.A. Замарин се равнява

γ е плътността на пясъка, n е порьозността на пясъка във фракции от единици.

Суфозията възниква под основите на хидротехнически съоръжения и канали и може да доведе до разрушаване на конструкциите.

Лекция 6. оценка на запасите от подземни води

За да се разработват и добиват подпочвени води, е необходимо да се знаят запасите от подземни води (понякога наричани ресурси). Те се състоят от няколко вида:

Вековна

Q век = F×H×µ, където F е площта на разпространение на водния хоризонт, km 2 ; H – дебелина на водния хоризонт, m, µ – водоотдаване.

Възобновяеми природни ресурси (резерви).

Q КОЙ = MF, където M е модулът на подземния поток l/s×km 2 .

Оперативни резерви

Q ex = +0.7Q exc , където α е коефициентът на извличане, максималната допустима стойност на понижаване на нивото на водния хоризонт (обикновено не повече от половината от дебелината на водоносния хоризонт, α = 0,5), t е определеното време на работа, години (обикновено се изчислява за 15 , 25, 50 години).

За да използвате подпочвените води, трябва да знаетеоперативни ресурси. Това е обемът на подпочвените води в m 3 /ден, което може да се получи от технически и икономически рационални водовземни съоръжения при даден режим на работа и качество на водата, което отговаря на изискванията през целия прогнозен период на потребление на вода.

Оперативните резерви (ресурси) се осигуряват от:

естествени (вековни) капацитивни запаси;

природни (възобновяеми) ресурси;

привлечени ресурси;

изкуствени резерви (образувани по време на хидротехническо строителство, напояване, изкуствено попълване).

Оперативните резерви са разделени на 4 категории: A, B, C 1, С 2 . Категории А и Б са индустриални резерви.

Лекция 7. Режим на подземните води

Под режим подземните води трябва да се разбират като промени в тяхното ниво, температура, химичен състав и поток във времето и пространството под въздействието на естествени и изкуствени фактори.

При природни фактори, влияещи върху режима на подземните води, разбират промяната в условията на презареждане и изтичане на подземните води в зависимост от режима на повърхностните води, както и от количеството на валежите, температурата и атмосферното налягане. Редица изследователи свързват промените в режима на подземните води със слънчевата активност.

Изкуствени фактори, влияещи върху режима на подпочвените води са свързани с практическа човешка дейност. Те включват изпомпване, повишаване на водния хоризонт в резервоари, напояване, дренаж и др.

Необходимо е да се разграничават дневни, сезонни, годишни и дългосрочни промени в елементите на режима на подземните води.

Ежедневните колебания на нивото са проучени най-пълно; зависят от дефицита на влага в зоната на проветряване и са от порядъка на 0,7-3,2.

Сезонните вариации зависят главно от валежите и температурата на земята; Влиянието на тези фактори е ясно записано през пролетта и есента.

Годишните колебания в нивото на подземните води зависят от количеството на валежите, тяхната интензивност, дефицита на влага и температурата на почвата. Годишните амплитуди на колебанията са 0,78-3,05 м. Според 60-годишни наблюдения се регистрират редица максимуми и минимуми, повтарящи се на всеки 10-13 години. Минималните водни нива съвпадат със сухите години, а максималните - с влажните години.

Обичайно е да се разграничават два вида режим на подземните води: крайбрежен и вододелен.

Във водосборните райони режимът на подземните води зависи главно само от климатичните фактори; Колебанията в нивата на повърхностните води имат малък ефект.

Режимът на подземните води в крайбрежните речни и морски зони или в близост до водоеми е в пряка връзка с режима на повърхностните води; влиянието им засяга разстояния, достигащи 5-11 км. Амплитудата на колебанията на нивото на подземните води в кладенец, разположен на 1 km от реката, достига 6,5 m.

Режимът на подпочвените води се влияе от приливни течения, простиращи се до 15 km от брега.

В райони с влажен климат амплитудата на колебанията в нивата на подземните води далеч от реките обикновено не надвишава 1-1,5 м и рядко достига 2-2,5 м. Най-голямата амплитуда се наблюдава през пролетта по време на периода на топене на снега, най-малката през зимата . Продуктивността на водоносните хоризонти, както и химичният състав и температурата на подземните води, се променят малко през годината.

В планинските райони колебанията в нивата на подземните води и промените в продуктивността на водоносните хоризонти през годината са много драматични.

В сухите райони, както и във влажните, режимът на подземните води зависи от метеорологичните фактори. Разликата в режима на тези райони е, че в сухите райони годишната амплитуда на колебанията на нивото на подземните води достига 6-8 m със значително намаляване на продуктивността на водоносния хоризонт.

Под въздействието на изкуствени фактори режимът на подземните води може да се промени драстично. Това се проявява най-ясно в районите на водовземане и добив, където спадът на нивата на подземните води е най-малко 1,5-2 m годишно.

Промяната на режима на подземните води, по-специално колебанията в тяхното ниво, е от голямо практическо значение: когато нивото се повиши, може да настъпи наводняване на сгради или заблатяване на площи, а в сухи райони, където подпочвените води се намират на плитка дълбочина от 1,5 m, повишаването на нивото може да причини изпарение от повърхността на подпочвените води и натрупване на соли в почвата с образуването на solonetzes или solonchaks.

Лекция 8. Основи на инженерната геология

план:

Концепцията за инженерно-геоложките свойства на скалите.

Методи за изследване на инженерно-геоложките свойства на скалите.

Основни инженерно-геоложки свойства на скалите.

Техническа рекултивация на скали.

Скалите, използвани като основи за различни конструкции, са почви. Почвите са скали и почви, които се изучават като многокомпонентни системи, които се променят във времето, с цел разбирането им като обект на човешката инженерна дейност. Поради разликите в произхода и геоложкото развитие, скалите не са еднакви. Някои свойства могат да се променят по време на експлоатацията на конструкциите. Инженерно-геоложките свойства се влияят от геоморфоложки условия, съвременни геоложки процеси, хидрогеоложки условия (дълбочина на подземните води, химичен състав) и др.

Изследват се инженерно-геоложките свойства на скалите:

геоложки методи (възраст на скалите, произход, естество на поява, дебелина) с пробиване на кладенци и ями.

използване на полеви методи (печати). Те се основават на използването на специални инсталации, които позволяват да се оценят свойствата на скалите при условията на тяхното естествено възникване (пълнене, изпомпване и др.).

лабораторни методи (гранулометричен състав, пластичност, естествена влажност, порьозност, степен на плътност, обемно тегло, диаграма на почвата и др.).

При изследване на скалите се изучава тяхното състояние (пукнатини, изветряне, запълване на пукнатини, якост на натиск и др.). Класификацията на якостните свойства на скалите е дадена в табл. 9.

Таблица 9

Класификация на скалите според якостта на натиск 60-100

100-150

150-230

230-350

350-520

520-800

800-1200

1200-1800

1800-2700

>2700

Основните инженерно-геоложки свойства на скалите включват следните показатели:

1. Гранулометричният състав на некохезионните (определени чрез ситов анализ) и кохезионните скали се определя по хидрометричен метод - въз основа на различни скорости на утаяване на частиците във водата). Скоростта на утаяване се определя от Stokes. Коефициентът на хетерогенност и диаметрите на частиците, по-малко от които дадена скала съдържа съответно 60 и 10% частици. Когато K > 3, скалите се наричат ​​хетерогенни.

2. Плътност на скалата - съотношението на масата на твърдите частици към техния обем (плътността на пясъчните скали обикновено е 2,5-2,8 g/cm³).

3. Порьозност на скалата - отношението на обема на всички пори към общия обем на скалата: .

4. За пясъците и чакъла се определя ъгълът на откос. Това е ъгълът, образуван от повърхността на пясъчен конус с хоризонтална равнина, когато пясъкът се изсипва свободно върху равнината в сухо на въздух състояние.

5. Пластичност - способността на скалата да променя формата си под въздействието на външни сили без разрушаване или скъсване. Определя се в диапазона на влажност. Горната граница на пластичност е влажността, с повишаване на която скалата губи своите пластични свойства.

Техническата рекултивация на скалите се състои в регулиране и трансформиране на състоянието и свойствата на скалите в дадена посока, промяна на гранулометричния състав, структурата на кристалната решетка и степента на здравина. Някои методи за техническа рекултивация предизвикват толкова дълбоки и радикални промени, че напълно губят естествените си свойства. В резултат на двуразтворното силициране пясъците се превръщат в монолитни скали. Глинените скали се превръщат в камъни след изпичане, замразяване, циментиране.

