Модуль 7. Гидрогеология
Тема 1. Введение в гидрогеологию. Строение и состав подземной гидросферы

Гидрогеология – это наука, изучающая подземные воды и их взаимодействие с окружающей средой. Термин «гидрогеология» происходит от греческих слов: «гидро» – вода, «гео» – земля, и «логос» – учение. Но какую именно воду изучает гидрогеология?

Подземная гидросфера – одна из наиболее сложных и многогранных частей общей гидросферы Земли. Она включает воду в различных фазовых состояниях: жидком, твердом и парообразном, и обладает уникальной способностью переходить из одного состояния в другое при изменении условий окружающей среды.

Структура гидросферы Земли включает три основные части:
  1. Надземная гидросфера – атмосферные осадки, пары воды, содержащиеся в атмосфере.
  2. Наземная гидросфера – воды Мирового океана, рек, озер, болот, ледников, а также влага, находящаяся в почвах и живых организмах.
  3. Подземная гидросфера (гидрогеосфера) – вода, содержащаяся под поверхностью Земли в порах, трещинах и других пустотах горных пород.

Подземная гидросфера подразделяется на несколько зон:
  • Зона аэрации, где поры и трещины горных пород частично заполнены воздухом и водой.
  • Зона полного водонасыщения, где все поры полностью заполнены водой или флюидами, включающими растворенные газы и минералы.
  • Нижняя зона воды в надкритическом состоянии, в которой вода переходит в особое газово-жидкое состояние под воздействием высоких температур и давлений.

Подземные воды различают по способности к самостоятельному перемещению:
  • Связанная вода удерживается в породах различными физико-химическими силами и обычно неподвижна.
  • Свободная вода способна перемещаться под действием сил тяжести и градиентов давления.
  • Вода переходного типа удерживается умеренными силами и может двигаться при определенных внешних воздействиях.

Связанная вода подразделяется на химически и физически связанную. Химически связанная вода включается в кристаллическую решетку минералов, а физически связанная вода удерживается силами поверхностного взаимодействия.

Свободная вода представлена гравитационной и парообразной водой. Она активно участвует в круговороте воды на Земле, взаимодействуя с поверхностными водами, атмосферой и биосферой.

Гидрогеология тесно связана с другими науками:
  • Геологическими (минералогия, геохимия, тектоника), поскольку подземные воды участвуют в формировании горных пород и геологических процессов.
  • Географическими (гидрология суши, метеорология, почвоведение), поскольку вода является частью единого природного круговорота.
  • Химическими и физическими науками (гидравлика, термодинамика), изучающими движение и химический состав воды.
  • Биологическими науками, поскольку подземные воды содержат микроорганизмы и участвуют в экосистемах.
  • Экологическими и социальными науками, так как состояние подземных вод влияет на качество жизни и здоровье людей.

История гидрогеологии насчитывает несколько этапов:
  • Этап зарождения (до середины XIX века) характеризуется первыми представлениями и практическим использованием подземных вод.
  • Этап становления (середина XIX – середина XX века) включает формирование теоретических основ и первые систематические исследования.
  • Современный этап (с середины XX века до наших дней) отличается активным развитием методов моделирования и расширением практического применения гидрогеологических знаний.

Современная гидрогеология разделяется на теоретические и прикладные направления:
  • Теоретические направления (гидрогеодинамика, гидрогеохимия, гидрогеотермия и региональная гидрогеология) изучают фундаментальные свойства и процессы подземных вод.
  • Прикладные направления (поиски и разведка водных ресурсов, инженерная гидрогеология, экологическая гидрогеология и другие) решают конкретные практические задачи в области водоснабжения, строительства и охраны окружающей среды.

Таким образом, гидрогеология представляет собой комплексную науку, значимую не только в теоретическом, но и в практическом плане, играя важную роль в устойчивом развитии общества и охране окружающей среды.
Тема 2. Происхождение гидросферы и круговорот воды на Земле

Гидросфера Земли – уникальная водная оболочка нашей планеты, формирование которой началось практически одновременно с образованием самой Земли около 4,5 миллиардов лет назад. Исследования показывают, что уже 3,8 млрд лет назад на Земле существовали простейшие водные организмы, свидетельствующие о наличии устойчивой гидросферы в то время.

Основные гипотезы происхождения гидросферы:
  1. Магматическая гипотеза (ювенильные воды): Вода формировалась из газов и паров, выделяющихся из мантии при её плавлении и дегазации. Вначале она находилась в надкритическом состоянии и постепенно конденсировалась, образуя первичную воду Земли.
  2. Метеоритная гипотеза: Часть ученых считает, что вода была доставлена на Землю с кометами и астероидами, которые в большом количестве падали на планету на ранних этапах её существования.

