В. М. Матусевич «Общая гидрогеология» Учебное пособие
Термин «гидрогеология» ввел Ж. Ламарк в 1802 г. для обозначения явлений разрушения и отложения водой. Гидрогеология – наука о подземной гидросфере (ПГ). Она изучает историю ПГ, ее ресурсы и состав, закономерности пространственного распределения составляющих ПГ компонентов, происходящие в ней процессы и взаимодействие с окружающими земными оболочками, а также хозяйственное значение компонентов ПГ и влияние на них деятельности человека. Главным компонентом ПГ являются подземные воды (ПВ). Их изучение осуществляется в неразрывной связи с другими компонентами ПГ, в комплексе всего водообмена и массопереноса.
Рис. 1. Равновесная система В. И. Вернадского
РАЗДЕЛЫ ГИДРОГЕОЛОГИИ • а)Теоретические 1. Общая часть 2. Динамика ПВ 3. Гидрогеохимия 4. Гидрогеотермия 5. История П. Г. (палеогидрогеология) 6. Региональная гидрогеология • б)Методические и прикладные 1. Методика гидрогеологических исследований 2. Разведочная гидрогеология 3. Инженерная гидрогеология (борьба с подземными водами при подтоплении и обводнении) 4. Техногенная гидрогеология (эколого-гидрогеологические аспекты)
Системный подход в гидрогеологии Классификация моделей природных объектов 1) Концептуальная (понятийная); 2) Диаграмма; 3) Модель типа процесс-отклик (результат); Матрица состоит из процесса Х и его результата У Х 1→У 1 Например, процесс выщелачивания горных пород под Х 2→У 2 земными водами можно изобразить через параметры: ……… Х 1 -температура, Х 2 - содержание СО 2, Хn→Уn Х 3 - минерализация исходных подземных вод. Результаты ↑_____ ן выщелачивания могут быть выражены через новый состав Обр. связь ПВ: У 1 -ионно-солевой, У 2 - микрокомпонентный, У 3 минерализация, У 4 - плотность и т. д. 4) Детерминированная модель; 5) Статистическая; 6) Стохастическая. В гидрогеологии имеют место два методологических подхода: генетический и системный.
3. Строение подземной гидросферы В вертикальном разрезе подземной гидросферы условно выделяют (сверху вниз) 3 зоны: 1) зона аэрации; 2) зона насыщения; 3) зона надкритического состояния воды. Рис. 3. 1. Строение подземной гидросферы. 1 - криолитозона, 2 - зона насыщения, 3 - зона воды в надкритическом состоянии, 4 - верхняя мантия, 5 - граница между осадочным и гранитным слоями, 6 - раздел Конрада (отделяет гранитный слой от базальтового), 7 - поверхность Мохоровичича (Мохо).
Рисунок 4. 1. Графики уплотнения песков и глин с глубиной (по Г. Мильде) 1 - глины и глинистые сланцы; 2 -пески и песчаники.
Рис. 5. 1. Структурно-гидрогеологические подразделения (по Е. В. Пиннекеру)
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЙ БАССЕЙН ПЛАСТОВЫХ ВОД БАССЕЙН СТОКА ГРУНТОВЫХ И СУБНАПОРНЫХ ВОД БАССЕЙН ТРЕЩИННЫХ И ТРЕЩИННО-ЖИЛЬНЫХ ВОД БАССЕЙН СТОКА ГРУНТОВЫХ И СУБНАПОРНЫХ ВОД РЕГИОНАЛЬНОЙ ТРЕЩИНОВАТОСТИ БАССЕЙН НАПОРНЫХ ВОД ЛОКАЛЬНОЙ ТРЕЩИНОВАТОСТИ Рис. 6. 1 Схема классификации гидрогеологических бассейнов для территории суши (по А. А. Карцеву).
Пластовое давление элизионных литостатических систем обычно превышает гидростатическое: Pпл. = H·ρ + ΔP = Pгидр + ΔPг (1, 5 – 1, 8 Pгидр) где, ΔP – приращение давления, β* - коэффициент сжимаемости жидкости в водонапорных системах. Основной формой энергии здесь является потенциальная энергия упругой деформации жидкости, накапливающейся в коллекторах в результате уплотнения пород и выжимания из них воды (нефти).