Методи за рекултивация на скали: укрепване с гранулометрични добавки, механично уплътняване (виброуплътняване), валцуване, сеизмично уплътняване, намаляване на водата и др.

Литература

Основен

Vsevolozhsky V.A. Основи на хидрогеологията: Учебник. - 2-ро изд. М: Издателство на Московския държавен университет, 2007. 448 с.

Богомолов Г.В. Хидрогеология с основи на инженерната геология. М.: Издателство "Висше училище", 1966. 316 с.

Допълнителен

Абдрахманов Р.Ф. Хидрогеоекология на Башкортостан. Уфа: Информреклама, 2005. 344 с.

Абдрахманов Р.Ф. Методически указания за изпълнение на практическите упражнения по дисциплината “Хидрогеология”. Уфа, IG UC RAS, 2008. 44 с.

Абдрахманов R.F., Мартин V.I., Попов V.G. и др.. Карст на Башкортостан. Уфа: Информреклама, 2002. 383 с.

Абдрахманов Р.Ф., Чалов Ю.Н., Абдрахманова Е.Р. Пресни подземни води на Башкортостан. Уфа: Информреклама, 2007. 184 с. pdf В книгата са обобщени резултатите от изследванията в областта на използването на геотермални методи за решаване на теоретични и приложни проблеми...

Строкова Л.А. (съст.) Инженерни конструкции

• 1,33 MB
• добавен на 03/12/2011

Урок. – Томск: Издателство. ТПУ, 1999. – 114 с.

Учебникът е посветен на разглеждането на различни видове инженерни конструкции (граждански и промишлени, хидравлични, линейни).
Ръководството е изготвено в катедрата по хидрогеология и инженерна геология на Томския политехнически университет и е предназначено за студенти...

Тема: Хидрогеологията като наука. Водата в природата.

1. Хидрогеология. Етапи на развитие на хидрогеологията.

Нека си припомним дефиницията на науката хидрогеология. Хидрогеология- наука за подземните води, изучаваща техния произход, условия на възникване и разпространение, закони на движение, взаимодействие с водоносни скали, образуване на химичен състав и др.

Нека разгледаме накратко историята на развитието на тази наука.

1.1 Етапи на развитие на хидрогеологията

В историята на изследванията на подземните води в СССР има 2 периода:

1) предреволюционен;

2) следреволюционен.

В предреволюционния период могат да се разграничат три етапа в изследването на подземните води:

1. натрупване на опит в използването на подземните води (X - XVII век)

2. първата научна обобщена информация за подземните води (XVII - средата на XIX век)

3. утвърждаване на хидрогеологията като наука (втората половина на 19 век и началото на 20 век)

През 1914 г. в инженерния факултет на Московския селскостопански институт (сега Московски институт за напояване) е организирана първата катедра по хидрогеология в Русия.

Следреволюционният период може да бъде разделен на 2 етапа:

1. преди войната (1917-1941)

2. следвоенен

За обучение на хидрогеоложки инженери през 1920 г. в Московската минна академия е създадена хидрогеоложка специалност: малко по-късно тя е въведена в други институти и университети. В институтите започват да преподават най-известните хидрогеолози Ф.П. Саваренски, Н.Ф. Погребов, А.Н. Семихатов, B.C. Илин и др.

До началото на първата петилетка (1928 г.), както и по време на следващите петилетки, хидрогеоложките изследвания бяха извършени в Донбас, Източно Закавказие, Централна Азия, Северна Украйна, Казахстан, Туркменистан и много други региони на страната.

Първият Всесъюзен хидрогеоложки конгрес, проведен през 1931 г., имаше голямо значение за по-нататъшното развитие на хидрогеологията. в Ленинград.

През 30-те години на миналия век за първи път са съставени обобщени карти (хидрогеоложки, минерални води, хидрогеоложко райониране), които са от голямо значение за планиране на по-нататъшни хидрогеоложки изследвания. В същото време под редакцията на Н.И. Толстихин започват да излизат томове „Хидрогеология на СССР“. Преди Великата отечествена война са публикувани 12 броя на този многотомен труд.

Следвоенният етап се характеризира с натрупване на материали в дълбоки води.

За по-задълбочен научен анализ и широко регионално обобщение на материалите за подземните води беше решено да се подготвят за публикуване 45 тома „Хидрогеология на СССР“ и освен това да се съставят 5 консолидирани тома.

2. Водата в природата. Кръговратът на водата в природата.

На земното кълбо водата се намира в атмосферата, на повърхността на земята и в земната кора. В атмосфератаводата се намира в долния й слой - тропосферата - в различни състояния:

1. пара;

2. капкова течност;

3. твърд.

Повърхностниводата е в течно и твърдо състояние. В земната кораводата се среща в пара, течност, твърдо вещество, а също и под формата на хигроскопична и филмова вода. Заедно повърхностните и подземните води образуват водната обвивка - хидросфера.

Подземната хидросфера е ограничена отгоре от повърхността на земята, долната й граница не е надеждно проучена.

Има големи, вътрешни и малки циркуляри. По време на голям цикъл влагата се изпарява от повърхността на океаните, пренася се под формата на водна пара от въздушните течения до сушата, пада тук на повърхността под формата на валежи и след това се връща в моретата и океаните по повърхността и подземен отток.

При малка циркулация влагата се изпарява от повърхностите на океаните и моретата. Тук също пада под формата на валежи.

Характеризира се процесът на кръговрата в природата в количествено отношение воден баланс,уравнението на което делът на затворен речен басейн има формата за дългосрочен период:

X = y+Z-W (по Великанов),

където x са валежите на водосборна площ, mm

y - речен отток, mm

Z - изпарение минус кондензация, mm

W е средното дългосрочно презареждане на дълбоки водоносни хоризонти, дължащо се на валежите или потока на подпочвените води към повърхността в рамките на речния басейн.

Вътрешната циркулация се осигурява от тази част от водата, която се изпарява в рамките на континентите - от водната повърхност на реките и езерата, от сушата и растителността, и пада там под формата на валежи.

3. Видове вода в минерали и скали.

Една от най-ранните класификации на типове вода в състезателни скали е предложена през 1936 г. от A.F. Лебедев. През следващите години бяха предложени редица други класификации. Въз основа на класификацията на Лебедев повечето учени разграничават следните видове вода:

1. Парна вода

Намира се под формата на водна пара във въздуха, присъства в порите и пукнатините на скалите и в почвата, той се движи заедно с въздушните течения. При определени условия може да се трансформира в течна форма чрез кондензация.

Парообразната вода е единственият тип, който може да се движи в порите с малко влага.

2. Свързана вода

Присъстващ главно в глинести скали, той се задържа на повърхността на частиците от сили, значително надвишаващи силата на гравитацията.

Прави се разлика между здраво свързана и слабо свързана вода.

а) силно свързана вода(хидроскопичен) той е под формата на молекули в абсорбирано състояние, задържани върху повърхността на частиците от молекулни и електростатични сили. Той има висока плътност, вискозитет и еластичност, характерен е за фино диспергирани скали, не е способен да разтваря соли и не е достъпен за растенията.

б) хлабаво плетени(филм) се намира над плътно свързана вода, задържа се от молекулярни сили, по-подвижен е, плътността е близка до плътността на свободната вода, може да се движи от частици към частици под въздействието на сорбционни сили, способността да се разтваря солите се намаляват.

3. Капилярна вода

Намира се в капилярните пори на скалите, където се задържа и премества под въздействието на капилярни (менискусни) сили, действащи на границата между водата и въздуха, намиращи се в порите. Разделя се на 3 вида:

а) истинска капилярна водасе намира в порите под формата на влага от капилярната заливна низина над нивото на подземните води. Дебелината на капилярната заливна низина зависи от гранулометричния състав. Тя варира от нула в камъчета до 4-5 m в глинести скали. Самата капилярна вода е достъпна за растенията.

б) суспендирана капилярна водае разположена предимно в горния хоризонт на скалата или в почвата и не е в пряка връзка с нивото на подземните води. Когато съдържанието на влага в скалата се увеличи над минималния капацитет на влага, водата се влива в долните слоеве. Тази вода е достъпна за растенията.

V) вода в ъгъла на поритесе задържа от капилярни сили в порите на пясъчни и глинести скали в точките на контакт между техните частици. Тази вода не се използва от растенията; когато влажността се увеличи, тя може да се превърне в суспендирана вода или в самата капилярна вода.

4. Гравитационна вода

Подчинява се на гравитацията. Движението на водата възниква под въздействието на тази сила и предава хидростатично налягане. Разделя се на 2 вида:

а) просмукване- свободна гравитационна вода в състояние на низходящо движение под формата на отделни потоци в зоната на аерация. Движението на водата става под въздействието на гравитацията.