Большинство исследователей склоняется к первой версии, считая мантийную воду главным источником формирования гидросферы.

Круговорот воды на Земле:

После формирования первых континентов в протерозое начался гидрологический цикл – регулярный круговорот воды, охватывающий атмосферу, биосферу, поверхность и подземные слои Земли.

Большой гидрологический цикл включает:
  • Испарение воды с поверхности океанов;
  • Перенос влаги в атмосфере на сушу;
  • Выпадение осадков на континентах;
  • Поверхностный и подземный сток воды обратно в океан.

Виды подземного стока:
  • Местный подземный сток – движение воды на небольших глубинах (до 1500 м), с периодами водообмена от нескольких до десятков лет.
  • Глубокий региональный сток – на глубинах до нескольких километров, с периодами водообмена от сотен до тысяч лет.

Помимо большого круга, выделяют:
  • Малый (океанический) цикл – водообмен над поверхностью океана.
  • Внутренний (континентальный) цикл – круговорот над материками.

Происхождение подземных вод:

Экзогенные (метеогенные) воды:
  • Инфильтрационные – формируются при просачивании атмосферных осадков.
  • Конденсационные – возникают из водяного пара в порах горных пород.
  • Криологические – образуются при таянии вечной мерзлоты.

Эндогенные (геологические) воды:
  • Седиментогенные (элизионные) – вода, захороненная и отжатая из осадочных пород при их уплотнении.
  • Метаморфические – образуются при дегидратации минералов во время метаморфизма пород на больших глубинах.
  • Магматические – выделяются непосредственно из магмы при её кристаллизации.

Водный баланс гидрологического цикла:

Важнейшей характеристикой водообмена является водный баланс, уравнение которого отражает поступление и расход воды за определённый период времени. В многолетнем масштабе водный баланс Земли практически замкнут.

Уравнение водного баланса для участка суши представляется в виде формулы:
О + К ± ΔR ± ΔUG - ЕТ = ± ΔV
где:
  • О – атмосферные осадки;
  • К – конденсационная влага;
  • ΔR – поверхностный приток и отток воды;
  • ΔUG – глубокий подземный приток и отток;
  • ЕТ – эвапотранспирация (физическое испарение и транспирация растениями);
  • ΔV – изменение общего объема воды на территории.

Факторы, влияющие на водный баланс:
  • Климатические условия;
  • Рельеф территории;
  • Геологическое строение;
  • Растительность и хозяйственная деятельность человека.

Таким образом, подземные воды играют ключевую роль в гидрологическом цикле, выступая не только как резервуар и транспортёр воды, но и активно взаимодействуя с атмосферными и поверхностными водами, влияя на формирование климата и ландшафта Земли.
Тема 3. Водно-физические свойства горных пород

Гидрогеология изучает подземные воды, способные перемещаться через пустоты горных пород. Горные породы характеризуются двумя ключевыми водно-физическими (коллекторскими) свойствами:

  • ёмкостью (способностью вмещать воду);
  • проницаемостью (способностью пропускать воду).

Ёмкостные свойства

Основная характеристика ёмкости горных пород – это пустотность (скважность), которая количественно выражается общей пустотностью (n):

$n = \frac{V_0}{V_п}$

где $V_0$ – объём пустот, $V_п$ – общий объём породы.

Типы пустотности горных пород:

1. Пористость – характерна для рыхлых осадочных пород (пески, глины). Пористость зависит от плотности упаковки, гранулометрического состава и формы частиц. Максимальная пористость достигается при наименее плотной упаковке частиц (до 47,6%), минимальная – при плотной упаковке (около 26%).

Формула для пористости кубической упаковки:

$n = 1 - \frac{\pi}{6} \approx 47.6\%$

2. Трещиноватость – типична для кристаллических магматических и метаморфических пород. Трещины могут возникать в результате различных процессов (тектонических, экзогенных).

3. Кавернозность – образуется при растворении легкорастворимых пород (карстовые процессы).

Виды пустот по размерам:

  • Сверхкапиллярные (> 0,5 мм);
  • Капиллярные (0,002–0,5 мм);
  • Субкапиллярные (< 0,002 мм).