Рис. 6. 2 Схема гидрогеологического бассейна (по С. Б. Вагину с дополнениями и изменениями В. М. Матусевича). А- бассейн пластовых вод; Б- суббасейн грунтовых вод; В- бассейн трещинных и жильно-трещинных вод. Природные водонапорные системы: а- инфильтрационные, б-элизионные. Породы: 1 коллектор, 2 -водоупоры, 3 -магматические, 4 -метаморфические, 5 система трещин в магматических породах, 6 - тектонические нарушения, 7 - направление движения пластовых вод, 8 и 9 области, соответственно, питания и разгрузки.
Рис. 6. 3 Схема водонапорных гидродинамического систем (по развития В. А. природных Кудрякову): 1 – фундамент (ложе бассейна пластовых вод); 2 – глинистые породы; 3 – породы-коллекторы; направление: 4 – движения пластовых вод, 5 – распыленной разгрузки; 7 и 6 – пьезометрические линии соответственно нижнего и верхнего водоносных комплексов; Рпр – приведенное давление; l – длина профиля.
Рис. 6. 4 Схема классификации геогидродинамических систем (по С. Б. Вагину, А. А. Карцеву с дополнениями и изменениями В. М. Матусевича).
Рис. 7. 1 Схема инфильтрационной водонапорной системы (по С. Б. Вагину): породы: 1 - коллекторы; 2 - водоупоры; 3 -напраление движения вод; 4 -пьезометрический уровень. Области: I-питания; IIнапора и стока; III- разгрузки. Рис. 7. 2 Схема элизионной геостатической водонапорной системы (по С. Б. Вагину): породы: 1 - породы-коллекторы; 2 - уплотняющиеся глины и глинистые породы; 3 -напраление движения пластовых вод; 4 -пьезометрический уровень. Области: I-питания и напора; II и IIIсоответственно открытой и скрытой разгрузки;
Рис. 8. 1 Седиментационный этап гидрогеологического цикла. 1 -инфильтрационное питание за счет просачивания метеорных вод; 2 -элизионное питание в результате выжимания из уплотняющихся глин седиментогенных вод; 3 -эндогеннное питание ювенильными флюидами и метаморфогенными водами; 4 - фронт внедрения инфильтрационных вод; 5 - водоносные песчаные отложения; 6 - глинистые водоупоры; 7 - кристаллический фундамент.
Рис. 8. 2 Инфильтрационный этап гидрогеологического цикла (идеальная схема артезианского бассейна по А. М. Овчинникову). а- область питания, б- напора, в - разгрузки, Н 1 -напорный уровень выше поверхности Земли, вызывающий фонтанирование скважин, Н 2 -напорный уровень ниже поверхности Земли. 1 -водоносный горизонт, 2 - водоупорные породы, 3 -уровень подземных вод, 4 -очаг разгрузки (источник), 5 - область питания подземных вод, 6 -направление движения артезианских вод.
Подземные воды Экзогенные Инфильтрогенные (преимущественно метеогенные) Просочившиеся (собственно инфильтрационные) Конденсационные Эндогенные Седиментогенные (большей частью талассогенные) Сингенетические Метаморфо генные Эпигенетические Восстановленные (из осадочных пород) Восстановл енные (из магматичес -ких пород) Магматогенные Вулканические Сквозьмагматические Смешение Рис. 8. 3 Генетическая классификация подземных вод (по Е. В. Пиннекру).