б) влага на водоносен хоризонт, който насища водоносните хоризонти до PV. Влагата се задържа благодарение на водоустойчивостта на водоустойчивия слой (по-нататъшното обсъждане се отнася до темата „Гравитационна вода“).

5. Вода на кристализация

Той е част от кристалната решетка на минерал, като гипс (CaS0 4 2H 2 O), и запазва молекулната си форма.

6. Твърда вода под формата на лед

В допълнение към горните шест вида има химически свързана вода, който участва в структурата на кристалната решетка на минералите под формата на H +, OH йони”, т.е. не запазва своята молекулярна форма.

4. Концепцията за порьозност и порьозност.

Един от най-важните хидрогеоложки показатели на скалите е тяхната порьозност. В песъчливи скали има парапорьозност, а при силни - напукан.

Подпочвените води запълват порите и пукнатините в скалите. Обемът на всички кухини в скалата се нарича работен цикъл.Естествено, колкото по-голяма е порьозността, толкова повече вода може да задържи скалата.

Размерът на празнините е от голямо значение за движението на подпочвените води в скалите. В малки пори и пукнатини площта на контакт на водата със стените на кухините е по-голяма. Тези стени осигуряват значително съпротивление на движението на водата, така че движението му в фин пясък, дори при значително налягане, е трудно.

Порьозността на скалите се отличава: капилярна(порьозност) и некапилярни.

Към капилярен работен цикълвключват малки кухини, където водата се движи главно под въздействието на повърхностно напрежение и електрически сили.

Към некапилярен работен цикълвключват големи кухини, лишени от капилярни свойства, в които водата се движи само под въздействието на гравитацията и разликата в налягането.

Малките кухини в скалите се наричат порьозност.

Има 3 вида порьозност:

2. отворен

3. динамичен

Пълна порьозностсе определя количествено от съотношението на обема на всички малки кухини (включително тези, които не комуникират помежду си) към целия обем на пробата. Изразява се в части от единица или като процент.

Или

където V n е обемът на порите в скалната проба

V – обем на пробата

Общата порьозност се характеризира с коефициента на порьозност д.

Коефициент на порьозност д се изразява чрез отношението на обема на всички пори в скалата към обема на твърдата част на скалата (скелета) V c, изразено в части от единица.

Този коефициент се използва широко, особено в научните изследвания

глинести почви. Това се дължи на факта, че глинестите почви набъбват при навлажняване. Поради това е за предпочитане да се изрази порьозността на глината д.

Коефициентът на порьозност може да се изрази по следния начин

, разделяйки числителя и знаменателя на V c получаваме

Стойността на общата порьозност винаги е по-малка от 1 (100%), а стойността дможе да бъде равно на 1 или по-голямо от 1. За пластмасови глини дварира от 0,4 до 16.

Порьозността зависи от естеството на състава на частиците (зърната).

Некапилярната порьозност включва големи пори в груби кластични скали, пукнатини, канали, пещери и други големи кухини. Пукнатини и пори могат да комуникират помежду си или да бъдат разкъсани.

Отворена порьозностхарактеризиращ се със съотношението на обема на взаимосвързаните отворени пори към целия обем на пробата.

За гранулирани, неконсолидирани скали отворената порьозност е близка по стойност до общата.

Динамична порьозностсе изразява като съотношението към целия обем на пробата само на тази част от обема на порите, през която течността (водата) може да се движи.

Проучванията показват, че водата не се движи през целия обем на отворените пори. Част от отворените пори (особено на кръстовището на частиците) често е заета от тънък воден слой, който е здраво задържан от капилярни и молекулярни сили и не участва в движението.

Динамичната порьозност, за разлика от отворената порьозност, не отчита обема на порите, заети от капилярно свързана вода. Обикновено динамичната порьозност е по-малка от отворената порьозност.

По този начин основната разлика между характеризираните видове порьозност се състои (количествено) във факта, че в циментираните скали общата порьозност е по-отворена, а отворената порьозност е по-динамична.

Контролни въпроси:

1. Какво изучава науката хидрогеология?

2. Как протича водният цикъл в природата?

3. Назовете видовете вода, открити в минералите и скалите.

4. Какво е порьозност? Какви са неговите видове? Как се определя порьозността?

5. Какво имам предвид под работен цикъл? Назовете и опишете видовете му.

Хидрогеология (от гръцки. кшог- вода и геология- Earth science) е наука за подземните води, изучаваща техния състав и свойства, произход, модели на разпространение и движение, както и взаимодействието със скалите. Хидрогеологията е тясно свързана с хидрологията, геологията (включително инженерната геология), метеорологията, геохимията, геофизиката и други науки за земята. Той разчита на данни от математиката, физиката и химията и широко използва техните изследователски методи.

Историческа справка. Натрупването на практически знания за подпочвените води, започнало в древни времена, се ускорява с появата на градовете и поливното земеделие. Изкуството за изграждане на изкопани кладенци с дълбочина няколко десетки метра е било известно 2-3 хиляди години преди новата ера. д. в Египет, Централна Азия, Индия, Китай и други страни. Има данни за лечение с минерални води през същия период.

През 1-во хилядолетие пр.н.е. д. се появяват наченки на научни представи за свойствата на природните води, техния произход, условията на натрупване и кръговрата на водата на Земята (в Древна Гърция - Талес (VII-VI в. пр. н. е.), Аристотел (IV в. пр. н. е.); в Древен Рим - Лукреций , Витрувий (1 век пр.н.е.) и др.).

Изследването на подземните води беше улеснено от разширяването на работата, свързана с водоснабдяването, изграждането на съоръжения за улавяне (например кариз сред народите на Кавказ и Централна Азия) и извличането на солена вода за изпаряване на сол чрез копаене на кладенци и след това сондиране (територия на Русия, XII-XVII век). Възникват концепциите за безнапорни, напорни (издигащи се отдолу нагоре) и самотечащи води. Последният получава през 12 век. име артезиански (от провинция Артоа във Франция). През Ренесанса и по-късно на подземните води и ролята им в природните процеси са посветени трудовете на западноевропейските учени Агрикола, Палиси, Стено и др.В Русия първите научни идеи за подземните води като природни разтвори, тяхното образуване чрез проникване на атмосферни валежите и геоложката активност на подземните води са изразени от М. В. Ломоносов в есето му „За слоевете на Земята“ (1763). В края на 19 - началото на 20 век. бяха идентифицирани модели на разпределение на подземните води (В. В. Докучаев, П. В. Ототски) и беше съставена карта на зонирането на подземните води в европейската част на Русия. До средата на 19в. Изследването на подземните води се развива като неразделна част от геологията. След това се отделя в отделна дисциплина, която впоследствие се обособява все повече. Във формирането на хидрогеологията голяма роля изиграха френските инженери Л. Дарси, Ж. Дюпюи, Шези, немските учени Е. Принц, К. Кейлхак, Х. Хофер и др., американските учени А. Хазен, К. Слихтер, О. Майнзер, А. Лейн и др., руските геолози С. П. Никитин, И. В. Мушкетов и др. Голяма роля в развитието на хидрогеологията в Русия изиграха систематичните геоложки проучвания, извършени от Геологическия комитет. Впоследствие широко разпространени са хидрогеоложките изследвания. Проучването на подземните води става системно, създава се мрежа от хидрогеоложки институции, организира се обучение на специалисти по хидрогеология. Индустриализацията на страната дава тласък на развитието на хидрогеоложките изследвания за централизирано водоснабдяване на нови градове, големи заводи и фабрики. През следващите години хидрогеологията се превърна в многостранна област на геоложкото познание, в която започнаха да се развиват множество клонове:

• - обща хидрогеология;
• - динамика на подземните води;
• - учението за режима и баланса на подземните води;
• - хидрогеохимия;
• - учението за минералните, индустриалните и термалните води;
• - доктрината за търсене и проучване на подземни води;
• - мелиоративна хидрогеология;
• - хидрогеология на находищата на полезни изкопаеми;
• - регионална хидрогеология.

Общата хидрогеология изучава произхода на подземните води, техните физични и химични свойства и взаимодействието с вместващите скали. Творчески принос в тази област на хидрогеологията са направени от съветските учени А. Ф. Лебедев, А. Н. Бунеев, В. И. Вернадски и други, австрийския геолог Е. Зюс, американският учен А. Лейн, немският хидрогеолог X. Хофер и др. на подземните води във връзка с историята на тектонските движения, процесите на седиментация и диагенеза позволиха да се изясни историята на тяхното формиране и допринесоха за появата през 30-40-те години. ХХ век нов клон на общата хидрогеология - палеохидрогеология(изследване на подземните води от минали геоложки епохи).