Активная пористость ($n_a$) – часть общей пористости, доступная для свободного движения воды:

$n_a = \frac{V_a}{V_п}$

Влажность и влагоемкость пород

Влажность – это текущее содержание воды в породе. Различают объёмную и весовую влажность:

$\omega = \frac{V_в}{V_п}, \quad \omega_в = \frac{m_в}{m_с}$

где $V_в$, $m_в$ – объём и масса воды, $m_с$ – масса минеральной части породы.

Влагоёмкость – максимально возможное количество воды в породе, выражаемое разными типами:

  • Гигроскопическая – вода, прочно удерживаемая адсорбцией.
  • Молекулярная – суммарное содержание прочно и рыхлосвязанной воды.
  • Капиллярная – общая величина связанной и капиллярной воды.
  • Полная – суммарная ёмкость всех видов воды.

Недостаток насыщения ($\mu_н$) – показывает количество свободного пространства, доступного для воды:

$\mu_н = \omega_0 - \omega_e$

где $\omega_0$ – полная влагоёмкость, $\omega_e$ – естественная влажность.

Водоотдача ($\mu$) – характеризует максимальный объём воды, который может свободно гравитационно вытечь:

$\mu = \frac{V_Г}{V_П}$

где $V_Г$ – объём воды, свободно вытекающей, $V_П$ – общий объём породы.

Балансовая формула водоотдачи:

$\mu = \omega_0 - \omega_n$

где $\omega_n$ – наименьшая влагоёмкость.

Проницаемость горных пород

Проницаемость характеризует способность породы пропускать воду под действием силы тяжести и давления.

Основные параметры проницаемости:

  • Коэффициент фильтрации (k, м/сут);
  • Коэффициент проницаемости (k\_П, м²).

Связь коэффициента фильтрации и коэффициента проницаемости:

$k = k_П \frac{\rho g}{\eta}$

где $\rho$ – плотность воды, $g$ – ускорение свободного падения, $\eta$ – вязкость жидкости.

Классификация пород по водопроницаемости:

  • Очень хорошо проницаемые: k = 100–1000 м/сут (галечники);
  • Хорошо проницаемые: k = 10–100 м/сут (крупнозернистые пески);
  • Проницаемые: k = 1–10 м/сут (мелкозернистые пески);
  • Слабопроницаемые: k = 0,1–1 м/сут (глинистые пески);
  • Почти непроницаемые: k < 0,001 м/сут (глины);
  • Абсолютно непроницаемые: k = 0 (каменная соль).

Эмпирическая зависимость между водоотдачей и коэффициентом фильтрации для песчаных пород (формула Бецинского):

$\mu = 0,117 \sqrt{k}$

Таким образом, водно-физические свойства горных пород существенно определяют гидрогеологические условия и процессы, оказывая влияние на возможность хранения и движение подземных вод.
Тема 4. Характеристика водопроницаемости основных типов горных пород

Гидрогеологические свойства горных пород, в первую очередь, определяются характером их пустотного пространства — его типом (поровым, трещинным, каверновым), объемом и связностью. Эти параметры оказывают прямое влияние на способность пород накапливать и фильтровать воду. В зоне полного водонасыщения (ниже уровня грунтовых вод) все поры, трещины и каверны заполнены водой, что делает вопрос проницаемости особенно значимым.

Породы с высокой пористостью и/или развитой трещиноватостью называются водоносными (водовмещающими). Они обладают высокой фильтрационной способностью (проницаемостью). Породы с малой пустотностью, наоборот, считаются слабопроницаемыми (условно водоупорными).

Осадочные дисперсные породы

1.1 Аллювиальные отложения

Аллювий — это отложения, сформированные деятельностью рек. Их состав и проницаемость зависят от рельефа, скорости потока и истории осадконакопления. Основные характеристики:
  • В равнинных условиях: переслаивание песков, супесей, суглинков; коэффициент фильтрации: k=1−10k = 1 - 10 м/сут.
  • В горных районах: преобладают валунники и галечники; kk может достигать 1000 м/сут.

1.2 Делювиально-пролювиальные отложения
  • В равнинах: мощность первых метров, низкая проницаемость k=0.01−0.1k = 0.01 - 0.1 м/сут.
  • В горах: крупнообломочный материал в предгорных шлейфах; k=10−1000k = 10 - 1000 м/сут.

1.3 Озерные и озерно-ледниковые отложения
Характеризуются тонкодисперсным составом, малой мощностью и низкой проницаемостью k=0.001−0.01k = 0.001 - 0.01 м/сут.

1.4 Ледниковые (моренные) отложения
Представлены смесью глин, суглинков, гальки и валунов. Водопроницаемость низкая: k=0.001−0.01k = 0.001 - 0.01 м/сут.