Процессы формирования ПВ Катионный обмен 2 Na++ (Ca++) = Ca++2 Na (раствор) порода раствор порода Mg+++ (Ca++) = Ca+++ (Mg++) (раствор) порода раствор порода Окислительно-восстановительные процессы Me. SO 4+2 C = Me. S+2 CO 2 Na 2 SO 4+2 C = Na 2 CO 3+H 2 S+CO 2 Ca. SO 4+2 C+H 2 O = Ca. CO 3+H 2 S+CO 2 Смешение вод Na 2 CO 3+Ca. SO 4 = Na 2 SO 4+Ca. CO 3
Рисунок 9. 1. Типовая схема строения водоносного комплекса: 1 - водопроницаемые породы, 2 - водоупорные породы, 3 -5 – пьезометрические уровни соответственно I, II и III горизонтов, 6 – направление движения подземных вод, 7 - область питания водоносного комплекса, 8 - родник нисходящий (зона разгрузки)
Водоносный горизонт Однослойный Рисунок 9. 2 а
Водоносный горизонт Многослойный Рисунок 9. 2 б
Тема 11. Гидрогеологическая стратификация Рисунок 9. 3. Типовые схемы залегания водоносных горизонтов: 1 -водоносные горизонты, (аверховодка, бгрунтовые воды, вартезианские), 2 водоупорные породы, 3 уровень ненапорных вод, 4 пьезометрический уровень напорных вод, 5 - направление движения подземных вод, 6 родник грунтовых вод
Полная энергия движущегося подземного потока характеризуется динамическим напором: где, Нd – гидродинамический напор; hp – пьезометрическая высота (высота давления); Z – высота точки измерения относительно плоскости сравнения (геометрическая высота); U – скорость движения жидкости; g - ускорение свободного падения.
а) б) в) Рис. 9. 4 Схемы классической и инверсионной гидрогеохимической зональности. Где, А- пресные воды; Б- солоноватые воды; В – соленые воды; Г- рассолы; а) классическая зональность, б) инверсионная зональность за счет аридизации современного климата и сохранения реликта пресных вод в более глубоких горизонтах; в) инверсионная в гидрогеологических бассейнах молодых платформ и плит за счет дегидратации глинистых минералов и опреснения поровых и пластовых вод.
Тема 10. Виды воды в горных породах (классификация) Рисунок 10 а). По физическому состоянию воды
Рисунок 10 б). По степени связи с частицей горной породы
По соотношению фракций рассчитывается коэффициент неоднородности грунта Сv<3 – однородный, Сv>3 – неоднородный. Рис. 11. 1 Суммарная кривая гранулометрического состава.
Табл. 11. 1 Классификация обломочных горных пород по гранулометрическому составу ( по В. А. Приклонскому) Название породы Валуны Галька и щебень Гравий и дресва Песок очень крупный средний мелкий тонкий Пылеватые частицы Глинистые частицы грубые тонкие Размер частиц, мм > 200 20 -200 2 -20 0, 05 -2 1 -2 0, 5 -1 0, 25 -0, 5 0, 10 -0, 25 0, 05 -0, 10 0, 005 -0, 05 0, 0015 -0, 005 < 0, 0015
Расчет среднего коэффициента общей пористости неоднородного пласта по 1 скважине: где, ni hi – пористость и мощность пропластков. Если скважина вскрывает однородный пласт, то h 1= h 2= h 3= где, N – число интервалов опробования
Расчет среднего коэффициента общей пористости пласта по нескольким скважинам: где, n 1, n 2, . . . , nn – средняя величина пористости по отдельным скважинам Н 1, Н 2. . , Нn – мощность пласта в отдельных скважинах F 1, F 2. . . , Fn – площади дренирования скважин. Если скважины расположены неравномерно по площади и мощность пласта непостоянная, то - есть Н 1≠ Н 2≠…. . ≠ Нn, то При постоянной мощности пласта: где, Nc – число скважин
Коэффициент густоты трещин: где, а – суммарная протяженность трещин, мм F – площадь шлифа, мм 2. Коэффициент трещиноватости определяется по формуле : (трещинной пористости) nт, где, b – раскрытие (ширина) трещины, мм. Коэффициент трещиноватости используется для расчета коэффициента проницаемости трещин, что видно из формулы Кn = 85000 b 2 nт где, Кn – проницаемость, дарси; nт – коэффициент трещиноватости, доли единицы; b – раскрытие (ширина) трещины, мм.
Согласно закону Дарси количество воды Q, просачивающееся через породу в ед. вр. , пропорционально падению напора h площади поперечного сечения породы F и обратно пропорционально длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды: Q = К·F·J; Q/ F = V; V = К·J; V = К, при J = 1. В нефтегазовой и нефтепромысловой геологии и гидрогеологии, физике нефтяного пласта, подземной гидравлике при гидродинамических расчетах, связанных с разработкой нефтяных и газовых месторождений, для оценки проницаемости горных пород обычно пользуются единицей Дарси, которая выводится также из закона Дарси Где, Кп – коэффициент проницаемости в единицах Дарси (милидарси 0, 001 Дарси) Q – расход, см 3/сек µ - вязкость жидкости в спз L – длина пути фильтрации, см ∆p – перепад давления, атм
Переход от Кп к К имеет вид: Где, ρ – плотность подземных вод. μ – вязкость подземных вод.