Хидрогеохимията изучава процесите на формиране на химичния състав на подземните води и моделите на миграция на химичните елементи в тях. Теоретичните предпоставки се основават на съвременните представи за структурата на природните води, разпространението на химичните елементи в земната кора и скалите, концепцията за кларките, факторите на миграция, натрупване, утаяване и дисперсия на различни елементи и техните изотопи в природните води, газовия състав на подземните води и други характеристики. Основите на хидрогеохимията са положени от трудовете на В. И. Вернадски през 30-те години. ХХ век Тази индустрия окончателно се оформя през 40-те години. ХХ век

Динамиката на подземните води е клон на хидрогеологията, който разглежда теоретичните основи и методите за изследване на количествените модели на режима и баланса на подземните води. От гледна точка на методическите конструкции, основани на теорията на филтрацията, този клон е неразривно свързан с хидравликата и хидромеханиката. В чуждестранната литература концепцията за динамика на подземните води често отсъства, повечето от въпросите, свързани с нея, се разглеждат от хидрологията на подземните води.

Голяма роля в развитието на теорията за динамиката на подземните води изиграха у нас Н. Е. Жуковски, Н. Н. Павловски, Г. Н. Каменски и др., а в чужбина Ж. Дюпюи и Л. Дарси (Франция), А. Тил (Германия), Ф. Форххаймер (Австрия), К. Слихтер, К. Хейс, М. Маскет, Р. де Уист (САЩ).

Много принципи на динамиката на подземните води, свързани главно с хидромеханични проблеми, са заложени през втората половина на 19-ти - началото на 20-ти век. изследователи, работещи в областта на хидравликата и теоретичната механика - френските учени Д. Дарси и Ж. Дюпюи, които установиха линейния закон на филтрацията, руският учен Н. Е. Жуковски, който работи върху теорията за движението на подземните води и др. Съвременни основи на теорията и практиката на подземната динамика на водите е положена главно от съветски учени, които извършват изследвания през 20-30-те години. ХХ век изследвания за решаване на проблеми на хидротехническото строителство. Н. Н. Павловски идентифицира проблемите на динамиката на подземните води във връзка с хидротехническото строителство, Г. Н. Каменски изучава проблемите на свързването на динамиката на подземните води с геоложките условия, проблемите на движението на подземните води в разнородни слоеве, разработи метод за изчисляване на подземните води и др. За В развитието на динамиката на подземните води, изследването на въпросите на подземната нефтена хидравлика (газохидродинамика), започнато у нас от L. S. Leibenzon, е от голямо значение.

В съвременния период:

• - характеризира се с активно използване на хидродинамични изчисления и прогнозиране въз основа на тях в почти всички хидрогеоложки проучвания;
• - завършено е разработването на методика за изчисляване на стационарната филтрация и е разработена теоретичната основа за прогнозиране на подземните води в райони на хидротехнически съоръжения и напоявани площи;
• - обосновават се методики за оценка на експлоатационните запаси на подземни води;
• - формулирани са основните насоки на изследване на регионалната динамика на дълбоките и взаимодействащи водоносни хоризонти.

Въздействието на човешката икономическа дейност върху подземните води води до необходимостта от разглеждане на сложни изчислителни схеми, поради което в допълнение към аналитичните изчислителни методи се използват широко методи за математическо моделиране на компютър. Това позволява извършването на хидрогеоложки изчисления с възможно най-пълно отчитане на природната обстановка и всички експлоатационни фактори.

Наред с решаването на преки хидрогеодинамични задачи, при които се дава прогноза за режима и баланса на подземните води, в динамиката на подземните води се разглеждат решения на обратни задачи - възстановяване на параметрите на филтрационната схема въз основа на данни за режима на подпочвените води (например по време на продължителна експлоатация на големи водоприемници на подземни води, в райони на резервоари, кариери). Ново направление, което изучава физико-химичните процеси, протичащи по време на взаимодействието на подземните води с вместителните скали, става важно за изследването на замърсяването на подземните води и обосноваването на хидрогеохимичните методи за търсене на минерали.

В средата на 20в. се обособи като самостоятелно направление радиохидрогеология- изследване на миграцията на радиоактивни елементи в подземните води (работи на А. П. Виноградов, А. В. Щербаков).

Учението за минералните, индустриалните и термалните води.

Проучването на минералните води разглежда въпросите за химичния състав и произхода на минералните води, тяхната класификация по основни генетични типове, създава представа за находищата и ресурсите на минералните води и решава проблемите на практическото им използване (главно за курорти и санаториално лечение). Водите с високо съдържание на различни елементи (йод, бром, бор, стронций, литий, радий и др.), Наречени индустриални, се изследват за извличане на посочените елементи от тях. Проучването, търсенето и проучването на находища на термални и прегряти води се извършват с цел използването им за централно отопление на градовете.

Изследването на търсенето и проучването на подземни води е свързано с разработването на методи за идентифициране на находища на подземни води, подходящи за организиране на водоснабдяване, напояване и други практически цели; тяхната количествена и качествена оценка; решаване на проблеми, възникващи при изграждането на инженерни съоръжения, отводняване и напояване. Методиката за хидрогеоложки проучвания е разработена във връзка с търсенето и проучването на подземни води.

Мелиоративната хидрогеология разработва методи за подобряване на хидрогеоложките условия на напояваните и дренирани територии с цел най-рационалното им земеделско развитие. Въпросите на мелиоративната хидрогеология (определяне на нормите за напояване, осигуряване на вода за селскостопански култури, прогнозиране на режима на подпочвените води, борба със засоляването на почвата и др.) Са важни за огромната територия на сухата зона на земното кълбо.

Хидрогеологията на минералните находища се занимава с изучаването на подземните води във връзка със задачите на геоложката и промишлена оценка на находищата, тяхното развитие и развитие. Развиват се две направления: хидрогеология на находищата на твърди полезни изкопаемиИ хидрогеология на нефтени и газови находища, което се обяснява със спецификата на проучването, разработването и добива на тези полезни изкопаеми. Откроява руднична хидрогеология,разработване на мерки за борба с подземните води.

Регионалната хидрогеология изучава закономерностите на разпространение на подземните води в различни природни условия във връзка с геоложките структури. Разработена е на базата на хидрогеоложко картиране в различни мащаби - от 1:500 000 до 1:10 000, базирано на геоложки проучвания. Наред с картите на отделните райони се съставят консолидирани хидрогеоложки карти на територията на страната ни. В резултат на регионалните проучвания се създават множество общи и специални карти (фиг. 43, 44). На основата на регионалната хидрогеология е разработено учението за хоризонталното и вертикалното райониране.

Ориз. 43.

Подземните води са води, намиращи се в скалните слоеве на горната част на земната кора в течно, твърдо и парообразно състояние. В зависимост от естеството на кухините на водоносните скали подземните води се разделят на порови - в пясъци, камъчета и други кластични скали, пукнатинни (жилни) - в скали (гранити, пясъчници) и карстови (пукнатинно-карстови) - в разтворими скали (варовици, доломити, гипс и др.).

Подземните води, които се движат под въздействието на гравитацията, се наричат гравитационен,или Безплатно,за разлика от водите, свързани и задържани от молекулярни сили - хигроскопичен, филм, капиляренИ кристализация.Слоевете от скали, наситени с гравитационна вода, образуват водоносни хоризонти или слоеве. Подземните води имат различна степен на пропускливост и дебит (способността да изтичат от водоносните хоризонти под въздействието на гравитацията). Първият постоянно съществуващ безнапорен водоносен хоризонт от повърхността на Земята се нарича хоризонт на подземните води.Непосредствено над тяхната повърхност - подземни води- често се срещат капилярни води, които могат да бъдат спряно,тоест да не общува с него. Цялото пространство от повърхността на Земята до нивото на подземните води се нарича аерационна зона,в който се провежда

22 21 20 19 18 17 16 15 14 13 12 1 1 Ю 9 8 7 6 5 4 3 2

2 4 6 8 10 12 14 16 18

Ориз. 44. Карта на дълбочината на повърхността на подземните води, изградена с помощта на ГИС технология.

просмукване на вода от повърхността. В тази зона се образуват временни натрупвания на подземни води, които се наричат висока вода.Водоносните хоризонти, разположени под подпочвените води, са отделени от тях чрез слоеве водоустойчиви ( водоустойчив) или слабопропускливи скали и се наричат хоризонти на междупластови води.Обикновено са под хидростатично налягане (артезиански води), по-рядко имат свободна повърхност и са свободни от налягане (течащи води). Зоната на презареждане на междупластовите води се намира на места, където водоносните скали достигат повърхността (или на места, където те са плитки); презареждането става и чрез потока вода от други водоносни хоризонти.