1.5 Водно-ледниковые (флювиогляциальные) отложения
Характерны для зандровых равнин. Содержат разнозернистые пески, гравий, гальку. k=1−100k = 1 - 100 м/сут.

1.6 Эоловые отложения
  • Пески: хорошо отсортированы, но часто расположены в зоне аэрации (не полностью водонасыщены); k≈10k \approx 10 м/сут.
  • Лёссы: в сухом состоянии проницаемы k≈1k \approx 1 м/сут, при увлажнении уплотняются и становятся слабопроницаемыми.

1.7 Морские глины
Преимущественно плотные, пластичные, плохо проницаемые k<0.001k < 0.001 м/сут. Могут развивать трещиноватость при дегидратации.

Скальные осадочные породы

2.1 Терригенные отложения (песчаники, алевролиты, аргиллиты)
  • Песчаники могут быть как водоносными, так и слабопроницаемыми в зависимости от степени цементации и трещиноватости: k=0.1−1.0k = 0.1 - 1.0 м/сут.
  • Аргиллиты и алевролиты в основном слабо проницаемы k=0.001−0.1k = 0.001 - 0.1 м/сут.

2.2 Морские карбонатные и сульфатные породы (известняки, доломиты, гипсы)
  • Трещинно-карстовый тип проницаемости.
  • Могут иметь зоны высокой проницаемости k=0.1−1000k = 0.1 - 1000 м/сут.
  • Характерна анизотропия проницаемости из-за развития карста и направленного раскрытия трещин.

2.3 Мергели, опоки, мел
  • Более пластичные и однородные, трещиноватость ограничена.
  • k=0.01−1.0k = 0.01 - 1.0 м/сут.

2.4 Каменные соли (галиты)
  • Непроницаемые (k≈0k \approx 0) из-за отсутствия пустотности и трещин.

Магматические и метаморфические породы

  • В основном слаботрещиноватые, характеризуются низкой проницаемостью k=0.00001−0.1k = 0.00001 - 0.1 м/сут.
  • В зонах разломов и тектонических нарушений могут достигать k=100k = 100 м/сут.

Факторы, повышающие проницаемость:
  • Поверхностная выветрелость (экзогенная трещиноватость);
  • Разломы и тектонические зоны;
  • Криогенные процессы в многолетнемерзлых зонах.

Вывод:
Понимание происхождения породы, её текстурных и структурных особенностей, а также условий залегания позволяет предсказывать её водопроницаемость. Эта информация важна для решения задач водоснабжения, строительства, геологоразведки и охраны подземных вод.
Формула расчета фильтрационного потока:
Q=k⋅I⋅FQ = k \cdot I \cdot F
где:
  • QQ — расход воды, м³/сут;
  • kk — коэффициент фильтрации, м/сут;
  • II — гидравлический градиент;
  • FF — площадь фильтрации, м².
Тема 5. Физические и химические свойства подземных вод

Строение молекулы воды и водородные связи

Молекула воды (H₂O) имеет плоскую структуру, напоминающую равнобедренный треугольник, с углом между водородными атомами 104°31′. Это делает её полярной: атом кислорода несет частичный отрицательный заряд, а водороды — положительный. Благодаря этой дипольной структуре молекулы воды способны образовывать водородные связи между собой, что обусловливает аномальные свойства воды.

Агрегатные состояния воды

Вода — единственное вещество на Земле, которое может находиться в природных условиях во всех трех агрегатных состояниях:
  • Лёд: кристаллическая структура, плотность ≈ 0.92 г/см³.
  • Жидкая вода: наиболее плотная при 4 °C (0.99797 г/см³).
  • Пар: неупорядоченная структура, состоящая из отдельных молекул.

Физические свойства воды

Плотность
Плотность воды максимальна при температуре 4 °C. При замерзании объем увеличивается на ≈10%, что объясняет плавучесть льда.

Диэлектрическая проницаемость
Диэлектрическая проницаемость воды достигает 80–81 при 25 °C — намного выше, чем у других жидкостей. Это обеспечивает высокую растворяющую способность воды.

Теплоемкость и теплота фазовых переходов
Вода обладает высокой теплоемкостью и требует большого количества энергии для фазовых переходов, что позволяет ей стабилизировать температурный режим геологических систем.

Поверхностное натяжение
Вода обладает максимальным поверхностным натяжением среди жидкостей (кроме ртути), что обеспечивает капиллярные эффекты.

Электропроводность
Даже дистиллированная вода обладает электропроводностью из-за диссоциации на ионы H⁺ и OH⁻. Электропроводность увеличивается с ростом минерализации и лежит в основе действия солемеров.