Скорость распространения изменения давления по пласту характеризуется коэффициентом пьезопроводности (а). 1) Для нефтяных пластов : Где, a – коэффициент пьезопроводности, см 2/с, Кп – коэффициент проницаемости, дарси, µ - вязкость жидкости, спз. n – коэффициент пористости βж – коэффициент сжимаемости жидкости, 1/атм. βп – коэффициент сжимаемости породы, 1/атм. Если заменить (n·βж+βп), на β*, тогда где, β* - коэффициент упругости пласта.
2) Для водоносных горизонтов (µ = 1) где, K – коэффициент фильтрации, м/сутки; β* - коэффициент упругости водоносного горизонта. Коэффициент сжимаемости нефти в зависимости от состава, давления, температуры, газонасыщения изменяется в широких пределах: βн = (7÷ 150)· 10 -5 1/атм. Коэффициент сжимаемости воды возрастает с увеличением содержания в ней газа, уменьшается с повышением минерализации и варьирует в пределах: Коэффициент сжимаемости пород βв = (2, 7÷ 5) 10 -5 1/атм. Вариации коэффициента сжимаемости пород составляют βп = (0, 3÷ 1, 7)· 10 -5 1/атм. Если бы не было сжимаемости, то β = 0 и передача давления происходила бы мгновенно; на самом деле этот процесс длительный (иногда месяцы).
Уровнепроводность Применяется для безнапорных водоносных горизонтов где, aу – коэффициент уровнепроводности; hср – средняя мощность водоносных горизонтов в пределах зоны влияния откачки в данный момент времен, М; µв – коэффициент водоотдачи, доли единицы. Чем лучше фильтрация, чем больше мощности, чем меньше водоотдача, тем быстрее будет перераспределение уровней. Эти коэффициенты широко используются при разработке нефтяных месторождений, эксплуатации подземных вод, осушении месторождений и др.
11. 5. Влажность Любая порода всегда имеет определенное количество воды, сумма которой называется влажностью. Различают весовую и объемную влажность. Весовая влажность – отношение веса воды к весу сухой породы, % где, qв – вес породы, с естественной влажностью. qс – вес породы, высушенной при 105 -1060 С. Объемная влажность – объем воды в 1 см 3 влажной породы, % Wо = Wв·δ где, δ – объемный вес сухой породы, г/см 3. Кроме этого определяется относительная влажность (коэффициент насыщения породы) и дефицит насыщения водой. Коэффициент насыщения где, n = коэффициент пористости. При абсолютно сухой породе К = 0.
В зависимости от величины КW песчаные породы разделяются на 3 типа: 1) сухие пески (0< КW<1/3); 2) влажные (1/3< КW<2/3); 3) мокрые до насыщения (2/3< КW<1); Дефицит насыщения – разность между полной влагоемкостью (см. ниже) и естественной влажностью. dn=Wп. в. -Wв, %
11. 6 Влагоемкость и водоотдача Влагоемкость – способность горных пород принимать, вмещать и удерживать в себе определенное количество воды. Выражается она коэффициентом влагоемкости в весовых или объемных %%. В весовых – отношение веса воды к весу сухой породы; в объемных %% объема воды к объему образца. Их взаимосвязь выражается следующей формулой: Wо. в. =Wв. в. ·δ где, Wо. в – коэффициент объемной влагоемкости, % Wв. в. – коэффициент весовой влагоемкости, % δ – объемный вес сухой породы, г/см 3. В зависимости от типа воды в горных породах различают влагоемкость: гигроскопическую, молекулярную, капиллярную и полную.
