Гидрогеология и основы геологии: учебное пособие для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлению подготовки "Природообустройство" 9785160127996, 9785161055472

Citation preview

Н.П. КАРПЕНКО И.М. ЛОМАКИН В.С. ДРОЗДОВ

ГИДРОГЕОЛОГИЯ И ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Учебник

Рекомендовано учебно-методическим объединением по образованию в области природообустройства и водопользования в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлению подготовки «Природообустройство»

Москва ИНФРА-М 2017

ПРЕДИСЛОВИЕ

УДК 55+551.49 ББК 26.3 К А в т о р ы: Карпенко Н.П., доктор технических наук, профессор кафедры гидрологии, гидрогеологии и регулирования стока ФГБОУ ВО «РГАУ-МСХА» имени К.А. Тимирязева; Ломакин И.М., кандидат геолого-минералогических наук, профессор кафедры гидрологии, гидрогеологии и регулирования стока ФГБОУ ВО «РГАУ-МСХА» имени К.А. Тимирязева; Дроздов В.С., кандидат геолого-минералогических наук, доцент кафедры гидрологии, гидрогеологии и регулирования стока ФГБОУ ВО «РГАУМСХА» имени К.А. Тимирязева Р е ц е н з е н т ы: Кирейчева Л.В., доктор технических наук, профессор, научный руководитель направления, заведующий отделом природоохранных и информационных технологий ФГБНУ ВНИИГиМ имени А.Н. Костякова; Раткович Л.Д., кандидат технических наук, профессор кафедры комплексного использования водных ресурсов и гидравлики ФГБОУ ВО «РГАУ-МСХА» имени К.А. Тимирязева

Карпенко Н.П. К Гидрогеология и основы геологии : учебник / Н.П. Карпенко, И.М. Ломакин, В.С. Дроздов. — М. : НИЦ ИНФРА-М. — 2017. — 328  с.  — (Высшее образование: Магистратура).  — www.dx.doi.org/ 10.12737/ХХХХХ. ISBN 978-5-16-012799-6 (print) ISBN 978-5-16-105547-2 (online) В учебном пособии изложены основы геологии, приведены общие сведения о Земле, ее форме, строении, характеристиках и свойствах; рассмотрены минералы и горные породы и даны их классификации. Рассмотрены методы определения возраста горных пород, основные геологические эндогенные и экзогенные процессы. Приведены сведения о гидрогеологии, рассмотрены виды вод в минералах и горных породах и даны основы гид­ рогеологической стратификации. Особое внимание уделено физическим свойствам, химическому составу и законам движения подземных вод, методам определения их гидрогеологических параметров, а также вопросам охраны подземных вод от их истощения и загрязнения. Учебное пособие предназначено для студентов, обучающихся по направлениям подготовки 20.03.02 «Природообустройство и водопользование», 21.03.02 «Землеустройство и кадастры», 05.03.06 «Экология и природопользование», 20.03.01 «Техносферная безопасность», 08.03.01 «Строительство» (квалификация «бакалавр»).

УДК 55+551.49 ББК 26.3 ISBN 978-5-16-012799-6 (print) ISBN 978-5-16-105547-2 (online)

©  Карпенко Н.П., Ломакин И.М., Дроздов В.С., 2017

При проектировании объектов природообустройства и  инженерных систем возникает ряд вопросов, связанных с изучением общих природных (геологических и  гидрогеологических) условий, способных оказать влияние на проектируемые сооружения; оценкой развития гидрогеологических и  инженерно-геологических процессов, возникающих при функционировании объектов природообустройства; выявлением и количественной оценкой деформаций, возникающих в  фундаментах и  основаниях сооружений. Решение подобных задач входит в компетенцию таких основных дисциплин, как «Геология», «Гидрогеология» и «Инженерная геология». Настоящее учебное пособие составлено по материалам лекционного курса «Геология и основы гидрогеология», который читается авторами более 30 лет для студентов различных курсов и направлений подготовки. Данное учебное пособие рекомендуется прежде всего для подготовки бакалавров первого, второго и третьего курсов, обучающихся по направлениям подготовки 20.03.02 «Природообустройство и водопользование», 21.03.02 «Землеустройство и  кадастры», 05.03.06 «Экология и  природопользование», 20.03.01 «Техносферная безопасность», 08.03.01 «Строительство». При написании книги были использованы учебники и  учебные пособия для курсов «Геология», «Гидрогеология», «Геология и основы гидрогеологии», «Инженерная геология», «Геоэкология» и ряда других дисциплин, а также справочники и справочные руководства, научные монографии и другие материалы. Учебное пособие «Гидрогеология и  основы геологии» составлено в соответствии с требованиями Федерального государствен­ ного образовательного стандарта высшего образования по направлению подготовки «Природообустройство и  водопользование» (квалификация «бакалавр»). В подготовке рукописи учебного пособия к  изданию участвовали сотрудники кафедры гидрологии, гидрогеологии и регулирования стока: раздел I написана доктором технических наук, профессором Н.П. Карпенко и кандидатом геолого-минералогических наук, доцентом В.С. Дроздовым, раздел II — доктором технических наук, профессором Н.П. Карпенко и кандидатом геолого-минералогических наук, профессором И.М. Ломакиным. Общее руко3

водство авторским коллективом осуществляла доктор технических наук, профессор Н.П. Карпенко. Авторы учебного пособия «Гидрогеология и основы геологии» будут признательны за любые отзывы и замечания, направленные на улучшение его содержания.

