На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


реферат Гидрогеология

Информация:

Тип работы: реферат. Добавлен: 13.10.2012. Сдан: 2012. Страниц: 17. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


?Гидрогеология — наука о подземных водах. Подземными называются воды, находящиеся ниже поверхности земли, приуроченные к различным горным породам и заполняющие поры, трещины и карстовые пустоты. Гидрогеология изучает происхождение и развитие подземных вод, условия их залегания и распространения, законы движения, процессы взаимодействия подземных вод с вмещающими горными породами, физические и химические свойства подземных вод, их газовый состав; занимается изучением вопросов практического использования подземных вод для питьевого и хозяйственно-технического водоснабжения, а также разработкой мероприятий по борьбе с подземными водами при строительстве и эксплуатации различных объектов, ведении горных работ и др.
Подземные воды находятся в сложной взаимосвязи с горными породами, слагающими земную кору, изучением которых занимается геология; поэтому геология и гидрогеология неразрывно связаны между собой, о чем свидетельствует и само название рассматриваемой науки.
Гидрогеология охватывает значительный круг вопросов, изучаемых другими науками, и находится в тесной связи с метеорологией, климатологией, гидрологией, геоморфологией, почвоведением, литологией, тектоникой, геохимией, химией, физикой, гидравликой, гидродинамикой, гидротехникой, горным делом и др.
Значение подземных вод в геологических процессах исключительно велико. Под влиянием подземных вод изменяются состав и строение горных пород (физическое и химическое выветривание), происходит разрушение склонов (оползневые явления) и пр.
 
 
 
 
 
Гидрогеология представляет собой комплексную науку и разделяется на следующие самостоятельные разделы:
1. «Общая гидрогеология» — изучает круговорот воды в природе, происхождение подземных вод, физические свойства и химический состав вод как сложных динамических природных систем и их классификации.
2. «Динамика подземных вод» — изучает закономерности движения подземных вод, которые позволяют решать вопросы водоснабжения, орошения, осушения, при определении притоков воды в горные выработки и многие другие.
3. «Региональная гидрогеология» — изучает закономерности распространения подземных вод на территории и соответственно общности гидрогеологических условий определенных территорий, производит районирование последних.
4. «Гидрогеохимия» — изучает вопросы формирования химического состава подземных вод.
5. «Минеральные воды» — изучает закономерности происхождения и формирования лечебных вод и вод промышленного значения (для извлечения из них соли, иода, брома и других веществ), распространение этих вод и способы наилучшей их эксплуатации.


Лекция 1. Гидросфера

План:
1.                 Гидросфера и кругооборот воды в природе
2.                 Виды воды в горных породах
3.                 Свойства горных пород по отношению к воде
4.                 Понятие о зоне аэрации и насыщения
I. Гидросфера и кругооборот воды в природе. Вода на земном шаре находится в постоянном круговороте. Различают большой и малый круговороты. Процесс круговорота в природе в количественном выражении характеризуется водным балансом (рис. 1). Уровень которого по Б.И. Куделину выражается
x=y+z±w
x – осадки, мм
y – речной сток, мм
z – испарение, мм
w – среднемноголетнее питание глубоких горизонтов, мм
Часть атмосферных осадков, проникших в породы, достигает поверхности водоносных горизонтов и идет на их питание. Поверхностный и подземный сток в сумме образуют полный речной сток. Подземный сток и суммарное испарение составляют увлажнение валовой территории, ровное разности осадков и поверхностного стока. На питание на территории РБ идет от 5-7 до 15-20% осадков. Подземное питание (инфильтрация) зависит от климатических условий территории, почвенно-растительного слоя, геоморфологических и геологических факторов.
II. Виды воды в горных породах. Различают следующие виды воды в породах: парообразная, гигроскопическая, пленочная, гравитационная, кристаллизационная, химически связанная.

 
Рис. 1. Схема водного баланса
Парообразная – находится в форме водяного пара в воздухе, присутствующем в порах и трещинах горных город. При охлаждении путем конденсации переходит в жидкую воду.
Гигроскопическая (прочно связанная) вода удерживается на поверхности частиц молекулярными и электростатическими силами. Она не передает гидростатический напор, не обладает растворяющей способностью, не замерзает до 78?С. При нагревании до 100-105?С полностью удаляется. Содержится в песках 1%, супесях 8%, глинах до 18%, недоступна для растений.
Пленочная (рыхлосвязанная) вода образуется при конденсации водяных паров. Она покрывает тонкой пленкой 0.01мм поверхность частиц, удерживается молекулярными силами, плотность близка к плотности свободной воды, способна передвигаться от частицы к частице под влиянием сорбционных сил, не передает гидростатический напор. Содержание в песках 1-7%, супесях 9-13, суглинках 15-23%, глинах 25-45%. От содержания этой воды резко изменяются прочностные свойства глинистых пород.
Капиллярная вода (собственно-капиллярная, подвешено-капиллярная вода) содержится в тонких порах в виде капиллярной каймы над уровнем грунтовых вод в интервале влажности от наименьшей влажности (НВ) до полной влажности (ПВ). Высота капиллярного поднятия составляет для галечников, гравия, крупнозернистых песков-0, среднезернистых песков 15-35 см, мелкозернистых песков – 35-100 см, супесей – 100-150, глин – 400-500 см.
Гравитационная вода – подчиняется силе тяжести. Движение происходит под влиянием силы тяжести и градиента напора, передает гидростатический напор. В целом гидрогеология изучает эти воды.
Кристаллизационная вода входит в состав кристаллической решетки минералов (CaSO4·2H2O).
Химически связанная вода (конституционная) участвует в строении кристаллической решетки минералов.
III. Главнейшими свойствами пород являются: плотность, объемная масса, пористость, водопроницаемость, влагоемкость, растворимость, водоотдача. Зависят они от минерального состава пород, их строения, сложения, трещиноватости, скважности.
Гранулометрический состав – процентное содержание в рыхлой породе частиц различного размера. Гранулометрический состав несвязных пород согласно ГОСТ 12536-67 определяется с помощью ситового анализа, который заключается в последовательном просеивании породы через набор сит и взвешивании материала, остающегося на каждом сите. Для просеивания песчаных пород применяется набор сит с диаметром отверстия 10, 5, 2, 1, 0.5, 0.25, 0.1мм. Гранулометрический состав пород для наглядности представляются в виде кривой гранулометрического состава построенного в полулогарифмическом масштабе (рис. 2).