Водоотдача – способность горных пород, насыщенных до полной влагоемкости, отдавать часть воды путем свободного стекания под влиянием силы тяжести. µв = Wп. в. – Wм. в. где, µв – коэффициент водоотдачи, доли ед. , Wп. в. – полная влагоемкость, Wм. в. – максимальная молекулярная влагоемкость. Она определяется лабораторным путем, по данным режимных наблюдений и опытных откачек. По режимным наблюдениям определяется: где, Qеt – средний расход подземного потока в зоне стока грунтового водоносного горизонта за время t. ∆V – объем пласта, осушенного за это же время. Qеt – можно определить как ∑Q источников или ∑ подземного питания реки. ∆V – определяется по данным режимных наблюдений в пределах площади, ограниченной водоразделом грунтовых вод, который устанавливается по карте гидроизогипс.
По результатам наблюдений за понижением уровня воды в наблюдательных скважинах при опытных откачках водоотдача определяется по формуле: где, Q – дебит центральной скважины, м 3/сутки r – расстояние наблюдательных скважин от центральной по лучу, м. t – продолжительность откачки, сутки; S 1 -S 2 – понижение уровня воды в наблюдательных скважинах, м
в пород, вязкости воды и продолжительности дренирования горных пород. В табл. 3 приведено среднее значение µв по О. Б. Скиргелло. Таблица 3. Величина коэффициента водоотдачи (μв) для различных Коэффициент типов пород Порода тонкие пески и супеси мелкие и глинистые пески средние пески крупные и гравелистые пески песчаники на глинистом цементе бурые угли известняки трещиноватые водоотдачи (μв) 0, 10 -0, 15 -0, 20 -0, 25 -0, 35 0, 02 -0, 03 0, 02 -0, 05 0, 008 -0, 10
11. 7. Водо-, нефте- и газонасыщенность Эти свойства характеризуются соответствующими коэффициентами. Коэффициент водонасыщенности Vв – объем воды Vпор. – объем пор. Вычисляется по формуле, в которую входят результаты лабораторных исследований пород. где, Vв-объем воды, отогнанной при экстрагировании, см 3 ρп-плотность породы (объемный вес скелета вместе с порами), г/см 3 n – коэффициент пористости; p 1 – вес образца после экстрагирования и сушки, г
Коэффициент нефтенасыщенности где, р – вес образца до экстрагирования, г; ρн – плотность нефти, г/см 3; ρв – плотность воды, отогнанной из образца экстрагированой породы, при температуре опыта, г/см 3.
Коэффициент газонасыщенности Sг=1 -( Sв- Sн) Водо-, нефте- и газонасыщенность определяется также геофизическими методами, например БКЗ, но это приближенно. По коэффициенту водонасыщенности можно рассчитать коэффициент нефтеотдачи (η) : где, Sо. в – общая водонасыщенность пласта, % Sв – коэффициент водонасыщенности, % Более точным является метод определения нефтеотдачи, основанный на использовании данных эксплуатации месторождения: где, Q 1 – количество добытой нефти с начала разработки, Т; Q 2 – первоначальные запасы нефти в заводненной части пласта, Т где, F – площадь заводненной части пласта, заключенная между начальным и текущим контурами нефтеносности; h – средняя мощность заводненной части пласта ∑Fh , м ∑F где, n – средняя пористость в заводненной части пласта; S н – коэффициент нефтенасыщенности; ρ н – плотность нефти, т/м 3; b – объемный коэффициент нефти.
11. 8. Капиллярность Высота капиллярного поднятия Нк определяется по формулам и опытным путем – в лабораторных условиях. Она прямо пропорциональна поверхностному натяжению и углу смачивания и обратно пропорциональна радиусу трубки (поры), плотности жидкости и ускорению силы тяжести: где, σ – поверхностное натяжение, дин/см α – угол между стенкой капилляра и силой «b» (рис. 11. 8) r – радиус трубки (поры), см ρ – плотность жидкости, г/см 3 g – ускорение силы тяжести, см/сек 2 При расчетах Нк для воды при t 0=00 С, σ = 75, 6 дим/см; α = 0, ρ =1, g = 980 см/сек 2.
Рис. 11. 8 Схема капиллярного поднятия воды Рис. 11. 9 Разновидности капиллярной воды: I – капиллярно – подвешенная вода; II – капиллярно-поднятая вода.