4

ВВЕДЕНИЕ Геология — наука о строении, происхождении, развитии, формах, размерах, физических свойствах и  химическом составе Земли, т.е. геология (от греч. geo — Земля, logos — учение) — наука о Земле. В становлении геологии большую роль сыграли зарубежные и отечественные ученые, которые внесли большой вклад в ее достижения. Основоположниками этой науки следует считать А. Вернера, Д. Геттона, Ч. Лайеля, М.В. Ломоносова, В.И. Вернадского, А.П. Карпинского, А.Е. Ферсмана, А.П. Павлова, В.А. Мушкетова, В.А. Обручева, Н.М. Страхова и др. Большую роль в становлении гидрогеологии и инженерной геологии сыграли научные труды Ф.П. Саваренского, А.Ф. Лебедева, Г.Н. Каменского, В.А. Приклонского, И.В. Попова, Л.Д Белого, О.К. Ланге, А.Н. Семихатова, Е.М. Сергеева, Г.С. Золотарева и др. Современная геология — это комплексная наука, которая включает ряд самостоятельных дисциплин: •• науку о полезных ископаемых (занимается поиском, разведкой, оценкой и эксплуатацией полезных ископаемых, используемых в качестве минерально-сырьевых ресурсов); •• геотектонику (науку о  строении земной коры, геологических структурах и  закономерностях их расположения и  развития, о деформациях и движениях земной коры и движениях литосферных плит); •• динамическую геологию (науку о  процессах, протекающих внутри Земли и на ее поверхности); •• историческую геологию (науку об истории и закономерностях развития Земли с  момента ее образования до  настоящего времени, которая изучает изменения физико-географических условий в различные периоды жизни Земли); •• палеонтологию (науку об  ископаемых остатках растений, животных, которые встречаются в осадочных отложениях земной коры и показывают возраст горных пород, решая вопросы геохронологии земной коры); •• геохимию (науку о  закономерностях распределения (концентрации и  рассеяния) и  процессах миграции химических элементов в  земной коре и  в Земле в  целом, включающую собственно минералогию (науку о  минералах); кристаллографию (науку, изучающую кристаллы и кристаллическое состояние вещества); петрографию (науку о  горных породах и  природных 5

минеральных ассоциациях) и  литологию (науку об  осадочных горных породах); •• гидрогеологию (науку о  подземных водах, их формировании, происхождении, движении и свойствах, режиме и балансе, роли в народном хозяйстве и т.д.); •• инженерную геологию (науку об  изменениях свойств горных пород при инженерной деятельности, занимающуюся изучением горных пород в  качестве основания и  среды для сооружений. Инженерная геология включает грунтоведение, механику грунтов и мерзлотоведение); •• геофизику (науку, изучающую физические явления и процессы, происходящие в Земле, включающую методы сейсморазведки, магниторазведки, гравиразведки и  электроразведки, которых активно и  широко применяются во многих практических задачах геологии). В последние годы весьма актуальным становится такой раздел геологии, как геоэкология  — междисциплинарная комплексная наука, рассматривающая роль геологических условий как элемента среды обитания человека и изучающая внешние и внутренние геосферные оболочки Земли и их экологические функции (литосферу, гидросферу, атмосферу).

6

Раздел I ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Глава 1 Общие сведения о Земле и Вселенной 1.1. Происхождение Земли и планет Солнечной системы

По современным представлениям происхождение Земли является частью процесса происхождения и развития Вселенной, начавшегося около 13,7 млрд лет назад с события, называемого Большим Взрывом. Предполагается, что вся имевшаяся материя была первоначально сконцентрирована в некотором небольшом объеме, пребывала в сверхплотном состоянии, обладала очень большой внутрен­ ней энергией и температурой и находилась при этом в равновесии. В какой-то момент за счет внутреннего саморазвития равновесие было потеряно, энергия реализовалась в виде колоссального взрыва и частицы материи, представлявшие собой потоки элементарных частиц, полетели во все стороны с огромной скоростью. Силы гравитации постепенно соединили в  различные по  размеру сгустки отдельные части разлетающейся материи. Элементарные частицы начали соединяться в атомы и молекулы, и сгустки материи постепенно превратились в галактики, звезды и планеты. На это ушло примерно 10 млрд лет. Физические расчеты показывают, что процесс консолидации материи, находящейся в газообразном, пылеватом и плазменном состоянии, неизбежно сопровождается раскручиванием. Из подобного сгустка раскаленной материи сформировались наша галактика, Солнечная система и планета Земля. Этот этап истории Земли называется догеологическим. Возраст Земли оценивается в 4,57 млрд лет, когда по представлениям астрономов и геологов из  газо-пылеватого облака выделились Солнечная Система и  некоторое определенное небесное тело — протоземля [10, 15]. 7

Характеристики Солнечной системы приведены ниже: Расположение......................................................... Галактика Млечный Путь Расстояние до центра галактики, световых лет..................................... 27 170 Период обращения, млн лет................................................................225–250 Орбитальная скорость, км/с...............................................................220–240 Граница влияния тяготения Солнца, световых лет.................................. 1–2 Ближайшая звезда............................................................Проксима Центавра Расстояние до планеты Земля, а.е.1............................................................... 1 Число известных планет............................................................ 8, возможно 9 Число карликовых планет.............................................................................. 5 Число спутников............................... 415 (172 у планет, 243 у малых планет) Число малых тел...................................................700 тыс. (на ноябрь 2016 г.) Число комет...............................................................3441 (на ноябрь 2016 г.)