Рис. 2. График гранулометрического состава
Кривая неоднородности позволяет подсчитать величину коэффициента неоднородности:, где – коэффициент неоднородности, – диаметры частиц, меньше которых в данной породе содержится соответственно 60 и 10 % частиц по весу.
Гранулометрический состав связанных пород определяется ареометрическим методом или методом пипетки, основанных на различной скорости оседания частиц в воде.
Плотность (?- гамма) – отношение массы твердых частиц к их объему. Величина плотности песчано-глинистых частиц лежит в интервале (г/см3) от 2.5 до 2.8 г/см?, супесей 2.70, суглинков – 2.71, глин – 2.74.
Объемная масса влажной породы (?о) – это масса единицы объема породы при естественной влажности и пористости:
, где P – масса пробы, г; V – объем пробы, см?,
?о – изменяется от 1.3-2.4, г/см?.
Более постоянной величиной является объемная масса скелета породы – масса твердой компоненты в единице объема породы. Вычисляется
, где w – влажность породы, %
Пористость – суммарный объем всех пор в единице объема породы. Пористость определяется как отношение объема пор в породе (Vп) ко всему занимаемому породой объему (V), выражается в процентах; п= Vп/ V·100%. Кроме того, часто используется коэффициент пористости ? (эпсилон)=п/(1-п). Пористость глинистых пород достигает 50-60%, пески – 35-40%, песчаники – 2-38%, известняки, мергели – 1.5-22%, граниты, гнейсы, кварциты 0.02-2%.
Абсолютная влажность – отношение массы воды к массе абсолютно сухого грунта в данном объеме, выраженная в процентах.
Естественная влажность – количество воды, содержащейся в порах пород в условиях их естественного залегания. Влажность, выраженную по отношению к объему породы называется относительной влажностью.
Влагоемкость – максимальная молекулярная характеризует количество воды, удерживающееся в породе благодаря молекулярным силам сцепления между грунтовыми частицами и водой (показывает содержание связанной воды). Различают полную, капиллярную и наименьшую влагоемкость.
Водопроницаемость – способность пород пропускать через себя воду, движение воды в грунтах под действием напора называется фильтрацией. Растворимость – способность пород растворятся в воде, зависит от температуры, скорости течения воды, содержания СО2 и пр.
IV. Понятие о зоне насыщения. В рыхлых породах ниже уровня грунтовых вод все поры заполнены водой – зона насыщения, слой выше на­зывается зоной аэрации – мощность ее равна глубине залегания грунтовых вод.
Водоносный горизонт – однородные по литологическому составу и гидрогеологическим свойствам пласты горных пород.
Водоносный комплекс – комплекс водонасыщенных пород приуроченных к толще определенного возраста.


Лекция 2. Происхождение и динамика подземных вод

План:
1.                 Происхождение подземных вод
2.                 Законы фильтрации подземных вод
3.                 Определение направления и скорости движения подземных вод
4.                 Основные гидрогеологические параметры.
I. По происхождению подземные воды делятся на:
1.                 Инфильтрационные – воды образуются в результате просачивания с поверхности земли осадков, поверхностных вод в поры, трещины горных пород. Это основная группа инфильтрационных вод, содержащихся в земной коре
2.                 Конденсационные – воды образуются при конденсации водяных паров в зоне аэрации, пещерах и пр.
3.                 Седиментационные – образуются за счет вод водоемов, в которых происходило накопление осадочных пород.
4.                 Магматического происхождения – образуются при извержении вулканов.
II. Фильтрация – движение подземных вод в порах и трещинах горных пород. Если движение воды происходит в породах, не полностью насыщенных водой, то его называют инфильтрацией (через зону аэрации). Втекание осадков или поверхностных вод через трещины скальных пород называется инфлюацией. Различают ламинарное и турбулентное движения воды.
Основной закон ламинарного движения жидкости в пористых породах был установлен Дарсu (1856г.) На основе этого закона Дюпюu(1857 г.) разработал зависимость для определения расхода потока подземных вод и притока их к водозаборам.
Большой вклад в изучение динамики подземных вод внесли Н.Е. Жуковский, Н.Н. Павловский, П.Я. Полубаринова-Кочина, Г.Н. Каменский, С.Н. Нумеров, М.Е. Альтовский, В.М. Шестаков, Н.Н. Веригин, А.И. Силин-Бекчурин, А.Н. Мятиев, С.Ф. Аверьянов и др.
Ламинарное (параллельно струйчатое) движение происходит без пульсации скорости. Установившееся движение подземных вод характеризуется постоянством во времени в любом сечении мощности, напорного градиента скорости фильтрации и расхода. Неустановившееся движение подземных вод – движение, при котором расход, направление и уклон потока изменяются во времени.
Турбулентное движение (вихревое) характеризуется пульсацией скорости, в следствие чего перемешиваются различные слои потока (карстовые воды, по трещинам).
Законы фильтрации подземных вод. Линейный закон фильтрации.
Ламинарное движение подземных вод подчиняется линейном закону фильтрации (закон Дарси – по фамилии французского ученого установившего этот закон 1856г. для пористых зернистых пород). Этот закон формулируется так: скорость фильтрации при ламинарном движение пропорциональна гидравлическому уклону в первой степени.
V=KI, где,
V – скорость фильтрации;
K – коэффициент фильтрации;
I – напорный градиент гидравлический уклон;
I=(H1-H2)/е
Если е=1, то V=K, т. е. при градиенте напора =1 коэффициент фильтрации равен скорости фильтрации.
Q=KI?, где
Q – расход фильтрационного потока – количество воды, протекающее через данное поперечное сечение потока в единицу времени, м?/сут, K – коэффициент фильтрации, I – градиент напора, ? – поперечное сечение.
Q – определяется мерными сосудами. Q=V/t, л/с.
Определение дебита источников водосливами.
Расход воды трапецеидального сечения:
Q=0.0186bhvh, л/сек, где
Q – расход источника, л/сек;
b – ширина нижнего водосливного ребра в см;
h – высота уровня воды перед водосливным ребром, см.
Треугольное сечение:
Q=0.014h2vh, л/с.
Прямоугольное сечение:
Q=0.018bhvh, л/с.
Водослив трапециедального сечения применяется для замера больших дебитов – более 10 л/сек (100-200 л/сек), а менее 10 л/сек – треугольного или прямоугольного сечения.
Градиент напора можно определить по гидроизогипсам – линиям, соединяющим одинаковые отметки поверхности грунтовых вод или гидроизопьезам – линии, соединяющие точки одинаковых напоров напорных вод. Градиент напора непостоянен во времени, он может возрастать при усилении питания подземных вод и уменьшаться при его ослаблении.
Движение подземных вод происходит не через все сечения потока, а лишь через часть его, соответствующую площади пор или трещин. Действительная скорость фильтрующейся воды равна:
V=Q/n?, где:
Q – расход фильтрационного потока, м?/сут;
n – пористость породы;
? – поперечное сечение потока, м2.
В глинистых породах n – составляет активную пористость, которая характеризует часть сечения породы, способную пропускать гравитационную воду.
По данным Г.Н. Каменского линейной закон фильтрации справедлив при скорости движения подземных вод до 400 м/сутки.
Фильтрация через глинистые породы может начаться лишь при условии, если градиент напора превысит напорный начальный градиент. Для глин, суглинков этот начальный градиент различный.
Нелинейный закон фильтрации (закон Шези-Краснопольского) характеризует турбулентное движение, характерное для сильно трещиноватых пород с крупными пустотами: , V – скорость фильтрации м/сут. К – коэффициент фильтрации, м/сут, I – напорный градиент.
III. Определение направления и скорости движения подземных вод. Движение подземных вод в порах рыхлых пород нельзя рассматривать как движение потока, все струйки которого перемещаются с одинаковой или примерно одинаковой скоростью. Производить сколько-нибудь точное разграничение линий токов воды в порах различных пород не представляется возможным, поэтому при рассмотрении вопросов движения подземных вод можно говорить лишь о средней скорости движения воды в пределах той или иной среды. Определение скорости движения подземных вод (действительной скорости Vд) производится в полевых условиях. Для определения используют индикаторы, которые изменяют цвет или химический состав и электропроводимость воды.
Для проведения опытов выбирается две скважины (шурфа), иногда четыре, расположенных по линии направления движения воды. Выработка, находящаяся выше по течению, служит для ввода индикатора в воду, ее называют опытной. Выработки, расположенные ниже по течению называются наблюдательными. Расстояние между ними выбирается в зависимости от пород от 0,5-1,5 до 2,5-5,0 м. В качестве индикатора используются красители (флюоресцен и др.). Кроме того, в качестве индикатора применяется поваренная соль (химический метод), имеются радиоиндикаторные методы, метод природных изотопов и др. Широко применяется геофизический метод – метод эквипотенциальных линий (метод заряженного тела). Величины действительной скорости движения (Vд) могут быть использованы для вычисления коэффициента фильтрации пород, при решении вопроса о суффозии под сооружениями и пр.
Для выявления направления движения подземных вод на больших площадях составляют карты гидроизогипс и гидроизопьез. При решении гидротехнических, гидромелиоративных задач (орошение, осушение) строят гидроизогипсы и на их основе строят карты глубин залегания подземных вод. Направление потока подземных вод перпендикулярно гидроизогипсам.
IV. Основные гидрогеологические параметры.
Наиболее важными свойствами горных пород являются фильтрационные, которые характеризуются следующими параметрами: коэффициент фильтрации, коэффициент проницаемости, коэффициент водоотдачи, водопроводимость, коэффициент уровнепроводимости и пр.
Коэффициент фильтрации (К) представляет собой важнейшую характеристику пород, широко используется в практике проектирования при вычислении расхода подземных вод, при определении потерь воды из водохранилищ, прудов, и др. Коэффициент фильтрации пород может определяться по данным о составе и пористости пород (по эмпирическим формулам), лабораторными методами, и в полевых условиях.
1.                  Определение коэффициентов горных пород по эмпирическим формулам. Опытными работами установлена зависимость коэффициента от механического (гранулометрического) состава породы (главным образом от размеров и количества метких фракций), пористости ее, температуры воды. Определение коэффициента горных пород по гранулометрическому составу является самым дешевым и простым методом применяется при гидрогеологических изысканиях для начальных стадий проектирования. При детальных исследованиях этот способ является дополнительным к полевым методом. Применяется формула Газена (для песков с диаметром от 0,1 до 3 мм, при коэффициенте однородности l меньше 5). Коэффициентом однородности называется отношение размера зерна . Действующим диаметром (d10)называется такой диаметр частиц в мм, меньше которого в грунте содержится 10% общей массы грунта. Иначе говоря, dн равен диаметру отверстия сита, пропускающего 10% массы грунта.
Формула Газена
K=Сdн2(0.70+0.03t), м/сут,
С – эмпирический коэффициент, зависящий от степени однородности и пористости грунта. Для чистых, однородных песков С=1200, средней однородности и плотности С=800, неоднородных и плотно сложенных С=400,
dн – действующий диаметр, мм,
t – температура фильтрующейся воды.
Величины d60 и dн берутся по кривой гранулометрического состава грунта, вычерчивают в виде кривой в простом или полулогарифмическом масштабе.
Формула Зауербрея для t? воды 10?
м/сут
? – эмпирический коэффициент, зависящий от однородности и крупности частиц песка от 1150 до 3010, среднем 2880-3010
n – пористость
d17 – диаметр частицы в мм, меньше которого имеется в данном грунте 17% частиц по весу. Применяется для определения коэффициентов мелко, средне и крупнозернистых песков.
2.                  Определение в лабораторных условиях. Применяются различные приборы загружаемых испытуемыми образцами пород нарушенной и естественной структуры. Принцип определения коэффициентов в большинстве приборов основан на измерении количества фильтрующейся через породу воды под различным напором. По расходу при известном напоре и площади прибора находят коэффициент фильтрации. Применяются трубки Каменского, прибор Тома и др.
Необходимо хорошо запомнить, что коэффициенты фильтрации пород зоны аэрации, определенные в полевых натуральных условиях и лабораторными методами, часто различаются до 1-2 порядков. Это объясняется недоучетом анизотропии пород, малой площадью определяемых пород.
3.                  Определение в полевых условиях. При определении коэффициента фильтрации в полевых условиях движение воды происходит в породах, залегающих в природных условиях и сохраняющих свое природное строение. Поэтому полевые методы дают результаты наиболее близкие к действительности. Применяются методы наливов в шурфы и скважины в зоне аэрации. В пределах водоносных горизонтов коэффициент определяется методом откачки из скважин и шурфов.
Метод наливов в шурфы. Процесс инфильтрации в ненасыщенные водой грунты отличается большой сложностью и происходит при одновременном действии гидравлического напора налитой в шурфы воды и капиллярного всасывания воды в грунт. В настоящее время часто применяется метод наливов по Н.С. Нестерову.
, м/сут
Q – установившийся расход воды, м3;
F – площадь дна малого кольца, м2;
Более точно значение Кф определяются:

l – глубина просачивания воды от дна шурфа;
z – высота слоя воды;
hk – капиллярное давление, равное ?50% от максимальной высоты капиллярного поднятия, м
По методу Нестерова в дно шурфа на глубину 3-4 см устанавливают 2 стальных кольца диаметром 25 и 50 см. В кольцо наливается вода и поддерживается высотой слой 10 см. Опыт продолжается до стабилизации расхода.
Широко применяются опытные нагнетания для определения Кф неводоносных трещиноватых и закарстованных пород на разных уровнях, изолируя интервалы специальными тампонами. Опыт проводится до стабилизации расхода воды. В результате опыта определяется удельное водопоглощение (q= л/мин), т.е. расход воды в л/мин на 1 м скважины и 1 м напора по формуле:

P – давление на манометре,
H – расстояние по вертикали от манометра до тампона, м,
Z – длина изучаемого интервала (между тампонами).
Ориентировочные значения Кф (м/сут):
Глина – 0,001, в зоне аэрации до 0,3-0,7;
Суглинок – 0,05, в зоне аэрации 0,5-1;
Супесь – 0,1-0,5 в зоне аэрации до 1-2;
Песок – от 1-5 до 20-50;
Гравий – 20-150;
Галечник – 100-500 и более.
Водопроницаемость глинистых пород зависит от содержания обменных катионов. Ca и Mg повышают водопроницаемость, а Na понижает. Эта величина изменяется в зависимости от температуры. При фильтрации пресных вод глинистые частицы набухают и Кф уменьшается, а соленых, особенно хлоридно-натриевых, Кф увеличивается, т.к. глинистые частицы не набухают, происходит кристаллизация солей и увеличение пористости.
При удельном водопоглощении менее 0,01 л/мин принято считать, что породы малотрещиноваты, цементации для борьбы с фильтрацией не требуется. По удельному водонасыщению можно найти
, где r – радиус скважины, м
Для определения обычно ориентировочно и быстро применяются экспресс методы налива и откачки из скважин и шуфов. Они позволяют, при массовых опробованиях в короткой срок, охарактеризовать фильтрационные свойства отложений на значительной площади. Они пригодны главным образом для целей экстраполяции данных, полученных в пунктах проведения кустовых откачек на соответствующую территорию.
Наиболее точные данные коэффициента фильтрации, равно как и других параметров, получают при откачках из скважин различной длительностью.
Водоотдача пород (В) свойство пород, насыщенных водой, свободно отдавать гравитационную воду. Величина водоотдачи характеризуется коэффициентом водоотдачи – отношение объема стекавшей воды, ранее заполнявшей пустоты, к объему всей породы. Выражается в процентах или долях единицы объема и является переменной величиной. Коэффициент водоотдачи галечника, гравия, крупных песков равняется их пористости или полной влагоемкости. Водоотдача глинистых пород и торфа равна разности полной наименьшей влагоемкости.
Коэффициент водоотдачи определяют: 1) по разнице различных влагоемкостей; 2) путем насыщения породы и слива воды; 3) полевыми наблюдениями, методом откачек подземных вод из скважин и др.
Водоотдача (%) некоторых пород: песков к/з – 0,25-0,35, с/з – 0,2-0,25, м/з – 0,15-0,2, супесей 0,1-0,15, суглинков менее 0,1, глин близка к 0, торфа 0-0,15, песчаников – 0,02-0,05, известняков – 0,008-0,1.
Для решения ряда практических задач широко используется коэффициент недостатка насыщения (µ), он равен разности полной влагоемкости и естественной влажности породы перед началом инфильтрации, выражается в долях единицы объема.
Водопроводимость – способность водоносного пласта мощностью (W) и шириной 1 м пропускать воду в единицу времени при напорном градиенте =1. Водопроводимость (Т) равна произведению Кф (Коэффициент фильтрации) на мощность пласта Т=КW и выражается в (м/сут). Чем больше (Т), тем больше эксплуатационные ресурсы подземных вод. Т>100 м2/сут. Т<100 м2/сут водный горизонт малоперспективен для использования в целях водоснабжения.
Для определения гидрогеологических параметров широко применяются опытно-фильтрационные работы. Эти методы основаны главным образом на уравнениях неустановившегося движения подземных вод в зоне влияния откачки. Эти закономерности определяются фильтрационными и емкостными свойствами изучаемого водоносного горизонта, что позволяет оценить водопроводимость, коэффициент фильтрации, уровнепроводимость, недостаток насыщения, водоотдача и др. Когда закономерности движения подземных вод определяются не только фильтрационными и емкостными свойствами, но и граничными условиями, параметры рассчитываются по формулам установившегося движения. Опытные откачки подразделяются на одиночные и кустовые.
Одиночные откачки (без наблюдательных скважин) проводят при нескольких ступенях понижения для нахождения зависимости дебита скважины от понижения уровня подземных вод.
Кустовые откачки проводят, оборудуя опытный участок наблюдательными скважинами, расположенными по одному или двум к центральной скважине, из которой ведут откачку. При откачке измеряют дебит скважины и снижение уровня воды в центральной и наблюдательной скважинах. Основное назначение кустовых откачек – определение расчетных гидрогеологических параметров.
В сложных условиях, когда требуется изучить взаимосвязь водоносных горизонтов или эффективность скважины вертикального дренажа и т. д. проводят опытно экспериментальные откачки. Продолжительность откачек изменяется от суток до 30-40 суток и больше. Методика проведения откачек зависит от назначения откачки и гидрогеологических условий района.
Для определения коэффициента фильтрации откачку ведут при постоянном расходе (изменяющимся уровне воды в скважине и воронки, что соответствует неустановившемуся режиму фильтрации), или при постоянном понижении уровня( установившийся режим фильтрации). Для установления зависимости дебита от понижения откачки проводят при 2-3 понижениях уровня.
Для оценки водопроницаемости многослойных водоносных толщ, характеризующихся переслоиванием водоносных горизонтов и слабопроницаемых разделяющих слоев, каждый водоносный горизонт опробуют раздельно. При этом определяют величины перетекания из нижнего и верхнего водоносных горизонтов через слабопроницаемые глинистые слои.
Коэффициент перетекания (В) определятся по формуле:

Km – водопроводимость основного водяного горизонта м2/сут,
K1, K11 – соответственно коэффициент фильтрации пород, м/сут,
m1, m11 – мощности этих слоев, м.
Определение расходов подземных вод.
1) Плоский поток и его расход. Плоским называют такой поток подземных вод, струйки которого протекают более или менее параллельно. Примером может явится поток грунтовых вод, движущийся к реке. Расход грунтового потока в горизонтальном водоносном слое на 1 м ширины равен

При наклонном водоупоре единичный расход подземного потока равняется:

Типы вертикальных водосборов.
Вертикальные водосборы можно разделить на колодцы (шурфы) и буровые скважины. По характеру эксплуатируемых водоносных горизонтов они подразделяются на грунтовые и артезианские (напорные). По характеру заложения в водоносном слое колодцы (скважины) подразделяются на совершенные и несовершенные. Несовершенные колодцы могут иметь проницаемое дно и стенки, проницаемые стенки и глухое дно, глухие стенки и проницаемое дно (рис. 3).

Рис. 3. Схема притока воды в несовершенную скважину
 
Совершенные скважины прорезают весь водоносный горизонт и имеют проницаемые стенки. От типа вертикального водосбора зависит выбор расчетных уравнений движения воды к колодцам скважины.
Дебит совершенной скважины и коэффициент фильтрации пород
– формула Дюпюи, м3/сут, отсюда
, м/сут
Дебит колодца с открытым плоским дном вычисляется по Форхгеймеру:
Q=4rSK, м3/сут.
Коэффициент фильтрации , м/сут.
Дебит колодца с проницаемыми стенками и открытым дном
, м3/сут,
, м/сут
По Замарину для колодца с открытым дном и проницаемыми стенками (при условии когда неизвестна глубина водоупора) с плоским дном Кф вычисляется (см. рис. 3):
, м/сут, где
Q – дебит скважины, м3/сут.
 
Формула притока воды в дрену.
Для понижения уровня подземных вод сооружают дрены. Приток воды в совершенную горизонтальную дрену длиной В в условиях не напорных вод по уравнению Дюпюи равен
, м3/сут.
Для напорных , м3/сут;
m – мощность напорного пласта, м .
Расчетные формулы показывают зависимость дебита скважин от понижения (S). Поэтому производительность скважин можно сравнивать по удельному дебиту