Подземните води са естествен разтвор, съдържащ над 60 химични елемента (в най-големи количества - K, N3, Ca, IU, Fe, Al, Cl, 8, C, 81, Li, O, H), както и микроорганизми (окисляващи и редуциране на различни вещества). По правило подземните води са наситени с газове (CCb, Cb, N2, C2H2 и др.). Според степента на минерализация подземните води се разделят (според V.I. Vernadsky) на пресни (до 1 g/l), бракични (от 1 до 10 g/l), солени (от 10 до 50 g/l) и подземни саламура (над 50 g/l). В по-късните класификации подземните разсоли включват води с минерализация над 36 g/l. Според температурните данни се различават преохладени (под 0 °C), много студени (от 0 до -4 °C), студени (от -4 до -20 °C), топли (от 4 до 37 °C), горещи (от 37 до 50 °C), много горещи (от 50 до 100 °C) и претоплени (над 100 °C) подземни води.

Въз основа на техния произход има няколко вида подземни води.

Инфилтрационните води се образуват поради просмукване на дъждовни, стопени и речни води от земната повърхност. По състав са преобладаващо хидрокарбонатно-калциевИ магнезийКогато гипсоносните скали се излугват, калциев сулфат, и по време на разтварянето на минерали, съдържащи сол - натриево-хлоридни води.

Кондензационните подземни води се образуват в резултат на кондензацията на водни пари в порите или пукнатините на скалите.

Седиментационните води се образуват в процеса на геоложката седиментация и обикновено представляват модифицирани погребани води от морски произход - натриево-хлоридни, калциево-натриево-хлоридни и др. Те включват също погребаните разсоли на солени басейни, както и ултрапресни води на пясъчни лещи в моренни отлагания. Водите, образувани от магма по време на нейната кристализация и по време на метаморфизма на скалите, се наричат ​​магматогенни или непълнолетен(според терминологията на Е. Зюс).

Един от показателите за природните условия за образуване на подземните води е съставът на разтворените в тях и свободно отделени газове. Горните водоносни хоризонти с окислителна среда се характеризират с наличие на кислород и азот; долните части на участъка, където преобладава редуцираща среда, са типични газове с биохимичен произход (сероводород, метан). В тектонично активните зони са често срещани води, наситени с въглероден диоксид (води с въглероден диоксид на Кавказ, Памир, Забайкалия). Може би насищането на водите с въглероден диоксид е свързано с термометаморфизма, който освобождава CO2. В близост до кратерите на вулканите има кисели сулфатни води (така наречените фумаролни бани).

В много системи за водно налягане, които често са големи артезиански басейни, се разграничават три зони, които се различават по интензивността на водния обмен с повърхностните води и състава на подземните води. Горните и крайните части на басейните обикновено са заети от проникващи пресни води. Има зони на активна водна обмяна (според Н. К. Игнатович) или активна циркулация. В централните дълбоки части на басейните има зона на много бавен водообмен или стагнация, където често се срещат силно минерализирани води. В междинната зона на относително бавен или труден водообмен се развиват смесени води с различен състав.

Моделите на разпространение на подземните води зависят от много геоложки и физико-географски фактори. Артезианските басейни и склонове се развиват в рамките на платформи и маргинални корита (например Западносибирски, Московски и Балтийски артезиански басейни). На платформите има големи площи със силно повдигната докамбрийска кристална основа, характеризираща се с развитието на пукнатинни води (Украински кристален масив, Анабарски масив и др.), В сгънати планински райони - пукнатинни подземни води.

Своеобразни хидрогеоложки условия, които определят естеството на циркулацията и състава на подземните води, се създават в районите на развитие на вечно замръзнали скали, където се образуват надвечно замръзнали, междувечно замръзнали и подвечно замръзнали води.

Подземните води са част от водните ресурси на Земята. Общите запаси от подпочвени води на сушата са над 60 млн. km3 Те се считат за минерално богатство. За разлика от други видове полезни изкопаеми, запасите от подземни води са възобновими по време на експлоатацията. Райони от водоносни хоризонти или техни комплекси, в които има условия за избор на подземни води с определен състав, който отговаря на установените стандарти, в количества, достатъчни за тяхното икономически целесъобразно използване, се наричат ​​находища на подземни води.

Въз основа на естеството на тяхното използване подземните води в Русия се разделят на битови, питейни, технически, промишлени, минерални водиИ термални води.Подземните води от битов и питеен тип включват прясна вода, която отговаря на условията (с определени вкусови качества и не съдържа вещества и микроорганизми, вредни за човешкото здраве). Индустриалните води с високо съдържание на отделни химични елементи (I, Br, B, 1L и др.) са от интерес за различни индустрии. Подземните води, съдържащи специфични компоненти (газове, микрокомпоненти), се използват за медицински цели и като трапезни напитки.

В някои случаи подземните води причиняват заблатяване и наводняване на територии, свлачища, потъване на почвата под инженерни конструкции и усложняват минните дейности и минните дейности в мини и кариери. За да намалят притока на подземни води в зоната на промишлените съоръжения, те използват дренаж, дренажИ дрениране на депозити.

Множество качествени и количествени показатели за параметрите на подземните води (ниво, налягане, поток, химикалИ газови състави, температураи др.) са обект на краткосрочни, сезонни, дългосрочни и вековни промени, които определят режима на подземните води. Последният отразява процеса на формиране на подземните води във времето и в рамките на определено пространство под въздействието на различни природни режимообразуващи фактори: климатични, хидроложки, геоложки, хидрогеоложки и фактори, създадени в резултат на човешката дейност.

Най-големи колебания в режимните елементи се наблюдават при плитки подземни води.

В Русия ежегодно се съставят прогнози за режима на подземните води за предпролетния минимум, максимум и есенни водни нива в зоната на интензивен водообмен. Прогнозите се издават под формата на карти, които показват промените в нивата на подземните води.

Източници на подземни води - извори, извори и естествени изходи на подземни води на земната повърхност (на сушата или под водата). Образуването на източници може да бъде причинено от различни фактори: пресичането на водоносни хоризонти с отрицателни форми на съвременния релеф (например речни долини, дерета, дерета и езерни басейни), геоложки и структурни особености на района (наличие на пукнатини, зони на тектонски нарушения, контакти на магмени и седиментни скали), филтрационна нееднородност на водоносни скали и др.

По-специално, на територията на град Пенза и околностите му са открити няколко активно живеещи неотектонични зони, идентифицирани от авторите (Климов, Климова, 1997, 2006). Тези зони са развити в зони на релефни извивки и са трасирани от пружинни изпускатели по цялата дължина на разлома. Дължината на тези прекъснати структури варира от няколко метра до 15 км. Последната структура е опъната по течението на потока Безимянни в северната част на Пенза и се вижда на сателитното изображение от инфилтрационното изпарение от почвата. Максималният дебит на изворите в Пенза е 4 l/s (извор Самоварник). Дълбочината на поява на близки до повърхността разломи е не повече от 50 m, по-рядко - по-дълбоко, например по коритото на река Старая Сура, както се вижда от наличието на минерализирани води в Ахуни, повдигнати от кладенец от дълбочина няколкостотин метра.

Има няколко класификации на източниците. Според класификацията на местния хидрогеолог А. М. Овчинников се разграничават три групи източници според вида на захранването с подземни води.

• 1. Изворите, захранвани от кацнали води, обикновено се намират в зоната на аерация и имат резки колебания в дебита (до пълно изчезване през сухия сезон), химичния състав и температурата на водата.
• 2. Източниците, захранвани от подземни води, се характеризират с голяма постоянство във времето, но също така са обект на сезонни колебания в дебита, състава и температурата; те се разделят на ерозионни (появяващи се в резултат на задълбочаване на речната мрежа и отваряне на водоносни хоризонти), контактни (свързани с контакти на скали с различна пропускливост) и преливни (обикновено възходящи, свързани с фациална променливост на слоевете или тектонски нарушения).
• 3. Източниците на артезиански води се отличават с най-голямо постоянство на режима; те се намират в зони на заустване на артезиански басейни.

Според характеристиките на режима всички източници могат да бъдат разделени на постоянно, сезонноИ ритмично действащи.Проучването на режима на източниците е от голямо практическо значение при използването им за питейно и лечебно водоснабдяване.

Според хидродинамичните характеристики изворите се разделят на два вида: низходящи, захранвани от безводни води, и възходящи, захранвани от напорни (артезиански) води.