Для определения Нк в песчано-глинистых породах существует формула Козени: где, n – коэффициент пористости dе – эффективный диаметр При определении Нк нефти в сухих песках пользуются формулой Е. Диф где, Ө - угол контакта нефти с песком (обычно Ө = 0) d – средний диаметр песчинок, мм n – пористость песка, % В лабораторных условиях Нк определяется с помощью стеклянной трубки и капилляриметров (Г. Н. Каменского).
Таблица 4 Значения предельной высоты капиллярных поднятий для некоторых горных пород Породы Песок крупнозернистый среднезернистый мелкозернистый Супесь Суглинок Глина мягкая Глина плотная Значения Нк, см 2, 0 -3, 5 12, 0 -35, 0 -120, 0 -350 350 -650 650 -1200 >1200
Рис. 12. 1 Схема формирования пьезометрического напора подземных вод (элементы фильтрационного потока). H=P· γ + Z Где, Н – пьезометрический напор; P – Гидростатическое давление в данной точке потока; γ – удельный вес (плотность) воды; Z – Высота (отметка) данной точки потока над выбранной плоскостью срав P·γ (hp) Пьезометрический напор- высота, на которую поднимается вода в данной точке под влиянием гидростатического давления.
Рис. 12. 2 Гидродинамическая сетка подземных вод, элементы фильтрационного потока. Где, K – коэффициент фильтрации, м/сутки; или – напорный градиент или гидравлический уклон (падение напора (уровня) на единицу длины пути фильтрации). Рис. 12. 3 Закон Дарси, элементы фильтрационного потока
Выразим уравнение Дарси через скорость движения жидкости: Q=V·F разделив обе части уравнения Дарси на F, получим: V= K∙I т. е. при I=1 V= K, таким образом, коэффициент фильтрации - это скорость фильтрации воды при I = 1. Однако скорость фильтрации V= K I не представляет собой действительной скорости движения воды в порах, а является величиной, отнесенной ко всему сечению. Чтобы получить действительную скорость нужно разделить V на коэффициент пористости n: Закон Дарси характеризует граничные пределы ламинарного (струйчатого) движения воды в горных породах, им и ограничиваются условия его применения.
12. 3. Водопроводимость Характеризуется коэффициентом водопроводимости T=K·h Т=K·m где h, m – средняя толщина напорного (m) и безнапорного (h) водоносного горизонта. Он выражает способность водоносного горизонта (комплекса) толщиной h и m, и шириной 1 м, фильтровать воду в единицу времени при I=1. Таким образом, коэффициент фильтрации K и водопроводимость горных пород T зависят от многих факторов (свойства фильтрующейся жидкости и фильтрующей среды).
13. 2. 1. Кондуктивная теплопередача К параметрам, характеризующим тепловой поток из недр Земли относятся геотермический градиент, геотермическая ступень и плотность теплового потока (Г, G, q). где, ε – удельное тепловое сопротивление пород (м/час 0 С /ккал). 13. 2. 2 Конвективный теплоперенос. Н. А. Огильви дал математическое обоснование теплового эффекта при восходящем (нисходящем) движении подземных вод. где, Гн – геотермический градиент на глубине Н; Гн=0 – начальный Г при Н=О; V – скорость фильтрации ( «+» при восходящем, «- » - при нисходящем движени λ – теплопроводность пород.
Н. М. Фролов (1976) предложил формулу, которая базируется на значении модуля подземного стока (Мподз. ) и Г для конкретных площадей G = 0, 3 Г (h -2500) Мподз Со где, h – мощность зоны (слоя) подземного стока 2500 – поправка на безградиентную зону, Со – удельная теплоемкость воды Г – геотермический градиент По этой формуле он получил среднее количество тепла для территории СНГ G =0, 24 мк кал/см 2·с. При оценке выноса тепла с подземными водами следует учитывать и вынужденную конвекцию, т. е. дополнительное поступление тепла при вскрытии глубинных термальных вод буровыми скважинами. В отдельных случаях она может быть значительной. Например, на Камчатке суммарный вынос тепла опытными скважинами в 2, 5 раза выше естественных конвективных теплопотерь.