Лекция 3. Химический состав подземных вод

План:
1.                 Физические свойства подземных вод
2.                 Реакция воды
3.                 Общая минерализация воды
4.                 Химический состав воды
5.                 Формы выражения химического состава воды
6.                 Оценка пригодности воды для различных целей
7.                 Оценка агрессивности свойств подземных вод
8.                 Формирование химического состава подземных вод
9.                 Зональность подземных вод
I. К физическим свойствам подземных вод относятся прозрачность, цвет, запах, вкус, температура.
Природная вода может быть прозрачной и мутной. Мутность воды обуславливается присутствием в ней взвешенных частиц минерального и органического происхождения. Механические примеси могут попадать в воду источника вследствие неисправности водозабора или просачивания в водоносный пласт дождевых, поводковых, речных вод (карстовые районы). Иногда мутность подземных вод обуславливается растворенными в ней химическими соединениями (железо и пр.).
Цвет. Чистая вода бесцветная. Окраска объясняется наличием в ней тех или иных примесей (железо придает ржавый оттенок, сероводород – голубоватый).
Запах. Подземные воды обычно без запаха. Наличие запаха свидетельствует о наличии различный химических соединений (сероводород придает запах тухлых яиц и др.)
Вкус. Появляется при определенном содержании в воде тех или иных соединений (соленый – NaCl, кислый – в районах сульфидных месторождений).
Температура – изменяется от 4-5?С до 60-90?С. При температуре выше 20?С воды называются субтермальными. В Республике Башкортостан температура подземных вод неглубокого залегания составляет от 5 до 20?С. Пресная вода при t?=4?С имеет наибольшую плотность.
II. Реакция воды (величина pH). Для того, чтобы судить о химическом составе подземных вод необходимо в первую очередь знать реакцию воды т.е. концентрацию водородных ионов. По теории электролитической диссоциации вода диссоцирует на водородный() и гидроксильный() ионы, величина произведения которых при данной температуре всегда постоянна. Если реакция нейтральная, то концентрация и одинакова и равна 10–7мг-экв/л. Поэтому степень кислотности или щелочности воды характеризуется концентрацией водородных ионов. Для выражения концентрации водородных ионов принято пользоваться логарифмом концентрации их (т. е. количества грамм-экв этого иона в 1 л воды), взятым с обратным знаком и обозначаемым pH= –lg(H+). При нейтральной реакции pH=7, при кислой pH – меньше 7, а при щелочной pH больше 7. Определение pH производится специальными приборами (рН-метрами) калориметри­ческим методом, в полевых условиях применяется лакмусовая бумага.
III. Общая минерализация воды выражается суммой содержащихся в воде химических элементов, их соединений и газов. Оценивается по сухому остатку, который получается после выпаривания воды при температуре 105?С, или суммированием массы всех ионов, полученных при химическом анализе. Выражается в миллиграммах (граммах) на литр (дм3), граммах на кг (мг/л, г/кг). По минерализации подразделяются:
до 0,2 г/л – ультрапресные, до 1,0 г/л – пресные,
1-10 – солоноватые: 1-3 – слабо, 3-5 – средне, 5-10 – сильносолоноватые, 10-35 – соленые, более 35 г/л – рассолы.
IV. Главными химическими компонентами в подземных водах обычно являются: анионы (гидрокарбонатный ион, сульфат-ион, хлор-ион), катионы (). В воде часто присутствует карбонатный ион, нитрит-ион, нитрат-ион (), углекислый газ, сероводород, метан, железо 2-х и 3-х валентное и др. Содержание соединений азота в подземных водах обычно невелико (1-2 мг/л), но иногда достигает 0,5-0,8 мг/л. Наличие даже небольшого их количества указывает на загрязнение воды и возможность нахождения в ней вредных опасных бактерий. Если присутствуют нитрит ион () – загрязнение свежее, а нитрат ион – загрязнение старое. В целом подземных водах присутствуют до 60-80 различных химических элементов в растворенном состоянии.
Жесткость воды обусловлена наличием ионов кальция и магния. По ГОСТ 2874-73 и СанПиН 2.1.4.1074-01 жесткость воды выражается в миллиграммах-эквивалентах и на 1 л воды. 1 мг-экв. жесткости соответствует содержанию 20,04 мг/л и 12,6 мг/л . По жесткости вoды делятся на:
очень мягкие – до 1,5 мг-экв/л,
мягкие – 1,51-3,0 мг-экв/л,
умеренно жесткие – 3,01-6,0 мг-экв/л,
жесткие – 6,01-9,0 мг-экв/л,
очень жесткие – более 9,0 мг-экв/л.
V. Существует несколько форм выражения анализа воды: ионная, эквивалентная, процент-эквивалентная.
При ионной форме содержание ионов приводят в граммах или миллиграммах на литр (г/л, мг/л).
Эквивалентная форма позволяет судить о возможных сочетаниях катионов и анионов. Сумма эквивалентных единиц катионов и анионов, выражается в миллиграмм-эквивалентах на 1 литр и получают путем умножения мг/л на пересчетный коэффициент (табл. 1, 2).

Таблица 1
Атомные веса ионов и множителей для пересчета миллиграмм-ионов на миллиграмм-эквиваленты
Индекс
Атомный вес
(множитель для пересчета
из мг-экв в мг/л)
Множитель для пересчета из
мг/л в мг-экв
К+
39,100
0,02558
Na+
22,997
0,04348
NH4+
18,040
0,05543
Ca2+
20,040
0,04990
Mg2+
12,160
0,08224
Cl–
35,457
0,02820
NO3–
62,008
0,01613
NO2–
46,008
0,02174
SO42–
48,033
0,02082
HCO3–
61,018
0,01639

 
Таблица 2
Схема перерасчета из весовой в мг-экв/л и %-экв/л формы
 






мг/л
341,6
251,4
1,80
108,2
42,8
45,1
мг-экв/л
5,60
5,23
0,05
5,40
3,52
1,96
экв
51,5
48,1
0,4
50
32
18
 
При процентно-эквивалентной форме содержание ионов, взятое в эквивалентах, выражают в процентах от суммы катионов и анионов, принимаемых каждая за 100%.
Наглядной формой записи результатов является формула М.Г. Курлова.
.
Название воды дается по преобладающим анионам и катионам, содержание которых более 20% (иногда берут 25% или 33%) в порядке возрастания. Например, приведенная формула читается – вода сульфатно-гидрокарбонатная, магниево-кальциевая.
В формуле Курлова слева от черты указывают содержание газов (CO2, H2S и др.), общую минерализацию воды (г/л), в числителе анионы, содержание которых превышает 10% эквивалентов (% экв в убывающем порядке) в знаменателе – катионы в том же порядке, за чертой пишут t?C воды, дебит (л/с), рН и другие. Результаты химического анализа воды иногда выражают в графической форме в виде диаграмм – прямоугольника, квадрата, треугольника и др. Все формы выражения и методика построения приведены в (Абдрахманов, Методические…, 2008).
Классификация подземных вод по химическому составу. Существует несколько десятков классификаций, основанных на различных принципах и имеющих разное практическое применение и значение. К наиболее популярным относятся классификации Пальмера, Н.И. Тостихина, В.А. Сулина, О.А. Алекина, Е.В. Посохова и другие. В гидрогеологии и гидрологии применяется в основном гидрохимическая классификация О.А. Алекина.
Все природные воды делятся по преобладающему аниону на три класса: 1) гидрокарбонатный, 2) сульфатный, 3) хлоридный. Выделенные 3 класса сразу дают в общих чертах гидрохимический облик воды. К гидрокарбонатному классу относятся большая часть пресных (маломинерализованных) вод рек, озер, некоторых подземных вод. К классу хлоридных принадлежат воды океана, морей, подземные воды глубоких горизонтов. Воды сульфатного класса по распространению и величине минерализации являются промежуточными между гидрокарбонатными и хлоридными.
Каждый класс делится О.А. Алекиным по преобладающему катиону на группы кальциевых, магниевых и натриевых вод. Кроме того все воды объединяют в типы, выделяются 4 типа вод.
Первый тип характеризуется соотношением (NHCO3 – содовый)
II тип (– сульфатный натриевый)
III тип или  подразделяется:
На IIIa   ( – хлормагниевый) и
IIIb   ( – хлоркальциевый).
Как установлено, ионная форма свойственна лишь водам низкой минерализации. При увеличении концентрации растворенных солей между ионами устанавливается взаимодействия. В растворе образуются нейтральные ионы и др.
Ввиду сложности химического состава природных вод при оценке питьевых, лечебных, технических, мелиоративных и др. качеств важно принимать не только абсолютное содержание отдельных ионов, но и предполагаемые ассоциации анионов и катионов (солей). Они рассчитываются по правилу Фрезениуса (вначале выпадают мало растворимые соли, потом более растворимые).
VI. Оценка пригодности воды для различных целей.
Водоснабжение. По ГОСТу 2874-73 «Вода питьевая» и СанПиН 2.1.4.1074-01 вода должна отвечать следующим требованиям: Минерализация до 1 г/л (по разр. СЭС до 1,5 г/л); жесткость 7 мг-экв/л. до 350 мг/л; до 500 мг/л (Абдрахманов, Чалов, Абдрахманова, 2007).
Орошение. Оросительная вода по минерализации и химическому составу должна быть физиологически доступной растениям и не вызывать засоления и осолонцевания почвы. Важное значение играет изучение содержания микрокатионов биологически активных микроэлементов: I, Br, B, Co, Cu, Mn, Mo (Абдрахманов, Методические…, 2008).
VII. Агрессивные свойства подземных вод. Под ними понимается способность воды разрушать различные строительные материалы, воздействуя на них растворенными солями, газами или выщелачивая их составные части. Особое значение имеет агрессивное действие воды на бетонные сооружения. Основным вяжущим веществом в бетоне является цемент. Практическое значение агрессивного действия воды на бетон сооружения настолько велико, что ни одно сколько-нибудь существенное строительство не обходится без предварительного гидрохимического исследования водной среды. Согласно СН-249-63 различают следующие виды агрессивного действия воды на бетон: выщелачивания, углекислотная, общекислотная, сульфатная, магнезиальная.
Агрессивность выщелачивания проявляется в растворении карбоната кальция, входящего в состав бетона. Она возможна при малом содержании в воде (0,4-1,5 мг-экв/л) а избыток растворяет .
Углекислотная агрессивность обусловлена действием на бетон .