Солнечная система включает центральную звезду  — Солнце и  многочисленные космические объекты, вращающиеся вокруг него. На Солнце приходится 99,866% массы всей системы. Четыре внутренние планеты (земная группа) — Меркурий, Венера, Земля, Марс и пояс астероидов состоят в основном из силикатов и  металлов. Четыре внешние планеты  — Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун  — газовые гиганты, они более массивны, чем планеты земной группы. Юпитер и Сатурн состоят главным образом из  водорода и  гелия, а  в составе Урана и  Нептуна значительная часть — это метан и окись углерода. Меркурий — ближайшая к Солнцу и самая маленькая по размерам планета Солнечной системы. Атмосфера Меркурия очень разряжена (по сравнению с земной), состоит из атомарного водорода, гелия и небольшого количества кислорода, ее мощность приблизительно равна 600 км. Средняя плотность Меркурия ρ = 5,42 г/см3, температура на поверхности колеблется от +500°С на дневной стороне до –180°С на ночной стороне. Среднее расстояние от Меркурия до Солнца — 58 млн км = 0,38 а.е. Венера — ближайшая соседка Земли, она хорошо наблюдается невооруженным глазом. Продолжительность суток на  Венере составляет 243 земных суток, а  удалена она от  Солнца на  0,72 а.е. Плотность Венеры ρ = 5,25 г/см3. В  отличие от  других планет ее суточное вращение происходит в  противоположную сторону. На Венере отсутствует магнитное поле, а атмосфера на 90–95% состоит из углекислого газа, количество кислород не превышает 0,4%. Температура на  дневной поверхности Венеры составляет около 500°С, давление — 100 атм. 1

8

Астрономическая единица — а.е. 1 а.е. = 150 млн км.

Земля  — планета, которая располагается между Венерой и Марсом. Среднее значение ее плотности ρ = 5,52 г/см3. У Земли единственный спутник — Луна, обладающая корой, мощность которой достигает 25 км. Температура на поверхности Луны изменяется от +130°С на дневной поверхности до –180°С на ночной поверхности. Марс находится на  расстоянии 1,52 а.е. от  Солнца. Полный оборот он совершает за 687 земных суток. Диаметр Марса составляет 6780 км, а  его плотность ρ = 3,94 г/см3. У  Марса два спутника — Фобос и Деймос. Планета Марс имеет атмосферу, которая по химическому составу отличается от земной: 95,3% углекислого газа с небольшой примесью (2,7%) азота, водяные пары и кислород. Температура на  Марсе составляет от  -71°С до  +24°С, т.е. близка к земной. Ученые предполагают наличие на поверхности Марса литосферы мощностью до 30 км. Юпитер  — самая большая планета Солнечной системы. По  объему Юпитер превосходит Землю почти в  1300 раз, а  по массе  — в  318 раз. Юпитер обладает мощной силой притяжения и может удерживать вокруг себя легкие газы. Атмосфера Юпитера состоит из  водорода и  его соединений (метана, аммиака, гелия), присутствуют углекислый газ и  водяной пар. На  долю водорода приходится 74%, а гелия — 26%. Юпитер имеет 16 спутников, скорость его вращения вокруг Солнца — около 13 км/с. Юпитер делает один оборот примерно за 12 земных лет. Большая плотность Юпитера дает основание предполагать, что он состоит не только из водорода и гелия — в его ядре присутствует железо. Установлено, что на поверхности Юпитера имеется интенсивное магнитное поле, которое в 40 раз сильнее земного, а температура на его поверхности составляет -140°С. Сатурн — планета внешней группы. Его поверхность не видна из-за плотного слоя атмосферы, которая состоит из метана и водорода. Температура наружного слоя атмосферы очень низка и  составляет –180°С. Особенностью Сатурна являются его кольца (внешние и  внутренние), состоящие из  мельчайших метеоритов и космической пыли. Масса планеты превышает земную в 95 раз, период обращения Сатурна вокруг Солнца — 29,5 земных лет. Уран и  Нептун  — планеты, похожие друг на  друга по  размеру и  плотности. По  диаметру они примерно в  4 раза больше Земли, а по массе — примерно в 15 раз. Предполагается, что внутри Урана содержится повышенное количество гелия. Плотность планет  — 1,27 и 1,64 г/см3 соответственно. 9

Пояс астероидов находится между орбитами Марса и Юпитера. Его крупнейшими объектами являются карликовая планета Церера и астероиды Паллада, Веста и Гигея. За орбитой Нептуна располагаются транснептуновые объекты, состоящие из  замерзшей воды, аммиака и  метана. Крупнейшие из них — Плутон, Седна, Хаумеа, Макемаке, Квавар, Орк и Эрида. Сюда относится пояс Койпера — область реликтов времен образования Солнечной системы, который является большим поясом осколков, подобным поясу астероидов, но состоящих в основном изо льда. Простирается он между 30 и 55 а.е. от Солнца. Его суммарная масса оценивается в 0,01–0,1 массы Земли.

непосредственного наблюдения и изучения, но их глубина обычно составляет десятки-сотни метров и редко превышает 1 км.