Сжимаемость
Сжимаемость воды выражается уменьшением объема под давлением. Коэффициент сжимаемости зависит от температуры, давления и химического состава и составляет 2.5–5 × 10⁻⁶ 1/Па.

Вязкость
Вязкость воды уменьшается с ростом температуры, но увеличивается при повышении содержания солей и давлении. При 20 °C вязкость чистой воды равна 1 сантипуазу (1 сП = 10⁻³ Па·с).

Органолептические свойства воды

  • Мутность: отсутствие взвесей делает большинство подземных вод прозрачными.
  • Цветность: зависит от присутствия растворимых соединений и органических веществ.
  • Запах и вкус: обусловлены растворенными газами и соединениями. Основные вкусы — соленый, кислый, сладкий, горький.
  • Температура: варьирует от –5 °C (в многолетнемерзлых породах) до +370 °C (в глубоких гидротермах).

Химический состав подземных вод

Подземные воды содержат:
  1. Минеральные вещества
  2. Органические соединения
  3. Растворенные газы

Минерализация — сумма всех растворенных веществ (г/л). Классификация:
  • Пресные: до 1 г/л
  • Солоноватые: 1–25 г/л
  • Солёные: 25–50 г/л
  • Рассолы: >50 г/л

Сухой остаток — масса нелетучих веществ после выпаривания и высушивания воды.

Водородный показатель (pH):
pH=−log⁡[H+]\text{pH} = -\log[H^+]
Для грунтовых вод: 6.4–7.5. По ГОСТ: допустимый диапазон 6.0–9.0.

Жесткость воды — определяется концентрацией Ca²⁺ и Mg²⁺. Общая жесткость:
H=[Ca2+]+[Mg2+]в мг-экв/лH = [Ca^{2+}] + [Mg^{2+}] \quad \text{в мг-экв/л}
Питьевой стандарт: ≤7 мг-экв/л.

Органические вещества

Источники: гумус, нефтяные залежи, почвы. Основные классы — углеводороды, органические кислоты, фенолы и пр. Наиболее важны гумусовые кислоты. Содержание может достигать 3000 мг/л в нефтеносных пластах.

Растворенные газы

Состав зависит от глубины, давления и температуры. В поверхностных горизонтах преобладают O₂, N₂, CO₂; в глубинных — CH₄, H₂S, He. Газонасыщенность выражается в мл/л.

Основные процессы формирования состава подземных вод

  • Осаждение карбонатов: CaCO₃, FeCO₃
  • Подкисление: CO₂ + H₂O → H₂CO₃
  • Ионный обмен: Na-порода + Ca-вода ↔ Ca-порода + Na-вода
  • Выщелачивание водовмещающих пород
  • Смешение вод различных горизонтов
Формы представления химического состава

  • Весовая: мг/л, г/л
  • Эквивалентная: мг-экв/л
  • Процент-эквивалентная: % экв.
  • Живое вещество подземных вод

Микрофлора включает бактерии, водоросли, вирусы. Выделяют два направления:
  • Санитарное — изучение патогенной микрофлоры
  • Биохимическое — роль бактерий в формировании состава вод

Хемотрофные бактерии участвуют в окислении и восстановлении соединений, включая:
  • Сульфаторедукцию
  • Нитратредукцию
  • Окисление органических веществ

Эти организмы активны в широком диапазоне температур и давлений и играют важную роль в геохимической эволюции подземных вод.
Тема 6. Энергетические характеристики фильтрации и напор подземных вод

Движение подземных вод и энергия потока

Подземные воды обладают высокой подвижностью среди геологических сред и участвуют в гидрологическом и геологическом круговоротах воды. Наиболее значимым с практической точки зрения является гравитационное движение капельно-жидких (свободных) подземных вод, происходящее в зоне полного водонасыщения под действием силы тяжести и градиента давления. Этот процесс называется фильтрацией (геофильтрацией).

Фильтрация происходит только в активной части пустотного пространства, характеризуемой активной пористостью. Она исключает движение связанной и капиллярно-неподвижной воды.
Движение воды требует затрат механической энергии для преодоления внутренних (вязкость воды) и внешних (трение воды о стенки породы) сил сопротивления. Мера энергии, которой обладает вода в каждой точке — это напор.