В наиболее опасных условиях максимально допустимое содержание агрессивной углекислоты () составляет 3 мг/л, менее опасных до 8,3 мг/л.
Общекислотная агрессивность характерна для кислых вод и зависит от содержания свободных водородных ионов. При pH 5,0-6,8 возможен этот вид агрессии.
Сульфатная агрессивность проявляется при большом содержании ионов , которые проникая в тело бетона при кристаллизации образуют соли . Образование этих солей в порах бетона сопровождается увеличением их объема и разрушением бетона. Агрессивность проявляется при обычных цементах при более 250 мг/л, при сульфат стойких – 4000 мг/л.
Магнезиальный вид агрессивности проявляется, так же как и сульфатный, в разрушении бетона при проникновении воды в тело бетона. Этот вид возникает при высоком содержании . В зависимости от цемента он проявляется при содержании магния от 1,0 до 2,5 г/л.
VIII. Формирование химического состава подземных вод. Под факторами формирования химического состава подземных вод понимаются движущие силы, обуславливающие течение разнообразных процессов, которые изменяют минерализацию и химический состав вод. Химический состав подземных вод формируется под влиянием следующих факторов: выщелачивание почв и горных пород, полное растворение минералов и пород, концентрирование солей в воде в результате испарения, выпадение солей из природных растворов при изменении термодинамических условий, катионный обмен в поглощающем комплексе илов, почв, глинистых пород ( на и на ), диффузия и микробиологические процессы, смешение вод различного происхождения. Процесс обмена наблюдается между катионами глинистых пород – воды и зависит от емкости поглощающего комплекса (табл. 3).
Таблица 3
Емкость поглощения некоторых глинистых минералов
Минерал
Емкость от поглощения, мг-экв на 100 г
Каолинит
Иллит
Монтморилланит
Вермикулит
Галлуазит
3-15
10-40
80-180
100-150
5-50

 
Процессы эти зависят от климатических, геоморфологических, геологических, гидродинамических и др. условий. Значительную роль в формировании химического состава подземных вод играет состав осадков. Роль атмосферных осадков в формировании состава маломинерализованных вод хорошо известно. Из атмосферы на земную поверхность поступает значительное количество растворенных солей. В Республике Башкортостан в анионном составе дождевых вод преобладают гидрокарбонатные ионы (41-85%), реже сульфатные и хлористые. Среди катионов превалирует натрий (40-75%), реже кальций. Минерализация дождевых вод колеблется от 23 до 88 мг/л, pH -6,0-6,7, – 9-16 мг/л, минерализация снеговых вод 19-54 мг/л. По подсчетам на 1 км2 территории Башкортостана поступает 25-27 тон солей в год. На территории Европейской части СССР достигает 50-85 на 1 км2.
Осадки постепенно инфильтруясь вглубь насыщаются солями в почвенном горизонте затем в зоне аэрации. Это происходит в результате растворения солей, минералов, горных пород в соответствии с их растворимостью. Растворимость изменяется в широких пределах, зависит от температуры воды и содержания других солей. Растворимость солей в дистиллированной воде при 7?С равна (г/л) – 0,013, – 2,01, – 193,9, – 168,3, – 358,6, – 329,3, – 354,3, – 558,1. Растворимость в присутствии  возрастает в 4 раза. При наличии в воде CO2 возрастает растворимость карбонатов.
В рыхлых покровных образованиях происходит формирование первых от поверхности водоносных горизонтов грунтового типа. Анализ водных вытяжек из пород зоны аэрации свидетельствует о том, что при действии на них атмосферных вод, имеющих слабокислую реакцию, наблюдается солей из зоны аэрации. Основными солями, поступающими в подземные воды, являются карбонаты и сульфаты кальция и карбонаты магния. Из почвы выносится избытки азотнокислого калия, используемого на полях как удобрение. Содержание достигает 200 мг/л.
В степных областях России в результате испарения в зоне аэрации накапливается большое количество солей. Чем ближе к поверхности расположены грунтовые воды, тем выше при прочих равных условиях их минерализация. При неглубоких грунтовых водах до 1 м возможно накопление солей и на поверхности земли. В пустынных и полупустынных часто образуются грунтовые подземные воды с высокой минерализацией (до 10-20 и более) сульфатно-хлоридного и хлоридного состава.
Гидрокарбонатные кальциевые воды (образуются) формируются при растворении карбонатов кальция (известняков). Сульфатные кальциевые воды при растворении гипсов. Гидрокарбонатные натриевые воды в результате катионного обмена между водой гидрокарбонатно-кальциевого состава + поглощ. комплекс Na почв. грунта.

Благоприятная обстановка для течения реакции создается на орошаемых полях.

При содовом засолении для превращения соды в менее вредную соль вносят

Анионы и катионы. Первоисточники анионов и катионов.
Первоисточниками минерального состава природных вод являются:
1) газы, выделяемые из недр земли в процессе дегазации.
2) продукты химического воздействия воды с магматическими породами. Эти первоисточники состава природных вод имеют место до сих пор. В настоящее время в химическом составе воды выросла роль осадочных пород.
Происхождение анионов связано главным образом с газами, выделявшимися при дегазации мантий. Состав их сходен с современными вулканическими газами. В атмосферу наряду с паром воды поступают газообразные водородистые соединения хлора (HCl), азота (), серы (), брома (HBr), бора (НB), углерода (). В результате фитохимического разложения CH4 образуется СО2:

Далее идет процесс образования иона (HCO3):
насыщ
В результате окисления сульфидов идет образование иона .
Происхождение катионов связано с горными породами. Средний химический состав изверженных пород (%): – 59, – 15.3, – 3.8, – 3.5, – 5.1, – 3.8, – 3.1 и т. д.­
В результате выветривания горных пород (физического и химического) происходит насыщение катионами подземных вод по схеме: .
При наличии анионов кислот (угольной, соляной, серной) образуются соли кислот: .
Микроэлементы. Типичные катионы: Li, Rb, Cs, Be, Sr, Ba. Ионы тяжелых металлов: Cu, Ag, Au, Pb, Fe, Ni, Co. Амфотерные комплексообразователи (Cr, Co, V, Mn). Биологически активные микроэлементы: Br, I, F, B.
Микроэлементы играют важную роль в биологическом круговороте. Отсутствие или избыток фтора вызывают болезни кариес и флюороз. Недостаток иода – болезни щитовидной железы и др.
Химия атмосферных осадков. В настоящее время развивается новая отрасль гидрохимии – химия атмосферы. Атмосферная вода (близкая к дистиллированной) содержит многие элементы.
Кроме атмосферных газов () в воздухе присутствуют примеси, выделившиеся из недр земли компонентов ( и др.), элементы биогенного происхождения () и другие органические соединения.
В геохимии изучение химического состава атмосферных осадков позволяет охарактеризовать солевой обмен между атмосферой, поверхностью земли, океанов. Последние годы в связи с атомными взрывами в атмосферу поступают радиоактивные вещества.
Аэрозоли. Источником формирования химического состава являются аэрозоли:
?                  пылевидные минеральные частицы, высокодисперсные агрегаты растворимых солей, мельчайшие капли растворов газовых примесей (). Размеры аэрозолей (ядер конденсации) различны – радиус в среднем 20 мк (см) колеблется ( до 1 мк). Количество уменьшается с высотой. Концентрация аэрозолей максимальна в пределах городских территорий, минимальна в горах. Аэрозоли поднимаются ветром в воздух – эоловая эрозия;
?                  соли поднимаемые с поверхности океанов и морей, льдов;
?                  продукты вулканических извержений;
?                  человеческой деятельности.
Формирование химического состава. В атмосферу поднимается огромное количество аэрозолей – они на поверхность земли опускаются:
1.      в виде дождей,
2.      гравитационного осаждения.
Формирование начинается с захвата аэрозолей атмосферной влагой. Минерализация колеблется от 5 мг/л до 100 мг/л и более. Первые порции дождя более минерализованы.
Прочие элементы в составе осадков:
– от сотых долей до 1-3 мг/л. Радиоактивные вещества: и др. Они поступают в основном при испытаниях атомных бомб.
 
Минеральные воды
Лечебные свойства минеральных вод определяются: минерализацией, ионно-солевым составом, содержанием биологически активных компонентов, газовым и окислительно-восстановительным потенциалом (Eh), активной реакцией среды (рН), радиоактивностью, температурой, содержанием сероводорода ().
Минимальная концентрация элементов для минеральных лечебных вод (мг/л): сероводород – 10, бром – 25; иод 5, фтор – 2, железо – 10, радон – 14 ед. Махе.
К промышленным водам относятся воды с содержанием компонентов не менее:

Таблица 4
Нормативные требования к минеральным промышленным водам

50 г/л
Галитовые

50 г/л
Сульфидные

50 г/л
Содовые
Br
250-500
Бромные
I
18
Иодные

150-200 мг/л
10 мг/л
Иодо-бромные
Ra
г/л
Радиевые

200 мг/л
Борные
Li
10-20 мг/л
Литиевые
K
1000 мг/л
Калиевые

 
 


Лекция 4. Зональность подземных вод

Зональность подземных вод проявляется в глобальном масштабе и принадлежит к категории фундаментальных свойств гидролитосферы. Под ней понимается закономерность в пространственно-временной организации подземной гидросферы, определенная направленность изменения гидрогеодинамических, гидрогеохимических, гидрогеотермических и гидрогеохронологических параметров.
В осадочном чехле, например, Волго-Уральского бассейна выделяются два гидрогеохимических этажа, которые по своему объему в целом соответствуют гидрогеодинамическим этажам. Верхний этаж (300–400 м, редко более) заключает преимущественно инфильтрогенные кислородно-азотные (азотные) воды различного ионно-солевого состава с минерализацией, обычно не превышающей 10–12 г/л. В пределах нижнего этажа залегают высоконапорные главным образом хлоридные рассолы различного происхождения (седиментогенные, инфильтрогенные, смешанные) с концентрацией солей до 250–300 г/л и более, а водорастворенные газы (H2S, CO2, CH4, N2) отвечают восстановительной геохимической среде, обстановкам весьма затрудненного водообмена и квазизастойного режима недр. В пределах этажей по химическому составу и степени минерализации выделяются четыре зоны — гидрокарбонатная, сульфатная, сульфатно-хлоридная и хлоридная, которые в свою очередь подразделяются на ряд подзон (рис. 4).
Зона пресных (до 1 г/л) гидрокарбонатных вод приурочена к породам широкого возрастного диапазона (от четвертичных на платформе до девонских на западном склоне Урала) и в гидрогеодинамическом отношении соответствует зоне интенсивной циркуляции. Мощность (Н) ее колеблется от 20–50 м в долинах рек до 150–200 м на водоразделах, а на Уфимском плато достигает 500–800 м. Скорости движения вод (v) в зависимости от фильтрационных свойств пород и гидравлического градиента изменяются от десятков и сотен метров до десятков километров в год, а сроки полного водообмена (t) — от десятков до первых сотен лет.
 

 
Рис. 4. Гидрогеохимический разрез Южного Предуралья
1–9 – химический состав и минерализация подземных вод, г/л: 1 – гидрокарбонатные кальциевые (до 0,5), 2 – гидрокарбонатные натриевые (0,5–1), 3 – гидрокарбонатные, реже сульфатно-гидрокарбонатные и хлоридно-гидрокарбонатные разнообразного катионного состава (до 1), 4 – сульфатные кальциевые (1–3), 5 – сульфатные натриевые и кальциево-натриевые (3–10, редко более), 6 – сульфатно-хлоридные (3–10), 7 – сульфатно-хлоридные натриевые (10–36), 8 – хлоридные натриевые (36–310), 9 – хлоридные кальциево-натриевые и натриево-кальциевые (250–330); 10 – относительно водоупорные галогенные породы кунгура; 11–13 – границы: 11 – гидрогеохимические, 12 – стратиграфические, 13 – верхняя граница распространения сероводорода в подземных водах; 14 – скважина: а – на линии профиля, б – спроектированная на него (цифра – минерализация воды (г/л) в опробованном интервале), 15 – изолинии содержания брома, 16 – гидроизотермы.
 