Понятие о геотермическом градиенте (Г) и геотермической ступени (G) Геотермический градиент изменяется от 0, 6 до 60/100 м, а иногда до 200/100 м. Геотермическая ступень в среднем составляет 33 м, но изменяется в широких пределах: от 1 до 200 м/0 С зная эти параметры, можно вычислить температуру недр на любой глубине (Н). где, tв – среднегодовая температура воздуха h – глубина слоя постоянных температур Можно решить и обратную задачу, Н = G(Тн – tв)+ h т. е. определить глубину, зная температуру.
Рисунок 14. 1. Аномалии вод
Рисунок 14. 2. Структура воды Рисунок 14. 3. Структура воды
Таблица 5. Классификация вод по величине минерализации. Класс вод Подкласс вод Минерализация, г/л Пресные Ультрапресные <0, 1 Умеренно пресные 0, 1 -0, 5 Собственно пресные 0, 5 -1, 0 Солоноватые* Слабосолоноватые 1 -3 Умеренно солоноватые 3 -10 Соленые Рассолы 10 -35 Слабые 35 -100 Крепкие 100 -320 Сверхкрепкие 320 -500 Предельно насыщенные > 500 *По ГОСТ 14403 -72 к солоноватым отнесены воды с общей минерализацией 1 -25 г/кг, что, по сути, неверно. Разделяю в этом вопросе точку зрения С. Л. Шварцева [9].
14. 5. 5. Окислительно-восстановительный потенциал воды где, Еh – потенциал индифферентного электрода, отнесенный к нормальному водородному полуэлементу, Е 0 – нормальный потенциал системы – постоянная, характеризующая данную ОКВ – систему, значение которой замеряется при концентрациях окисленной и восстановленной частей системы, соответствующей 1 молю каждая: R – газовая постоянная – 8, 313 дж/град, Т – абсолютная температура, n – число электронов, участвующих в реакции, F – заряд грамм – иона, равный 96500 к, [оx] и [red] – молярные концентрации окисленной и восстановленной формы или
Таблица 7. Классификация бактериологического состояния воды. ГРУППА ОДНА КИШЕЧНАЯ ПАЛОЧКА, В МЛ ВОДЫ БАКТЕРИОЛО ГИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ ВОДЫ 1 100 Здоровая 2 10 Достаточно здоровая 3 1 Сомнительная 4 0, 1 Нездоровая 5 0, 01 Совершенно нездоровая
Таблица 8 Растворимость газов в воде, мл/л (по Ф. Ф. Лаптеву, И. Ю. Соколову) Газ Температура, 0 С 0 10 20 30 40 50 Азот(N) 23, 5 18, 6 15, 5 13, 4 11, 8 10, 9 Водород (Н 2) 21, 7 19, 8 18, 2 17, 2 16, 6 16, 3 Кислород (О 2) 48, 9 38, 0 31, 0 26, 1 23, 1 20, 9 Метан (СН 4) 55, 6 41, 8 33, 1 27, 6 23, 7 21, 3 Сероводоро 4670 д (Н 2 S) 3400 2580 2040 1660 1390 1190 878 665 530 436 Диоксид углерода (СО 2) 1710
Рис. 15. 2. 1 Гидрогеологический разрез зоны аэрации и верхней части зоны насыщения. Условные обозначения: В - зона аэрации (верховодка), Г - зона насыщения (грунтовые воды), УГВ - уровень грунтовых вод.
Поверхность грунтовых вод может менять свой уклон под влиянием изменения фильтрационных свойств пород. Рассмотрим такую возможность исходя из уравнения Дарси для единичного расхода грунтового потока: Q = K·h·i где Q – расход на 1 м потока, h – мощность грунтового потока, i – гидравлический уклон (напорный градиент). То есть при постоянном расходе уклон поверхности грунтовых вод обратно пропорционален коэффициенту фильтрации пород и мощности грунтового потока.
Рисунок 15. 2. 3 Форма зеркала грунтовых вод на междуречье: / — песок; 2 — песок водоносный; 3 — глина; 4 — кривая депрессии; 5 — родник нисходящий
Рисунок 15. 2. 2 Схема строения грунтового потока (а) и грунтового бассейна в сочетании с потоком (б): / — водопроницаемые пески; 2 — водоупорные породы; 3 — уровень грунтовых вод; 4 — направление движения воды; 5 — родник грунтовых вод.