1970 г. 1 2 3 4

1.2. Методы изучения глубинного строения Земли

Рассмотрим сначала методы и  источники информации о  глубинном строении Земли. 1.  Бурение. Всем хорошо известны эти методы, однако далеко не все представляют их возможности и масштабы. Скважины глубиной 3–7 км считаются глубокими, более 7 км — сверхглубокими. Практически все они пробурены в научных целях. Самая глубокая в мире Кольская сверхглубокая скважина глубиной 12 262 м была пробурена в Советском Союзе. Бурение было начато в 1970 г., прерывалось из-за аварий и прекращено в 1992 г. Первоначально предполагалось пробурить 15 км. Бурение глубоких скважин — очень дорогое и продолжительное мероприятие. Бурение в  научных целях усложняется необходимостью постоянного отбора образцов пород, поэтому оно под силу только богатым странам с развитой экономикой (рис. 1.1). В мире сооружается довольно много (сотни в  год) менее глубоких (от  сотен метров до  нескольких километров), но  тоже довольно значительных скважин для поиска и  добычи нефти, газа и других полезных ископаемых. В год сооружаются многие тысячи скважин для водоснабжения и  изысканий. Изыскательские скважины имеют целью изучение разреза и отбор образцов для проектирования и  строительства. Их глубина  — от  нескольких метров до нескольких десятков метров. Любые скважины весьма полезны для изучения глубинного строения Земли, особенно тем, что позволяют непосредственно получать образцы пород, но  одного бурения явно недостаточно. 2.  Горные выработки  — шахты и  карьеры. Они дают очень много полезной информации, горные породы в них доступны для 10

07 км, PR Вулканические породы (диабазы) песчаники, доломиты

5 6 1975 г., 1984 г. 7 8

После 7 км, AR Гнейсы, амфиболиты Стволы скважины разошлись на 300 м

9 10 11 12 1983 г., 1990 г.

км

Рис. 1.1. Схема Кольской сверхглубокой скважины [8]

3.  Обнажения горных пород на склонах. Обнажением называется участок выхода на поверхность геологического тела, перекрытого в других местах вышележащими породами (рис. 1.2). При необходимости площадь обнажения можно увеличить, сделав расчистку. Обнажения позволяют подробно изучить горные породы, но глубина, на которую при этом можно заглянуть, определяется глубиной эрозионного вреза и лишь в редчайших случаях превышает 1 км. 4.  Геофизические (прежде всего сейсмические) методы. Геофизика — раздел геологии, основанный на изучении физических свойств горных пород, геологических тел и Земли в целом. Гео11

Взрыв

Регистрация отраженных волн

5 Отраженные сейсмические волны

4 3 2 1 Рис. 1.2. Обнажения пород на склоне: 2 и 3 — открытые для наблюдения пласты; для изучения пластов 1, 4 и 5 требуются расчистки

физика имеет несколько направлений, весьма эффективных при поиске полезных ископаемых, — это электроразведка, магниторазведка, радиоразведка, гравиметрия, каротаж скважин и др. Методы являются косвенными, так как измеряются только физические параметры, а  конкретные образцы горных пород на  поверхность не извлекаются. При изучении глубинного строения Земли основным является вклад сейсморазведки. Глубинность методов составляет сотни и тысячи километров. Вкратце поясним суть сейсмических методов. Если на  поверхности Земли произвести взрыв или просто сильный механический удар, внутри геологической среды возникнет сейсмическая волна, которая будет распространяться в глубь горных пород. При достижении геологических границ, где одна порода сменяет другую, сейсмическая волна частично проходит дальше, а частично отражается от каждой геологической границы и возвращается на поверхность (рис. 1.3). Если поставить соответствующее оборудование и  измерить время, через которое сейсмическая волна вернется на поверхность, то, зная скорость прохождения сейсмической волны через горные породы различного состава, можно вычислить глубину залегания геологической границы. Зная положение геологических границ, можно вычислить скорости прохождения сейсмических волн через породы различного состава. За счет различных приемов удается определить положение не одной, а многих геологических границ, в том числе и очень глубоко залегающих, совершенно недоступных, например, для бурения. В целом разрез расчленяется на основе выделения пластов с  различной скоростью прохождения сейсмических волн. Крите12

Геологические границы Проходящие сейсмические волны Рис. 1.3. Схема сейсмических методов в геофизике

рием правильности сейсмических методов является их эффективность при поиске нефтегазовых и других месторождений. Приводимые в  последующих главах схемы строения Земли и земной коры построены на основе сейсмических методов. Геофизические работы намного дешевле бурения, они выполняются быстрее, поэтому на практике те и другие работы обычно применяются в комплексе, дополняя друг друга. Полагают, что выводы, сделанные только на  основе геофизических поисков, не  могут считаться окончательно подтвержденными, однако для построений, касающихся глубин более 10 км, сейсмические источники являются единственными. 5.  Магматические породы и современная магма. Считается, что магма приходит с  глубин в  сотни километров, однако не  следует считать, что она точно представляет состав находящегося там вещества (рис. 1.4). Потоки лавы

Осадочные породы

Магматические породы фундамента Рис. 1.4. Залегание магматических пород показывает, что магма приходит с очень больших глубин 13

При движении вверх магма расплавляет находящиеся на ее пути породы, из-за этого сильно изменяется ее состав, поэтому соображения о ее начальном составе могут быть лишь примерными, однако полученные геологические данные безусловно используются в практике. 6. Блоки земной коры, поднятые тектоническими движениями (рис. 1.5). 7

5 4

Нижняя мантия Внешнее ядро Внутреннее ядро Астеносфера

лом

4

Раз

6

Кора Верхняя мантия Конвективные потоки

3 2 1

Рис. 1.6. Внутреннее строение Земли [16]

Рис. 1.5. Тектонически-поднятый блок земной коры (на рисунке справа), слой 5 показывает амплитуду поднятия

1.3. Форма, размеры и свойства Земли

На рисунке показано залегание горных пород и  поднятый по разлому тектонический блок. Амплитуда таких поднятий может составлять километры. В  земной коре имеются регионы с  подобным блоковым строением, сложенные очень древними породами и практически не перекрытые сверху более молодыми образованиями. 7. Космические данные. Материал горных пород, находящийся на  глубинах, превышающих глубинность бурения или амплитуду поднятия блоков земной коры, недоступен для конкретного исследования. Стремясь как-то оценить химический состав Земли, геологи обращаются к данным о составе метеоритов, лунного грунта и планет земной группы. Итак, при изучении строения Земли на глубины (несколько километров) используются различные источники информации, но чем больше глубина, тем информации становится меньше. Для глубин примерно от 10 км до центра Земли единственный источник информации  — сейсмические данные геофизики. Иллюстрация внутреннего строения Земли представлена на рис. 1.6. Как можно видеть в  ее строении выделяется несколько внутренних оболочек, называемых геосферами — земная кора, верхняя и нижняя мантия, внешнее и внутреннее ядро.