В составе гидрокарбонатной зоны выделяются две подзоны: верхняя — кальциевых (магниево-кальциевых) и нижняя — натриевых вод. Мощность последней обычно колеблется от 20 до 100 м и редко более (Юрюзано-Айская впадина). Минерализация гидрокарбонатных натриевых (содовых) вод обычно составляет 0,5–0,9 г/л, но в отдельных случаях достигает 1,2–1,7 г/л. В генетическом отношении чистые содовые воды тесно связаны с терригенными существенно глинистыми пермскими формациями, представленными переслаиванием песчаников, алевролитов, аргиллитов и глин. Они обладают довольно низкими фильтрационными свойствами и невысокой водообильностью. Газовый состав гидрокарбонатных вод отвечает окислительной геохимической обстановке: N2 30–35, CO2 5–30, O2 до 10 мг/л. Газонасыщенность обычно 15–50 мл/л, Eh +100…+650 мВ, рН 6,7–8,8, Т 4–6?С. Содержание гелия (Не) соответствует атмосферному (5?10–5 мл/л).
Зона сульфатных солоноватых и соленых вод развита повсеместно, исключая очаги природного и техногенного (районы некоторых нефтяных месторождений) влияния глубинных рассолов. К ней относятся сульфатный и гидрокарбонатно-сульфатный классы вод с минерализацией от 1–3 до 15–20 г/л, формирующиеся в окислительной геохимической среде главным образом в пермских гипсоносных отложениях. В гидрогеодинамическом отношении она отвечает как зоне интенсивной циркуляции (выше вреза эрозионной сети), так и зоне затрудненного водообмена, где скорости движения подземных вод снижаются до десятков метров в год, а время полного водообмена, напротив, возрастает до сотен и тысяч лет.
Глубина залегания сульфатных вод изменяется от 0 до 250 м и более. Средняя мощность зоны составляет около 100–150 м (см. рис. 4). В пределах зоны заключены основные ресурсы лечебно-питьевых вод инфильтра­ционного происхождения, ведущую роль в формировании состава которых играют процессы экстракции из пород гипса и ионообменные явления с участием поглощенного комплекса пород.
Кислородно-азотный и азотный состав сульфатных вод формируется за счет поступления вместе с инфильтрационными водами газов воздуха и только в редких случаях при глубоком погружении подошвы зоны и большой ее мощности в газовой фазе присутствует Н2S, генетически связанный с биохимическими процессами в сульфатизированных и битуминозных пермских породах. Концентрация О2 вниз по разрезу зоны в связи с его расходованием на окисление органического вещества, железа, сульфидов снижается от 4–5 мг/л до нуля, а величина Eh — от +250 до –150 мВ. Кислотно-щелочной потенциал рН изменяется от 7,3 до 8,8; Т 4–10?С. Увеличивается содержание гелия (до 30–100?10–5 мл/л)
По катионному составу воды сульфатной зоны относятся к двум основным группам — кальциевой (магниево-кальциевой) и натриевой (кальциево-натриевой), — соответствующим гидрогеохимическим подзонам гипсовых и глауберовых вод.
Минерализация вод верхней подзоны обычно не превышает 2,5–2,6 г/л. Это типичные воды выщелачивания гипсов, загипсованных терригенных и карбонатных пород, в составе которых преобладают сульфат-ион (до 80–90%), кальций и магний (до 90–98% суммарно). Мощность подзоны изменяется от 10 до 100 м.
Сульфатные натриевые воды нижней подзоны приурочены к исключительно терригенным гипсоносным пермским осадкам лагунно-морского происхождения, залегающим ниже днищ основных рек региона. Наиболее развиты они в верхнепермских отложениях на западе региона, где глубина залегания кровли подзоны изменяется от 10–20 м в долинах рек до 200 м на водоразделах. Мощность ее в среднем 100 м. В Предуральском бассейне сульфатные натриевые воды вскрываются на глубине до 100–300 м; мощность подзоны здесь может достигать 120–150 м.
Минерализация сульфатных натриевых вод колеблется от 1,4 до 20, обычно 3–10 г/л, причем рост ее происходит с глубиной. При величине минерализации до 6,0–6,5 г/л воды по катионному составу обычно кальциево-натриевые или смешанные (трехкомпонентные). В более минерализованных водах ведущее значение среди катионов принадлежит натрию (до 85–90%), что в абсолютном выражении составляет 4–5 г/л. Образование сульфатных натриевых вод обусловлено двумя взаимосвязанными и взаимообусловленными процессами, стимулирующими друг друга: экстракцией СаSO4 и обменной адсорбцией между кальцием раствора и натрием поглощенного комплекса пород.
Зона сульфатно-хлоридных вод с минерализацией 5–36 г/л, как и лежащая выше, связана главным образом с пермскими отложениями и характеризуется условиями затрудненного гидрогеодинамического режима. В геохимическом отношении зона занимает промежуточное положение, отличаясь окислительно-восстановительной обстановкой (Eh от +100 до ?180 мВ; рН 6,7–7,5), газами атмосферного (О2, N2) и биохимического (Н2S) происхождения. Поэтому в зависимости от газового состава минеральные сульфатно-хлоридные воды могут быть использованы или в лечебно-питьевых, или в бальнеологических целях.
К востоку от меридиана г. Уфы, в краевой части Волго-Камского бассейна и в Предуральском бассейне сероводородные сульфатно-хлоридные воды (5–30 г/л) установлены в карбонатных и терригенно-карбонатных отложениях нижнепермского возраста, а в Западно-Уральском бассейне — в карбонатных каменноугольных и девонских отложениях. Мощность зоны здесь достигает 250 м.
Зона хлоридных рассолов развита повсеместно, занимает наибольший интервал гидрогеохимического разреза (от 3 км на Уфимском плато до 10–11 км в Предуральском прогибе) и полностью соответствует нижнему этажу артезианского бассейна.
В составе зоны выделяется две основные подзоны: натриевых (СаСl2 менее 20%) и натриево-кальциевых (СаСl2 до 50–70%, или 100–150 г/л) рассолов. Указанные подзоны отличаются не только общим ионно-солевым, но микрокомпонентным и газовым составом вод, а также гидрогеодинамическими условиями.
Главные газовые компоненты нижней подзоны — СН4 и N2. H2S в ней отсутствует. Напротив, Н2S является обязательной составной частью газового состава рассолов верхней (натриевой) подзоны. Одним из непременных условий биохимической генерации Н2S, как известно, является подвижность подземных вод, обеспечивающая растворение CaSO4 и жизнедеятельность сульфатредуцирующих бактерий. Это обстоятельство, а также данные по степени метаморфизации рассолов (rNa/rCl), величинам бромного градиента (Br/H), коэффициентов Br/M, He/Ar дают основание связать верхнюю подзону с условиями весьма затрудненного водообмена, а нижнюю — с обстановкой квазизастойного водного режима.


Лекция 5. Геологическая деятельность подземных вод

План:
1.      Карст
2.      Трещиноватость пород
3.      Суффозия
I. Карст. По определению Д.С. Соколова (1962) карст – это процесс разрушения и уничтожения проницаемых растворимых горных пород посредством главным образом выщелачивания их движущимися водами. Выделяются карстующиеся породы – соленые породы (площадь их в мире 4 млн км2), гипсы-ангидриты (7 млн км2) и карбонатные породы (40 млн км2). Различают соляной карст, гипсовый, карбонатный. Для образования карста необходимо наличие следующих условий:
1)     наличие растворимых горных пород,
2)     наличие трещин, обуславливающих возможность циркуляции воды в горных породах,
3)     наличие движущихся вод,
4)     растворяющая способность движущихся вод.
Только при сочетании этих условий образуется карст.
Основные карстовые формы:
1)     трещины, карстовые воронки, колодцы, слепые лога, долины и пр.,
2)     карстовые пещеры, каналы и другие крупные карстовые полости,
3)     каверны и вторичная пористость.
По степени перекрытости карстующихся пород выделяются подклассы закрытого, покрытого, перекрытого и голого карста. Почти 50% территории Башкортостана закарстовано (рис. 5, табл. 5).

Рис. 5. Схема районирования карста
Условные обозначения см. в табл. 5
 

Таблица 5
Районирование карста Башкортостана


Окончание таблицы 5


II. Трещиноватость пород. Трещиноватость представляет собой одну из форм нарушения сплошности горных пород, широко распространенную в осадочных, магматических и метаморфических образованиях земной коры. Трещиноватость является важным фактором, определяющим водопроницаемость пород.
В соответствии с известной классификацией Д.С. Сок
и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.