Източниците, свързани с порести скали, са разпределени повече или по-малко равномерно на местата, където водоносният хоризонт достига повърхността. Изворите в напуканите скали се намират в пресечната точка на счупванията със земната повърхност. Източниците на карстови райони се характеризират със значителни колебания в режима, свързани с количеството на валежите.

Температурата на водата в източниците зависи от дълбочината на подпочвените води, характера на захранващите канали, географското и хипсометрично положение на източника и температурния режим на субстрата, в който се съдържат подземните води. В зоната на развитие на вечно замръзналите скали има извори с температура около 0 °C. В районите на младия вулканизъм често се срещат горещи извори, често с пулсиращ режим.

Химическият и газовият състав на изворната вода е много разнообразен; определя се главно от състава на заустваните подземни води и общите хидрогеоложки условия на района. Регистрацията на естествения изход на вода от различни източници се нарича тяхното улавяне.

Водопропускливостта на скалите е способността на скалите да пропускат вода. Степента на водопропускливост зависи от размера и броя на свързаните помежду си пори и пукнатини, както и от разположението на скалните зърна. Добре пропускливите скали включват камъчета, чакъл, едри пясъци, силно карстови и напукани скали. Почти водонепропускливи (водоустойчиви) скали са глини, плътни глинести, непукнати кристални, метаморфни и плътни седиментни скали.

Водопропускливостта на скалите може да се определи чрез скоростта на филтриране, равна на количеството вода, протичаща през единица площ на напречното сечение на филтърната скала. Тази зависимост се изразява с формулата на Дарси:

където V е скоростта на филтриране; Да се- коефициент на филтрация; / -градиент на налягането, равен на коефициента на пад на налягането нкъм дължината на пътя на филтриране b

I = Иь.

Коефициентът на филтрация има размерността на скоростта (cm/s, m/ден). По този начин скоростта на филтриране с градиент на налягането, равен на единица, е идентична с коефициента на филтрация.

Поради факта, че водата в скалите може да се движи под въздействието на различни причини (хидравлично налягане, гравитация, капиляри, адсорбция, капилярно-осмотични сили, температурен градиент и др.), Количествените характеристики на водопропускливостта на скалите могат да бъдат изразени не само чрез коефициента на филтрация, но и коефициентите проводимост на водатаИ пиезоелектрическа проводимост.При хидрогеоложките проучвания и изчисления коефициентът на водопроводимост (произведението на коефициента на филтрация и дебелината на водоносния хоризонт) е показател за филтрационния капацитет на скалата.

В зависимост от геоложката структура водоносните хоризонти във филтрационно отношение могат да бъдат изотропен, когато проводимостта на водата е еднаква във всяка посока, и анизотропен,характеризиращ се с естествена промяна на водопропускливостта в различни посоки.

Изследването на водопропускливостта на скалите е необходимо при търсене и проучване на подземни води за водоснабдяване, при изграждане на хидротехнически съоръжения, използване на различни видове подземни води, при изчисляване на допустимите спадове на водните нива и радиусите на влияние на водните кладенци, при проектиране и изпълнение на дренаж и мерки за напояване.

Водоносен хоризонт е слой или няколко слоя от пропускливи скали, чиито пори, пукнатини или други кухини са пълни с подпочвена вода. Няколко водоносни хоризонта, хидравлично свързани помежду си, образуват водоносен комплекс.

Верховодка е свободно течаща подземна вода, която се намира най-близо до земната повърхност и няма непрекъснато разпространение. Кацналата вода се образува в резултат на инфилтрация на атмосферни и повърхностни води, задържани от непропускливи или слабопропускливи отщипващи се слоеве и лещи, както и в резултат на кондензация на водни пари в скалите. Такива подземни води се характеризират със сезонно съществуване: в сухи времена те често изчезват, а в периоди на дъжд и интензивно снеготопене се появяват отново; са подложени на резки колебания в зависимост от хидрометеорологичните условия (количество валежи, влажност на въздуха, температура и др.). Пълноводие също е вода, която временно се появява в блатни образувания поради прекомерно хранене на блатата. Често кацналите води се появяват в резултат на изтичане на вода от водопроводи, канали, басейни и други водопроводни съоръжения, което може да доведе до заблатяване на района, наводняване на основи и мазета. В зоната на разпространение на вечно замръзналите скали кацналата вода принадлежи към надвечно замръзналите води.

Водите на кацналата вода обикновено са пресни, слабо минерализирани, но често са замърсени с органични вещества и имат високо съдържание на желязо и силициева киселина. Verkhodka, като правило, не може да служи като добър източник на водоснабдяване. Въпреки това, ако е необходимо, се предприемат мерки за изкуствено запазване на кацалата вода: изграждане на езера; отклонения от реки, които осигуряват постоянно захранване на работещи кладенци; засаждане на растителност, която забавя снеготопенето; създаване на водоустойчиви мостове и др. В пустинните райони, чрез изграждане на жлебове в глинести зони - такири, атмосферните води се отклоняват към съседната зона на пясъка, където се създава леща от кацнала вода, съдържаща определен запас от прясна вода.

Гравитационни води - води в подземни резервоари, водни течения и тръби, когато не са напълно запълнени, както и подземни води, които имат свободна повърхност (водно огледало). Подземните безводни води се намират или в първия пропусклив слой от земната повърхност, образувайки кацнали и подпочвени води, или насищат пропускливия слой от скали, намиращ се между водоустойчивите скали (пластове), без да достигат водоустойчивия му покрив – т.н. -наречени междуслойни води със свободен поток. За практиката е важно нивото на безнапорната вода в подземните минни изработки (сондажи, кладенци, ями и др.) без изпомпване да се установява на дълбочината на поява на подпочвените води, за разлика от напорните води, чието ниво се установява под точката, където се отваря водоносният хоризонт.

Артезиански води (от името на френската провинция Артоа (лат. AMeBsht),където тези води се използват отдавна) - подземни води, затворени между слоевете на водоносния хоризонт и под хидравлично налягане. Срещат се предимно в предантропогенни отлагания, в големи геоложки структури, образуващи артезиански басейни.

Артезианските води, открити изкуствено, се издигат над покрива на водоносния хоризонт. При достатъчно налягане те се изливат на повърхността на земята, а понякога дори фонтан. Линията, свързваща маркировките на нивото на стабилно налягане в кладенците, образува пиезометрично ниво.

За разлика от подземните води, които участват в съвременния водообмен със земната повърхност, много артезиански води са древни и техният химичен състав обикновено отразява условията на образуване. Първоначално артезианските води са били свързани с коритообразни структури. Въпреки това условията, при които са се образували тези води, са много разнообразни; Те често могат да бъдат открити във флексуроподобни асиметрични моноклинални пластове. В много райони артезианските води са ограничени до сложна система от пукнатини и разломи.

В рамките на артезианския басейн се разграничават три области: доставка, налягане и изпускане (фиг. 45, 1). В зоната на подхранване водоносният хоризонт обикновено е повдигнат и дрениран, така че водите тук имат свободна повърхност; в областта на налягането нивото, до което водата може да се издигне, се намира над покрива на водоносния хоризонт. Вертикалното разстояние от върха на водоносния хоризонт до това ниво се нарича глава.

Прав релеф

Водоносни хоризонти

хоризонти

Водоустойчив

Ниво на водата

Ориз. 45. Артезиански басейн:

1 - диаграма на структурата на артезиански басейн: А- граници на разпространение на артезиански води: А- зона за хранене, b- зона на налягане, V- зона за разтоварване; б- граници на разпространение на подземните води; н- ниво на налягане над земната повърхност; // 2 - ниво на налягане под повърхността на земята; 2 - видове артезиански басейни (BSE).

За разлика от зоната на презареждане, където дебелината на водоносния хоризонт варира в зависимост от метеорологичните фактори, в зоната на налягане дебелината на артезианския хоризонт е постоянна във времето. На границата между зоната на подхранване и зоната на налягане, в зависимост от количеството на постъпващата атмосферна вода през различните сезони, може да възникне временен преход на вода със свободна повърхност в вода под налягане. В зоната на заустване водата достига земната повърхност под формата на издигащи се извори. Ако има няколко водоносни хоризонта, всеки от тях може да има собствено ниво, определено от условията на презареждане и водния поток. Когато синклиналната поява на слоеве съответства на депресии на релефа, налягането в долните хоризонти се увеличава; когато релефът се издига, пиезометричните нива на долните хоризонти се намират на по-ниски височини (виж фиг. 45, 2). Ако два водоносни хоризонта са свързани чрез сондаж или кладенец, тогава с обърнат релеф артезианската вода тече от горния хоризонт към долния.