Форма и размеры Земли. В самом простом приближении Земля может рассматриваться как шар, в  более сложном  — как сплюснутый у  полюсов эллипсоид, а  наиболее точная теоретическая модель Земли названа геоидом, представляющим собой округлое неправильное геометрическое тело. Экваториальный радиус геоида составляет 6378,1 км, полярный  — 6356,8 км, средний  — 6371,0  км; окружность по  экватору  — 40 075,017 км, по  меридиану — 40 007,86 км [4, 10, 15]. Наиболее высокая точка Земли  — Эверест (8848 м), наиболее глубокая океаническая впадина — Марианская (11 022 м), хотя ее глубину разные исследования оценивают по-разному, так как расчеты замеров по эхолоту требуют поправок на температуру и плотность воды, которые изменяются с глубиной. Стоит обратить внимание на то, что по сравнению со средним радиусом Земли указанные амплитуды колебаний рельефа и  радиуса невелики — всего около 20 км. На рис. 1.7 изображена гипсографическая кривая земной поверхности. Она показывает процентное распределение площадей суши и дна океана. Впервые она была построена в 1883 г. А. Лаппараном, а уточнена в 1933 г. Э. Косина. Кривая изображается на координатной плоскости, где по вертикальной оси откладывается высота рельефа, а по горизонтальной — доля поверхности, высота которой больше указанной. Гипсографи-

14

15

16,4

Рис. 1.7. Гипсографическая кривая поверхности Земли [15]

10 10

8

6

4

2

0

1,0

3,0 4,8

4 0,5 1,1 2 2,2 4,5 0

6

8

8,5

13,9

20,9

23,2

10 20 30 % площади

40

0

0

20 40 60 80 100 Площадь (в процентах от площади поверхности Земли)

8 Глубоководные впадины Максимальная глубина (11 022 м)

6

4 Средняя глубина океана (3800 м)

Континентальный склон

2

Глубина, км 0 Континентальный шельф

Средняя высота суши (875 м)

2

4

Высокогорье 6

Максимальная высота (8848 м) Высота, 10 км 8 10 16

ческая кривая имеет два пологих участка: один находится на уровне моря, второй  — на  глубине 4–5 км и  соответствуют внутреннему строению земной коры. Строение Земли по геофизическим данным. Принцип выделения внутренних оболочек Земли показан на  рис. 1.8. На  нем изображены график скоростей прохождения продольных сейсмических волн и внутренние границы геосфер Земли, проведенные по точкам перегиба графика. Итак, в  составе Земли выделяют пять геосфер. Верхняя геосфера — земная кора. Мощность земной коры составляет 5–15 км под океанами и 30–40 (до 80) км под материками. Как видно из рисунка, скорость прохождения сейсмических волн в коре резко возрастает от 2 до 7 км/с. Вторая и третья геосферы — мантия. Верхняя мантия располагается до глубины 1000 км, нижняя — до глубины 2900 км. На  рисунке видно продолжение (но  не такое быстрое) роста скорости прохождения сейсмических волн. 14 Скорость, 12 км/с 10 8 6 4 2 0 1000 км Верхняя мантия

Глубина, км 2900 км Нижняя мантия

5000 км Внешнее ядро

6371 км Внутреннее ядро

Кора — до 80 км Рис. 1.8. Выделение геосфер по скорости распространения продольных сейсмических волн [10]

Основной объем Земли приходится именно на мантию. Предположительно верхняя часть мантии находится в вязко-пластичном состоянии, легко переходящем в расплавленное состояние. Оно является источником магмы и  причиной тектонических движений земной коры, как вертикальных, так и горизонтальных, способных сраспространяться на многие сотни и тысячи километров. Эта область получила название астеносферы. Под континентами расплавы выявлены на глубинах 120–200 км, местами до 400 км, а под океаническим плитами — от первых десятков до 70 км. 17

Граница мантии и ядра проводится по глубине резкого уменьшения скорости прохождения волн. По  перегибу графика скоростей на глубине 5000 км проводится граница внешнего и внутреннего ядер. Химический состав, плотность материала Земли. В составе Земли представлены все естественные химические элементы периодической системы, но  их распределение крайне неравномерно. Впервые процентное содержание химических элементов в земной коре было подсчитано еще в конце ХIХ в. американским ученым Ф. Кларком (табл. 1.1). Таблица 1.1 Процентное содержание химических элементов в различных объектах

Объект Земная кора

Химический элемент O

Si

Al

Fe

Ca

Na

K

Mg

Ni

47

28

8,1

5,0

3,6

2,8

2,6

2,1

0,006

21

11

4

13

17

1,1

28,6

1,4

13,8

1,7

Луна Метеориты

33

6,5), говорят, что они черты не  дают. Некоторые минералы хорошо диагностируются с  помощью черты (например, черная роговая обманка имеет темно-зеленую черту, черный лабрадор (полевой шпат) — белую или светло серую, темно-серый гематит — вишневую). 41