Рисунок 15. 2. 3. 1 Различные случаи соотношения грунтовых и речных вод в периоды паводков. По М. А. Вевиоровской: а — река обычно дренирует горизонт грунтовых вод; б — река всегда питает грунтовые воды; в — гидравлическая связь между грунтовыми и поверхностными водами отсутствует даже в паводки; г — гидравлическая связь между грунтовыми и поверхностными водами отсутствует только в период низкого уровня в реке; д — река влияет на уровень грунтовых вод только в узкой приречной полосе; 1 — водопроницаемые породы; 2 — водоупорные породы; 3 — уровень грунтовых вод
Рисунок 15. 2 Взаимоотношение артезианских и грунтовых вод. По A. M. Овчинникову: а — питание артезианских вод грунтовыми; б — переход артезианских вод в грунтовые; в — питание грунтовых вод артезианскими. 1 — водоносные рыхлые четвертичные отложения; 2 — водоносные горизонты в коренных породах; 3 — водоупорные породы; 4 — уровень воды; 5 — направление движения воды
Рис. 15. 2. 4 Поперечный разрез речной длины с горизонтами грунтовых вод в водопроницаемых отложениях речных террас. Условные обозначения: 1 – песок; 2 – галечник; 3 – коренное ложе долины (изверженные породы); 4 - глина; 5 - суглинок.
Рисунок 15. 2. 4. 1 Переуглубленные участки коренного ложа речной долины с «карманами» древних ложбин стока, заполненных подземными водами. Условные обозначения: 1 – покровные суглинки и глины; 2 –песок; 3 – глина; 4 – «карман» с грунтовыми водами; 5 – коренное ложе долины реки; 6 – речные террасы.
Рис. 15. 2. 4. 2 Грунтовые воды предгорий.
Рис. 15. 2. 5. Артезианский бассейн при обращенном рельефе. Рис. 15. 2. 5. 1 Артезианский бассейн при прямом рельефе (синклиналь).
IV Рис. 17. Условия движения подземных вод в различных вертикальных зонах закарстованных пород [Соколов, 1962]. I— зона аэрации; II — зона сезонного колебания уровня; III — зона полного насыщения; IV- 1— закарстованные известняки; 2 и 3 — соответственно, высокий и низкий уровни подземных вод. Стрелками показано направление движения воды.
Рис. 18. Изменение толщины слоя мерзлоты в зависимости от геоструктурных условий (на примере Западной Сибири, по Г. Б. Острому).
Рис. 18. 1 Схемы надмерзлотных таликов: а) под котловиной озера; б) под долиной реки; в) сквозной подрусловой талик.
Рис. 19. 1 Эрозионный источник водоносные известняки; 2 – водоупорные слои Рис. 19. 1. 1 Переливающиеся родники (по М. Е. Альтовскому)
Рис. 19. 1. 2 Перемежающийся родник Рис. 19. 1. 3 Источники артезианских вод 1 – водоносные известняки; 2 – водоупорные слои
Рис. 19. 1. 4 Источники мерзлотных вод летом (а) и зимой (б) 1 - деятельный слой; 2 – изверженные породы; 3 – промерзшие изверженные породы; 4 – границы сезонного промерзания
Рис. 19. 1. 5 Восходящий родник тектонических зон 1 - восходящий источник; 2 – направление движения вод; 3 – зона трещиноватости; 4 – тепловой поток
По отношению минимального дебита к максимальному (Qmin/Qmax) Е. М. Альтовский выделяет пять групп источников: Qmin/Qmax 1: 1 -1: 2 Весьма Постоянны Источники постоянны е е 1: 2 -1: 10 -1: 30 -1: 100 Переменн ые Весьма переменны е Исключите льно переме нные В последние десятилетия в атмосферу выбрасывается до 200 млн т пылеватых частиц, в том числе частиц, содержащих медь, цинк, свинец. Внушительны и другие данные, характеризующие вмешательство человека в природную среду, т/год: Вносимые удобрения Мусороотходы Добыча полезных ископаемых Добыча и переработка горных пород (половина уходит в отвалы) 3 ∙ 108 20 ∙ 109 5 ∙ 109 1∙ 1012
Скачать презентацию В М Матусевич Общая гидрогеология Учебное пособие
курс лекций по Общей гидрогеологии.ppt