Напор подземных вод

Напор — это мера механической энергии единицы объема воды в данной точке. Он выражается в единицах длины (метрах) и состоит из двух компонентов:
  • Гидростатический напор Hст: потенциальная энергия положения и давления
  • Гидродинамический напор Hдин: кинетическая энергия движения воды

Полный напор:
H = Hст + Hдин

Гидростатический напор
Гидростатический напор включает:
  • высоту положения точки Z над выбранной плоскостью сравнения;
  • пьезометрическую высоту hp, которая отражает избыточное давление в жидкости:
Hст = Z + hp

Пьезометрическая высота определяется по формуле:
hp = P / (ρ · g)
где:
P — избыточное давление, Па
ρ — плотность воды, кг/м³
g — ускорение свободного падения, м/с²

Физически, hp измеряется с помощью пьезометра — открытой трубки, в которой высота столба воды равна величине давления.

Полная формула гидростатического напора:
H = Z + P / (ρ · g)

Гидродинамический напор
Гидродинамический (или скоростной) напор характеризует кинетическую энергию воды:
Hдин = v² / (2 · g)

Однако в гидрогеологии, где скорости движения воды составляют доли мм/с или метры в сутки, Hдин настолько мал, что его можно не учитывать:
H ≈ Hст
Пример: при скорости 1 м/сут (≈ 1.16 × 10⁻⁵ м/с):
Hдин ≈ 6.8 × 10⁻¹² м

Градиент напора и направление движения воды

Движение подземных вод происходит от точек с большим напором к точкам с меньшим напором. Разница напоров (ΔH = H1 − H2) определяет направление потока.
Факторы, влияющие на ΔH:
  • Разница в высоте (гравитационный потенциал): Z1 − Z2
  • Разница в давлениях: P1 − P2
  • Разница в плотности воды: ρ1 − ρ2

Формула разности напоров:
ΔH = (P1 / (ρ1 · g) + Z1) − (P2 / (ρ2 · g) + Z2)

Для поддержания фильтрации необходимо постоянное питание (приток) и разгрузка (отток) воды. Без этого напоры выравниваются, и движение прекращается. Постоянство круговорота воды на планете обеспечивает непрерывность движения подземных вод.

Практические выводы:

  • Напор — это мера энергетического состояния воды, выраженная в метрах.
  • Разность напоров определяет направление движения: вода движется от более высокого напора к меньшему.
  • Основные компоненты напора: пьезометрическая высота hp и высота положения Z.
  • Скоростной напор в гидрогеологии практически не учитывается из-за крайне малых значений.
  • Поддержание движения требует открытой системы — поступления и оттока воды.

Таким образом, понимание физических основ фильтрации через величину напора позволяет оценивать энергетическое состояние подземных вод и прогнозировать направление их движения, что является основой для моделирования, проектирования водозаборов и анализа водоносных систем.
Тема 7. Элементы гидрогеологического разреза. Грунтовые и межпластовые воды. Типы подземных вод

Напоры в гидрогеологическом разрезе: грунтовые и межпластовые воды

Гидрогеологический разрез в зоне полного водонасыщения представляет собой чередование водоносных и слабопроницаемых отложений. Эти слои характеризуются различным поровым давлением и высотным положением, что определяет напор воды в каждой точке.

Поровое давление — это давление воды, находящейся в порах или трещинах породы. Оно измеряется относительно атмосферного давления и растёт с глубиной за счёт веса вышележащей воды и пород.

Грунтовые воды:
  • Расположены сразу под зоной аэрации до кровли первого слабопроницаемого слоя.
  • Имеют свободную поверхность — границу между зоной аэрации и зоной водонасыщения, на которой действует только атмосферное давление.
  • Напор грунтовых вод определяется высотой свободной поверхности: H = Z, так как hp = 0.
  • Являются безнапорными (или субнапорными, если перекрыты маломощными суглинками).

Межпластовые воды:
  • Содержатся в водоносных слоях, перекрытых и подстилаемых слабопроницаемыми отложениями.
  • Имеют избыточный напор, обусловленный весом вышележащих пород.
  • Пьезометрическая поверхность — воображаемая поверхность, на которую поднимется уровень воды в скважине, вскрывшей межпластовый горизонт.
  • Напор определяется по формуле: H = hp + Z, где hp > 0.

Пьезометрические поверхности межпластовых и свободные поверхности грунтовых вод, как правило, не совпадают. Их различие обусловлено разницей в глубине залегания, внешнем давлении и гидравлических характеристиках пород.

Перетекание — это вертикальное движение воды через слабопроницаемые отложения, возникающее при наличии разности напоров между водоносными горизонтами.