Блеск — это свойство минералов, как и всех предметов, отражать, преломлять, поглощать лучи света, а также наше восприятие отраженного света. Блеск минерала следует определять по тем местам, где он блестит ярче всего — по поверхностям свежего скола (при необходимости скол надо получить). У одного минерала может наблюдаться различный блеск (например, у пластинчатого гипса — стеклянный и перламутровый; у кварца — жирный на сколах и стеклянный на выросших гранях). Назовем виды блеска, расположив их в списке по мере убывания интенсивности отраженного света. 1)  металлический. Минералы похожи на металлические предметы; 2)  полуметаллический, алмазный смоляной. Это яркие виды блеска; минералы, обладающие ими, довольно редки в  природе, многие являются ценными полезными ископаемыми, но  вряд ли будут встречаться при работах в области природообустройства; 3)  жирный. Поверхность минерала производит впечатление покрытой тонким слоем масла. Чаще наблюдается у  минералов, имеющих неровную поверхность, например, у кварца и опала; 4) перламутровый. Наблюдается на  ровный гладких поверхностях, дает легкий цветной отлив (примеры: тальк, в меньшей степени гипс, слюды); 5)  стеклянный. Наблюдается на  ровных гранях многих минералов. Блестит одновременно вся поверхность (примеры: кальцит, ангидрит, полевые шпаты); 6)  шелковистый. Наблюдается у  минералов с  игольчатым изломом, когда поверхность скола напоминает длинные нитки блестящей капроновой ткани (примеры: асбест, роговая обманка, волокнистый гипс); 7)  матовый (слабый, тусклый). Поверхность даже на  свежем сколе блестит слабо (примеры: кремень, халцедон, фосфорит в конкрециях); 8)  минералы без блеска (примеры: фосфорит в  землистых массах, монтмориллонит, каолинит). Излом — форма поверхности минерала, получающаяся при разламывании образца. Излом одного и того же образца можно охарактеризовать несколькими словами, которые без противоречия будут дополнять друг друга. Например, излом лимонита землистый и неровный одновременно, излом сахаровидного гипса зернистый и  неровный у  всего образца и  ступенчатый, если присмотреться к  кристаллам. Некоторые виды излома, поддающиеся схематичному изображению, представлены на рис. 3.2. 42

а

в

б

г

д

Рис. 3.2. Некоторые виды излома (схемы): а  — ступенчатый в  кристалле; б  — ступенчатый в  кристаллической массе; в — игольчатый в кристаллической массе; г — крупнозернистый; д — раковистый

Виды излома: 1)  ступенчатый. Легко определяется у  одиночных кристаллов, имеющих плоскости излома, например, у кальцита и слюд. Сложнее бывает увидеть ступенчатый излом у кристаллов внутри кристаллических масс. В таких случаях следует найти кристаллы и обратить внимание на небольшие плоскости у них, в то время как весь образец будет производить впечатление неровного или зернистого, как, например, у лабрадора или доломита; 2)  игольчатый (занозистый, волокнистый). Похож на  излом древесины или какого-то волокнистого материала; наблюдается у роговой обманки, асбеста; 3)  зернистый (сахаровидный). Наблюдается у минералов с мелкокристаллической формой выделения; кристаллы еще видны, а их излом виден уже плохо (примеры: ангидрит, мелкокристаллический апатит); 4)  землистый. Наблюдается у  минералов с  негладкой поверхностью, у которых кристаллы не видны из-за малых размеров. Образцы похожи на  сухую землю, не  имеют блеска, часто пачкают руки (примеры: лимонит, фосфорит, глинистые минералы); 5)  раковистый. Чаще наблюдается у аморфных минералов. Поверхности излома блестящие, выпуклые или вогнутые, гладкие, 43

с острыми краями, что использовалось древними людьми при изготовлении инструмента и оружия. (примеры: кремень, халцедон, обсидиан, кварц); 6)  неровный. Минерал при раскалывании образует неправильные, незакономерные поверхности (примеры: мелкокристаллический кварц, фосфорит). Спайность — это способность кристаллических минералов раскалываться по  особым направлениям кристаллической решетки. У предметов, окружающих нас в повседневной жизни, это свойство не наблюдается. За счет спайности при раскалывании минералов могут образовываться плоскости, иголки или волокна. Спайностью обладает большинство кристаллических минералов и не могут обладать аморфные минералы. Поверхности спайности не следует путать с гранями, образовавшимися при росте кристалла. Спайность хорошо видна в крупных кристаллах (пример: слюда или полевой шпат). В  разбитых образцах крупнокристаллических масс спайность определяется уже потому, что видны сами кристаллы  — каждый дал свою плоскость, отличную от соседней (рис. 3.3). Плоскости Спайности Параллельные трещины, по которым раскалывается кристалл а

Плоские сколы, образующиеся благодаря спайности б Рис. 3.3. Схема спайности: а  — крупный кристалл расколется только по  трещинам, параллельным граням; б  — в  кристаллической массе хорошо видны сколы, проходящие по  плоскостям спайности

44

Спайность бывает различной. Она может проявляться очень хорошо, как у слюды, и отсутствовать, как у кристаллов кварца. Виды спайности: по степени совершенства выделяется пять видов спайности: весьма совершенная, совершенная, средняя, несовершенная, весьма несовершенная (спайности фактически нет). Если спайности нет, часто бывает невозможно понять, где закончился один кристалл и начался следующий. Спайность совсем не видна у минералов, представленных землистыми массами. В этом случае она определяется под микроскопом, а данные публикуются. Вследствие анизотропии кристаллов даже внутри одного минерала спайность может проявляться по-разному, например, полевой шпат имеет совершенную спайность по двум направлениям и среднюю — по третьему. Слюды имеют весьма совершенную спайность в одном направлении и не имеют ее по двум другим (рис. 3.4). Поверхности излома