Има артезиански басейн и артезиански склон (фиг. 46). В артезианския басейн зоната на презареждане е в съседство с зоната на налягане; по-нататък по посока на подземния поток има зона на изтичане на хоризонта на налягането. При артезиански склон последният се намира до зоната за хранене.

Зона за разтоварване

водоносни

Хидроизохипси --- Хидроизопиеза -

Посока на движение на водата

Ориз. 46. Диаграма на артезианския склон (ASS).

Всеки голям артезиански басейн съдържа води с различен химичен състав: от силно минерализирани саламурахлориден тип до пресни, слабо минерализирани води от хидрокарбонатен тип. Първите обикновено лежат в дълбоките части на басейна, вторите - в горните слоеве. Сладките води на горните водоносни хоризонти се образуват в резултат на инфилтрация на атмосферни валежи и процеси на излугване на скали. Дълбоките, силно минерализирани артезиански води са свързани с променени води на древни морски басейни.

Поради голямото разнообразие от хидрогеоложки условия артезианските басейни понякога се наричат ​​системи с водно налягане. Най-голямата водна помпена система в нашата страна е Западносибирският артезиански басейн с площ от 3 милиона км.

Артезиански басейн - басейн с подземни води в една или повече геоложки структури, съдържащ затворени водоносни хоризонти. Най-големите артезиански басейни в Русия са Западносибирският, Московският, Каспийският и др.; в чужбина – австралийски. Големи басейни с вода под налягане съществуват в Северна Африка, както и в източната част на Австралия.

Московски артезиански басейн- артезиански басейн, разположен в центъра на Източноевропейската равнина. В геоструктурно отношение принадлежи към югозападната част на Московската синеклиза. Площта на басейна е около 360 хиляди км. Водоносните комплекси са ограничени до дебелината на карбонатно-теригенни скали от ранен камбрий до кватернерна епоха, разположени върху нагънат кристален фундамент; в съответствие с общото потъване на основата от югозапад на североизток, дебелината на седиментните отлагания варира от 100-300 до 4000-4500 м. Московският артезиански басейн се характеризира с наличието на три вертикални зони, различаващи се по характеристиките на хидродинамичния и хидрохимични условия.

Горната зона - зона на интензивен водообмен (интензивен подземен поток) - се характеризира с добри условия за инфилтрация на атмосферни води, взаимодействие на отделни водоносни хоризонти и хидравлична връзка на подземните води с повърхностни водни течения и резервоари. Условията на подхранване, отток, оттичане и формиране на подземните водни ресурси са тясно свързани с характеристиките на релефа, климата и дренажния ефект на речната мрежа. Тази зона с дебелина 250-300 m съдържа предимно пресни (до 1 g/l) води от хидрокарбонатния клас.

По-долу има зона на труден водообмен, където движението на подпочвените води е много бавно поради голямата дълбочина, слабото влияние на речните канали и леката напуканост на скалите. Отстраняването на солите е трудно, в състава на водата преобладават сулфатите и хлоридите. Водите са солено-солени с минерализация от 5-10 до 50 g/l. Дебелината на зоната е 300-400 m.

В най-дълбоките части на артезианския басейн има зона на много бавен водообмен. Скоростта на движение на водата и процесите на промиване на скалите тук са незначителни, разработват се разсоли с висока концентрация - от 50 до 270 g / l, съставът на водата е хлорид, натрий, дебелината варира от 400-500 до 1600- 2000 m в най-провисналите части на котловината.

Пресните подземни води на басейна отдавна са един от източниците на водоснабдяване на Москва и целия Централен индустриален район на европейската част на Русия. Подземните водни ресурси на Московския артезиански басейн представляват до 40% от общите водни ресурси на басейна. 15-20% от валежите се използват за подхранване на водоносни хоризонти. Най-големите ресурси се намират във въглищни водоносни хоризонти, които се използват широко за питейни и промишлени цели.

За лечебни и балнеологични цели се използват солени води и саламура от зони на труден и бавен водообмен, свързани предимно с девонски и пермски отлагания (Стара Руса, Кашин и др.). Нискоминерализираните води (4 g/l) от хоризонтите на горния девон в Московска област са известни като „Московска минерална вода“.

Подземни саламура -подземни води, съдържащи разтворени минерали във високи концентрации. Според някои класификации към подземните разсоли се отнасят водите с минерализация над 50 g/l, според други - над 36 g/l (на базата на солеността на водите на Световния океан). Подземните саламури са широко разпространени в седиментни басейни, където обикновено се намират под сладки и солени води и са ограничени до най-дебелата част на седиментната покривка. Например в басейните на Източноевропейската платформа дебелината на зоната на пресни подпочвени води варира от 25 до 350 m, солена вода - от 50 до 600 m, солена вода - от 400 до 3000 m. Идентифицирани са и подземни саламура в седиментни слоеве, разположени под дъното на някои морета (Червено и Каспийско, Мексиканския залив и др.) И в шелфовете (например близо до полуостров Флорида), както и в зоната на хипергенно разрушаване на кристални щитове (Балтийско море , украински, канадски). В сухите райони подземните солени разтвори насищат дънните седименти на вътрешните дренажни резервоари (например солените езера Индер) и солените морски заливи и лагуни (Кара Богаз Гол, Бокана де Верила в Перу, себки по средиземноморското крайбрежие на Африка и Арабия) .

Според преобладаващия анион се разграничават хлоридни, сулфатни и хидрокарбонатни подземни разсоли. От тях само хлоридите (натрий, калций и магнезий) са широко разпространени. В солоносните седиментационни басейни, според условията на възникване, се разграничават надсолени, вътресолни и подсолни подземни разсоли (предсолените подземни разсоли са предимно натриеви, тяхната соленост не надвишава 300-320 g / l вътресолните и подсолните подземни разсоли обикновено са многокомпонентни, тяхната соленост е до 600 g/l l).

Подземните саламура се използват за получаване на готварска сол, йод, бром, литий; са потенциални суровини за добив на рубидий, цезий, бор и стронций. Някои подземни разсоли се използват за медицински цели под формата на саламура.

Термални води (френски) топлинна- топъл, от гръцки. термо-топлина, топлина) - подземни води на земната кора с температура 20 ° C и повече. Дълбочината на изотермата 20 °C в земната кора е от 1500-2000 m в райони на вечна замръзналост до 100 m или по-малко в субтропични райони; на границата с тропиците изотермата от 20 °C достига повърхността. В артезиански басейни на дълбочина 2000-3000 m, кладенци чешмяна вода с температура 70-100 ° C или повече. В планинските страни (например Алпите, Кавказ, Тиен Шан, Памир) термалните води излизат на повърхността под формата на множество горещи извори (температури до 50-90 ° C), а в районите на съвременния вулканизъм те се проявяват себе си под формата на гейзери и парни струи (тук кладенци на дълбочина 500-1000 m разкриват води с температура 150-250 ° C), които произвеждат пароводни смеси и пари, когато достигнат повърхността (Pauzhetka в Камчатка, Големите гейзери в САЩ, Уайракей в Нова Зеландия, Лардерело в Италия, гейзери в Исландия и др.).

Химическият, газовият състав и минерализацията на термалните води са разнообразни: от пресни и солени хидрокарбонатни и хидрокарбонатно-сулфатни, калциеви, натриеви, азотни, въглеродни двуокиси и сероводород до солени и солени хлоридни, натриеви и калциево-натриеви, азотни- метан и метан, на места сероводород.

От древни времена термалните води се използват за медицински цели (римски, таджикски, бани в Тбилиси). В Русия пресни азотни бани, богати на силициева киселина, се използват от известни курорти - Белокуриха в Алтай, Кулдур в Хабаровския край и др.; термални води с въглероден диоксид - курортите на Кавказките минерални води (Пятигорск, Железноводск, Есентуки), сероводород - курортът Со-чи-Мацеста (Сочи). В балнеологията термалните води се разделят на топли (субтермални) 20-37 °C, термални 37-42 °C и хипертермални - над 42 °C.

В райони на модерен и скорошен вулканизъм в Италия, Исландия, Мексико, Русия, САЩ и Япония работят редица електроцентрали, които използват прегрята термална вода с температура над 100 °C. В Русия и други страни (България, Унгария, Исландия, Нова Зеландия, САЩ) термалните води се използват и за отопление на жилищни и промишлени сгради, отопление на оранжерийни комплекси, плувни басейни и за технологични цели (Рейкявик се отоплява изцяло от топлината на термална води). В Русия е организирано топлоснабдяване за микрорайоните на градовете Кизляр, Махачкала, Черкеск; отопление на оранжерийни комплекси в Камчатка и Кавказ. При топлоснабдяването термалните води се разделят на нискотермални - 20-50 °C, термални - 50-75 °C, високотермални - 75-100 °C.