Гидрогеологическая роль слабопроницаемых отложений:
  • Гидравлически разобщают водоносные горизонты.
  • Ограничивают и направляют фильтрационные потоки.
  • Участвуют в вертикальном водообмене (перетекании).

Элементы гидрогеологического разреза

Гидрогеологическая стратификация — деление разреза на водоносные и разделяющие (слабопроницаемые) отложения, основанное на водопроницаемости, а не только на литологии и возрасте пород.

Основные элементы слоистых и промежуточных разрезов:
  • Водоносный слой: локальный участок породы с однородной пустотностью и проницаемостью.
  • Водоносный горизонт: система связанных водоносных слоёв, характеризующихся единым типом фильтрационного пространства и общей пьезометрической или свободной поверхностью.
  • Слабопроницаемый (разделяющий) пласт: прослои с резко пониженной проницаемостью, гидравлически разобщающие горизонты.

Для массивных разрезов:
  • Водоносные зоны трещиноватости: формируются в результате экзогенных, тектонических или глубинных процессов.
  • Слабопроницаемые блоки: монолитные, слаботрещиноватые участки пород.

Региональные элементы:

  • Водоносный комплекс: объединяет несколько горизонтов, частично связанных между собой через литологические окна или фациальные переходы.
  • Слабопроницаемая толща: мощные, преимущественно непроницаемые отложения.
  • Водоносная серия: наибольшая единица, охватывающая комплексы и горизонты единого генезиса (например, карбонатная).

Типы подземных вод

По происхождению:
  • Экзогенные: инфильтрационные, конденсационные, криогенные.
  • Эндогенные: седиментогенные, метаморфогенные, магматогенные (ювенильные).

По условиям залегания:
  • Зона аэрации
  • Грунтовые воды
  • Межпластовые воды
  • Воды трещиноватости (поверхностной, тектонической, глубинной)

По типу фильтрационного пространства:
  • Поровые
  • Трещинные (включая пластово-трещинные, трещинно-жильные и трещинно-карстовые)

Также применяются классификации по химическому составу, температуре, возможностям использования и др.

Гидрогеологический разрез — это сложная система взаимосвязанных водоносных и слабопроницаемых слоев, в которых формируются разнообразные типы подземных вод. Характер распределения напоров определяет как направления движения воды, так и возможности её эксплуатации и защиты.
Тема 8. Закон Дарси и характеристики фильтрационного потока

Фильтрационный поток

Фильтрация подземных вод в реальных условиях происходит в порово-трещиноватых средах, которые обладают сложной микроструктурой: извилистые каналы, замкнутые поры, неоднородное распределение размеров пустот. Для упрощённого описания применяют концепцию осреднённого фильтрационного потока — условного движения воды через всё поперечное сечение породы (включая минеральную часть).

Расход фильтрационного потока (Q) — это объём воды, проходящий через поперечное сечение F в единицу времени:
Q = V / Δt
При этом площадь поперечного сечения F определяется:
  • для безнапорного горизонта: F = B · h
  • для напорного горизонта: F = B · m
  • где B — ширина, h — мощность потока, m — мощность напорного горизонта.

Закон Дарси

Анри Дарси в 1856 году экспериментально установил, что расход фильтрационного потока прямо пропорционален площади поперечного сечения и градиенту напора:
Q = k · F · I
где:
k — коэффициент фильтрации (м/сут);
I — градиент напора = (H₁ − H₂) / l
H — напор, l — длина пути фильтрации.

Также можно записать закон Дарси через скорость фильтрации (v):
v = Q / F = k · I

Скорость фильтрации — это условная скорость, характеризующая объём воды, проходящей через полное сечение породы. Она не отражает реальную скорость движения воды.

Лабораторное подтверждение закона Дарси

Опыты в колонне, заполненной насыщенным песком, с пьезометрами на разных уровнях, показали:
  • при постоянном расходе Q и установившемся потоке напоры H стабилизируются;
  • градиент напора остаётся постоянным между любыми двумя пьезометрами;
  • зависимость v от I — линейна, v = k · I.

На графике зависимости v(I) угловой коэффициент прямой соответствует коэффициенту фильтрации k. Чем выше проницаемость, тем выше k и ниже I при фиксированном Q.

Коэффициент фильтрации и проницаемости

Коэффициент фильтрации (k) — это скорость фильтрации при единичном градиенте напора (I = 1).

Если в том же опыте использовать другую жидкость, значение k изменится, поскольку оно зависит от свойств жидкости. Поэтому для характеристики исключительно породы используют коэффициент проницаемости (kп):
kп = (η / ρ · g) · k
где:
η — динамическая вязкость;
ρ — плотность жидкости;
g — ускорение свободного падения.