Поверхности спайности

Поверхности роста Рис. 3.4. Кристалл слюды. Спайность в одном направлении, по двум другим направлениям спайности нет, слюда разрывается наподобие листа бумаги. Выросшие грани не учитываются

Как можно понять из сказанного, спайность довольно тесно связана с изломом. Она имеется у минералов со ступенчатым, игольчатым и крупнозернистым изломом и отсутствует у минералов с раковистым изломом. О  спайности минералов с  мелкозернистым, землистым, неровным изломом следует читать в справочниках. Плотность (удельный вес). Определяется она на  глаз. Большинство минералов имеет плотность 2,5–3,5 г/см3. Плотность помогает узнать легкие породы — трепел, опоку, диатомит, высохшую глину, так как у  них плотность менее 2,0 г/см3, у  тяжелых минералов плотность более 4. Твердость — сопротивление поверхности материала царапанью, резанью, вдавливанию, истиранию. Это очень удобное свойство для простейшей диагностики минералов. У минералов постоянная твердость. Образец всегда можно попробовать поцарапать ногтем, 45

ножом, кусочком стекла. Можно также острым углом образца поцарапать другие материалы. В геологической практике при простейшей диагностике принято сравнивать рассматриваемый образец с  минералами-эталонами путем царапанья их друг о друга. В качестве эталона используется шкала немецкого геолога Фридриха Мооса. Шкала в условных единицах имеет размах от 1 до 10 (табл. 3.1). Таблица 3.1 Твердость минералов

Шкала Мооса Твердость Относикг/см2 тельная

Минерал

Категория твердости

Материалы

1

2,4

Тальк

36

Гипс

Ноготь

2,0–2,5

3

109

Кальцит

Бронзовая монетка

2,5–4,0

4

189

Флюорит

Железный гвоздь

4,0–4,5

5

536

Апатит

Стекло

6

795

Полевой шпат Твердая (микроклин, ортоклаз, альбит, анортит)

Обычная сталь, лезвие бритвы

5,0–6,0

7

1120

Кварц

Инструментальная сталь

7,0–7,5

1427

Топаз

9

2060

Корунд

10

10060 Алмаз

Мягкий карандаш

Твердость заменителя

2

8

Мягкая

Заменители шкалы Мооса

1

5,0

Очень твердая

С помощью шкалы Мооса удается измерить твердость минералов с точностью до 0,5 или 1. Полученный результат объявляется, например, так: доломит имеет твердость 3,5. Особые свойства. Сюда относятся необычные свойства, имеющиеся лишь у отдельных минералов. 1.  Реакция с  кислотами. В  нее вступают кальцит, доломит и другие карбонаты: СаСО3 (кальцит) + 2НСl (соляная кислота) → СаСl2 + H2O + СО2↑ 2.  Запах при трении. Его может иметь фосфорит. 46

3.  Соленый вкус имеет галит (NaCl), горький вкус — сильвин (КСl). 4.  Восприятие на  ощупь. Жирными, скользкими могут быть тальк и каолинит. 5.  Иризация — появление красивого синего отблеска на сколах спайности лабрадора. 6.  Магнитность. Проверяется по реакции стрелки компаса. Ею обладают некоторые минералы, содержащие железо, кобальт, никель. 7.  Двойное лучепреломление. Некоторые прозрачные минералы раздваивают изображение. Хорошо видно, если положить такой образец на текст и смотреть сквозь него. 3.1.2. Кристаллохимическая классификация минералов В природе минералы образуют закономерные скопления  — горные породы. Отметим в начале темы, что в названиях минералов и мономинеральных пород возможно как совпадение, так и несовпадение, например, порода гипс состоит из минерала гипса, порода известняк состоит из кальцита. Минералы принято классифицировать по  химическому составу и  типу кристаллической решетки. Рассмотрим основные классы. Силикаты — наиболее распространенные в природе минералы. Они занимают 85% земной коры, на  них приходится примерно третья часть известных минералов. Они представляют собой либо чистые силикаты, либо алюмосиликаты и в зависимости от кристаллической решетки делятся на  шесть видов  — каркасные, слоевые, ленточные, цепочечные, островные и  кольцевые. Эти названия хорошо отражают тип кристаллической решетки, а  также зачастую внешний облик минералов. Основой структуры силикатов является кремнекислородный тетраэдр  — равносторонняя пирамида, имеющая четыре вершины (рис. 3.5). В центре кремнекислородного тэтраэдра располагается атом Si, а  в вершинах  — атомы кислорода, в  итоге получаются радикалы [SiO4]4–, которые могут по-разному сочетаться друг с другом. Каркасные силикаты образуют в основном крупные кристаллы изометричной формы, т.е. с  примерно с  одинаковым размером по  всем трем направлениям. Островные силикаты дают мелкие кристаллы в  зернистых массах, слоевые  — плоские, листоватые кристаллы, цепочечные и ленточные — удлиненные кристаллы часто с игольчатым изломом. Названные закономерности выполняются в большинстве случаев, но не всегда. Важное свойство силикатов — превращаться в глинистые минералы (тоже силикаты) при химическом выветривании. 47

o

Si4+

o

[SiO4]4+ o

o а

в

б

г

Рис. 3.5. Кремнекислородные тетраэдры и примеры их соединений [15]: а — отдельный тетраэдр [SiO4]4– (по одной отрицательной валентности ионы кислорода расходуют на связь с ионом Si4+, по одной остается свободной); б — схематично тетраэдр изображают в  виде звезды (черным кружком показан ион Si4+, ­белыми — ионы О2–); в — четыре тетраэдра, собранные в кольцо; г — цепочка тетраэдров