Минералните води са подземни (понякога повърхностни) води, характеризиращи се с високо съдържание на биологично активни минерални (по-рядко органични) компоненти и (или) притежаващи специфични физикохимични свойства (химичен състав, температура, радиоактивност и др.), Поради които влияят на терапевтичен ефект върху човешкото тяло. В зависимост от химичния състав и физичните свойства минералните води се използват като външно или вътрешно лечебно средство.

Закономерности на образуване и разпространение на минерални подземни води. Процесът на образуване на минералните води все още не е достатъчно проучен. При характеризиране на генезиса им се разграничава произходът на самата подземна вода, съдържащите се в нея газове и йонно-солевият състав.

Образуването на минерални води включва процеси на инфилтрация на повърхностни води, погребване на морска вода по време на седиментация, освобождаване на конституционална вода по време на регионален и контактен метаморфизъм на скалите и вулканични процеси. Съставът на минералните води се определя от историята на геоложкото развитие, характера на тектонските структури, литологията, геотермалните условия и други характеристики на територията. Най-мощните фактори, формиращи газовия състав на минералните води, са метаморфните и вулканичните процеси. Летливите продукти, отделяни при тези процеси (CCL, HC1 и др.), навлизат в подпочвените води и ги правят силно агресивни, като насърчават измиването на вместителните скали и формирането на химичния състав, минерализацията и газонасищането на водата. Йонно-солевият състав на минералните води се формира с участието на процеси на разтваряне на солоносни и карбонатни отлагания, катионен обмен и др.

Разтворените в минералните води газове служат като индикатори за геохимичните условия, при които е протекло образуването на тази минерална вода. В горната зона на земната кора, където преобладават окислителните процеси, минералните води съдържат газове от въздушен произход - азот, кислород, въглероден диоксид (в малки количества). Въглеводородни газове и сероводород показват редуцираща химическа среда, характерна за дълбоката вътрешност на Земята; високата концентрация на въглероден диоксид ни позволява да считаме, че водата се е образувала при метаморфни условия.

На повърхността на Земята минералните води се появяват под формата на извори, а също така се извличат от дълбините чрез сондажи (дълбочината може да достигне няколко километра). За практическо развитие са идентифицирани находища на подземни минерални води със строго определени експлоатационни запаси.

На територията на нашата страна и в чужбина се разграничават провинции на минерални води, всяка от които се отличава с хидрогеоложки условия, характеристики на геоложкото развитие, произход и физични и химични характеристики на минералните води.

Доста изолирани резервоарни системи на артезиански басейни са провинции от солени и солени води с разнообразен йонен състав с минерализация до 300-400 g/l (понякога до 600 g/l); те съдържат редуциращи газове (въглеводороди, сероводород, азот). Нагънатите региони и областите на подмладени платформи съответстват на провинции с въглеродни диоксидни минерални води (студени и термални) с различна степен на минерализация. Областите на проявление на най-новите тектонични движения принадлежат към провинцията на азотни, слабо минерализирани алкални, често силикатни термални води и др. Територията на Русия е особено богата на въглеродни диоксидни минерални води (Кавказка, Забайкалска, Приморска, Камчатка и други провинции ).

В зависимост от структурното местоположение и свързаните с него хидродинамични и хидрогеохимични условия в нашата страна се разграничават следните видове находища на минерални води: находища на платформени артезиански басейни (Кашинское, Старорусское, Тюменское, Сестрорецкое и др.); предпланински и междупланински артезиански басейни и склонове (Чартак, Налчик и др.); артезиански басейни, свързани със зони на възходящо изтичане на минерални води (Nagutskoye, Essentukskoye); пукнатинни вени води на хидрогеоложки масиви (Белокурихинское и др.); хидрогеоложки масиви, свързани със зони на възходящо изтичане на минерални води в хоризонтите на подземните води (Дарасунское, Шивандинское, Шмаковское и др.); подземни минерални води (Марциални води, Увилдинское, Кисегачское, Боровое и др.).

Лечебно действие на минералните води. Минералните води имат терапевтичен ефект върху човешкия организъм чрез целия комплекс от вещества, разтворени в тях, а наличието на специфични биологично активни компоненти (CO2, NgB, Ab и др.) и специални свойства често определят методите на тяхното лечебно използване. Основните критерии за оценка на лечебните свойства на минералните води в балнеологията са особеностите на техния химичен състав и физични свойства.

Минерализацията на минералните води, т.е. сумата от всички водоразтворими вещества - йони, биологично активни елементи (без газове), се изразява в грамове на 1 литър вода. Според минерализацията се различават

Имат нискоминерализирани минерални води (1-2 g/l), ниска (2-5 g/l), средна (5-15 g/l), висока (15-30 g/l) минерализация, солни минерални води (35-150 g/l) и силна саламура (150 g/l и повече). За вътрешно приложение обикновено се използват минерални води с минерализация от 2 до 20 g/l.

Според йонния си състав минералните води се делят на хлоридни (СН), хидрокарбонатни (НСО3~), сулфатни (ЕО/-), натриеви (14а), калциеви (Са-), магнезиеви (М^) в различни комбинации от аниони. и катиони. Въз основа на наличието на газове и специфични елементи се разграничават въглероден диоксид, сулфид (сероводород), азот, бромид, йодид, желязо, арсен, силиций, радиоактивен (радон) и др.. Въз основа на температурата студът (до 20 Разграничават се топли (20-37 ° C), горещи (термални, 37-42 ° C), много горещи (високо термални, 42 ° C и повече) минерални води. В медицинската практика се отдава голямо значение на съдържанието на органични вещества в нискоминерализираните води, тъй като тези вещества определят специфичните свойства на минералните води. Съдържание на тези вещества над 40 mg/l прави минералните води неподходящи за вътрешна употреба.

Разработени са специални стандарти, които позволяват да се оцени годността на природните води за пречистване (Таблица 40).

Таблица 40

Стандарти за класифициране на водата като минерална

Минералните води се използват в курортите за питейно лечение, бани, плуване в лечебни басейни, всички видове душове, както и за инхалации и гаргари при заболявания на гърлото и горните дихателни пътища, за напояване при гинекологични заболявания и др. Минералните води са използва се и външно.

Минералните води се използват вътрешно и в извънкурортни условия, когато се използват вносни бутилирани води. Сега в страната ни има безброй фабрики и цехове за бутилиране на минерална вода. Бутилираната вода е наситена с въглероден диоксид, за да се запазят нейните химични свойства и вкус. Водата трябва да е безцветна и абсолютно чиста. Лечението с бутилирана минерална вода трябва да се комбинира със спазване на определен режим, диета и използване на допълнителни терапевтични фактори (физиотерапия, медикаментозно лечение, хормонална терапия и др.).

Минералните води, предимно с ниска минерализация и съдържащи калциеви йони, имат изразен диуретичен (диуретичен) ефект и насърчават отстраняването на бактерии, слуз, пясък и дори малки камъни от бъбреците, бъбречното легенче и пикочния мехур. Употребата на минерална вода е противопоказана например при стеснение на хранопровода и пилора на стомаха, внезапен пролапс на стомаха, сърдечно-съдови заболявания, придружени с отоци, нарушена отделителна способност на бъбреците и др. Лечението с минерални води трябва да се извършва по лекарско предписание и под лекарско наблюдение.

Изкуствените минерални води се произвеждат от химически чисти соли, чийто състав съвпада със състава на естествените. Въпреки това не се постига пълна идентичност на състава на изкуствените и натуралните минерални води. Особени трудности възникват при симулирането на състава на разтворените газове и свойствата на колоидите. От изкуствените минерални води широко приложение намират само въглекисели, сероводородни и азотни води, които се използват предимно за бани. Централният институт по балнеология и физиотерапия (Москва) предложи методи за приготвяне на някои питейни минерални води с висока терапевтична стойност (Есентуки № 4 и 17, Боржоми, Баталинская). Всяка година се увеличава броят на балнеолечебните курорти и сондажите за минерални води.

Някои минерални води се използват като освежаваща, утоляваща жажда трапезна напитка, повишаваща апетита и се консумират вместо прясна вода, без медицински показания. В редица региони на Русия обикновената питейна вода е доста силно минерализирана и е разумно използвана като трапезна напитка. Като трапезни минерални води могат да се използват подземни води от натриево-хлориден тип с минерализация не по-висока от 4-4,5 g/l (за хидрокарбонатни води - около 6 g/l).