Для большинства гидрогеологических расчётов в верхней части водоносных горизонтов используют k, а для условий высокой минерализации и температур — kп.

Примерная классификация пород по проницаемости:
  • Очень хорошо проницаемые: k = 100–1000 м/сут (галечники, сильнотрещиноватые породы)
  • Хорошо проницаемые: 10–100 м/сут
  • Проницаемые: 1–10 м/сут
  • Слабо: 0.1–1 м/сут
  • Весьма слабо: 0.001–0.1 м/сут
  • Почти непроницаемые: < 0.001 м/сут
  • Абсолютно непроницаемые: k ≈ 0 (каменная соль, мерзлые породы)

Ограничения закона Дарси

Закон Дарси работает в условиях ламинарного течения. При турбулентном режиме (высокие скорости) потери напора пропорциональны квадрату скорости:
v = k₁ · I + k₂ · I²

При очень низких скоростях (ультратонкие поры, вязкость) появляется порог начального градиента I₀:
v = k · (I − I₀)^n

Действительная скорость фильтрации

Скорость фильтрации — условная. Реальная (действительная) скорость u выше, так как вода движется не через всё сечение породы, а только через активное пустотное пространство.

Активная пористость:
na = Fa / F = Va / V

Истинная скорость:
u = v / na

Следовательно, u > v и применяется, например, при расчётах миграции загрязнений.

Закон Дарси — фундаментальный закон фильтрации, аналогичный закону Ома в электричестве и закону Фика в диффузии. Он позволяет описывать и рассчитывать фильтрационные потоки, оценивать проницаемость пород и прогнозировать поведение подземных вод в различных условиях.
Тема 9. Поток подземных вод и гидрогеодинамическая сетка

1. Поток и режим

Поток подземных вод — ограниченный элемент гидрогеосферы, внутри которого движение имеет единое направление.

Энергетические характеристики в любой точке потока
• напор H (м);
• скорость фильтрации v (м/сут);
• расход Q (м³/сут).

Режимы потока

Тип

Изменение во времени

Нестационарный

H = H(t) ; v = v(t) ; Q = Q(t)

Стационарный

∂H/∂t=∂v/∂t=∂Q/∂t=0;

Квазистационарный

производные по времени постоянны


2. Пространственная структура
Компоненты скорости выражаются дифференциальной формой закона Дарси
vx=−kx ∂H∂x,vy=−ky ∂H∂y,vz=−kz ∂H∂z.

3. Гидрогеодинамическая сетка (ГДС)
  • Гидроизогипсы/гидроизопьезы — линии равного напора.
  • Линии тока — касательные к вектору v⃗; ортогональны изолиниям.
  • Лента тока — пространство между двумя линиями тока.
  • Отсек — часть ленты между двумя изолиниями.

Свойства:
  1. Ортогональность: v⃗⊥ изолиниям.
  2. Конформность: при фиксированных ΔH,k,m отношение l/b=const.

4. Упрощения
  • Предпосылка Дюпюи (горизонтальные горизонты): ∂H/∂z≈0⇒vz≈0.
  • Предпосылка перетекания (разделяющие пласты): ∂H/∂x,∂H/∂y≈0⇒vz≫vx,vy.

5. Проводимость и удельный расход
Для линейного (планового) потока удельный расход
q=QB=T I
  • Напорный горизонт: T=k m.
  • Безнапорный: T=k h, где h — текущая мощность обводненной толщи.
Если горизонт слоистый,
T = Σ(kᵢ·mᵢ) ; k_ср = Σ(kᵢ·mᵢ) / m.

6. Перетекание
Через слабопроницаемый пласт мощности m0m_0 вертикальная скорость
v₀ = k₀·I₀ = k₀·(Hк − Hп) / m₀ = χ₀·ΔH₀,
где k₀ – фильтрационная проницаемость пласта; χ₀ = k₀ / m₀ – удельная вертикальная проводимость; ΔH₀ – разность напоров между кровлей (К) и подошвой (П) пласта.

7. Применение ГДС
  • Прогноз миграции загрязнений: траектории загрязнённой воды следуют по линиям тока.
  • Выявление зон питания и разгрузки: сгущение изолиний указывает на разгрузку, разрежение – на питание.
  • Размещение наблюдательных скважин: оптимально вблизи линий тока для контроля качества воды.
Домашнее задание
Построить гидродинамическую сетку потока подземных вод в прибортовой части массива для вашего объекта добычи ТПИ
Файл