Полевые шпаты — каркасные силикаты с крупными изометричными кристаллами. Разновидности — ортоклаз, микроклин, адуляр, санидин, амазонит, плагиоклазы (альбит, олигоклаз, андезин, лабрадор, битовнит, анортит). Это наиболее распространенные в земной коре минералы, главная составная часть магматических и метаморфических пород. В качестве примера приведем формулу альбита: Na[AlSi3O8]. Нефелин  — Na3K[AlSiO4]4  — каркасный силикат, образующий мелкие призматические кристаллы и  сплошные сливные массы с жирным блеском. Бесцветный, серый, красноватый. Породообразующий минерал магматических пород с  повышенным содержанием натрия. Оливин (Mg,Fe)2[SiO4]  — островной силикат. Распространен в виде мелкокристаллических масс, реже в виде небольших кристаллов, вкрапленных в породу. Цвет от черного до желто-зеленого. 48

Породообразующий минерал основных и ультраосновных магматических пород. Пироксен имеет много разновидностей — цепочечные силикаты. Чаще других встречаются авгит и диопсид. Цвет черный, темнозеленый. Кристаллы короткопризматические, агрегаты сплошные, зернистые. Породообразующие минералы основных и  ультра­ основных магматических пород. Пример формулы авгита: Ca(Mg, Fe,Ti,Al)[(Si,Al)2O6]. Роговая обманка NaCa2(Mg,Fe)4(Al,Fe)(OH,F)2[Al2Si6O22] — ленточный силикат. Цвет от темно-зеленого до черного. Характерен игольчатый излом и шелковистый блеск. Породообразующий минерал метаморфических и магматических пород (от кислых до основных). Слюды — слоевые силикаты. Разновидности — биотит, мусковит, серицит и еще около десяти минералов, которые встречаются значительно реже. Составная часть многих магматических и метаморфических пород, в  которых обычно составляет несколько процентов. В виде мелких частиц может присутствовать в песчано-глинистых породах. При  выветривании превращаются в  глинистые минералы. Пример формулы биотита: K(Mg,Fe)3(OH,F)2[AlSi3O10]. Глинистые минералы — слоевые силикаты с очень мелкими кристаллами-шестигранниками, похожими на  слюды. Размеры кристаллов — тысячные доли миллиметра, отсюда коллоидные свойства глинистых пород  — влагоемкость, водоупорность, пластичность при увлажнении и  переход в  твердую консистенцию при высыхании, набухание, липкость, усадка и др. Главные разновидности — каолинит, монтмориллонит, глауконит, гидрослюды и еще около десяти наименований. Входят в  состав глин, суглинков, супесей, лёссов, морен. Пример формулы каолинита: Al4(OH)8[Si4O10]. Окислы и  гидроокислы. К  этой группе минералов относятся кварц, опал, халцедон, лимонит. Кварц SiO2 — наиболее распространенный на поверхности земли минерал, представленный в виде песков, песчаников или песчаной и пылеватой фракции в глинистых породах. Изначально имеет магматическое или метаморфическое происхождение, присутствует во многих разновидностях данных пород в  виде отдельных зерен, кристаллических масс, кварцевых жил. Способен давать красивые удлиненные кристаллы-шестигранники, а также полудрагоценные камни — горный хрусталь, розовый и сиреневый аметист, черный морион, желтый цитрин, дымчатый и молочный раухтопаз, авантюрин с блестками. 49

Опал (SiO2 ∙ nH2O) и халцедон (SiO2) — аморфные окислы и гидроокислы кремния. Слагаемые породы — кремень, опока, трепел, диатомит, яшмы. Лимонит, гётит, гидрогётит (Fe 2O 3 ∙ nH 2O)  — природные окислы и  гидроокислы (из-за наличия или отсутствия молекул воды) железа. Слагаемая порода — бурый железняк, встречается довольно редко. В древней Руси использовался для получения первых железных изделий, назвался болотным железом. В настоящее время в качестве сырья не используется в связи с наличием более насыщенных железом руд — гематитов, магнетитов и джеспилитов. Лимонит широко распространен как примесь, в  рассеянном виде, в осадочных породах, залегающих на поверхности — в торфах, в карбонатных и глинистых породах, в песках. Суммарное содержание минерала небольшое — до нескольких процентов, но присутствие практически повсеместное. Придает песчано-глинистым породам характерный землистый цвет. Присутствие рассеянного лимонита обычно приводит к  повышенному содержанию ионов железа Fe2+, Fe3+ в окружающих природных водах. Карбонаты — соли угольной кислоты. Известно около 80 минералов. Распространенных минералов два — кальцит (CaCO3) и доломит (Сa,Mg(CO3)). Эти минералы слагают морские осадочные породы — известняки, доломиты, мергель, мел, а  также мрамор, образующийся из пород-карбонатов при метаморфизации. Кроме того, кальцит может присутствовать в  качестве примеси в глинистых породах. В лессах его содержание достигает 25%. Сульфаты — соли серной кислоты. Распространенных минералов два — гипс (CaSO4 ∙ 2H2O) и безводный гипс — ангидрит (CaSO4). Эти минералы образуют две породы с такими же названиями, как и минералы — гипс и ангидрит. Гипс может присутствовать как примесь в глинистых породах. В этом случае глины зовут загипсованными. С присутствием сульфатных минералов неизбежно связано повышенное присутствие ионов SO42–, Ca2+ и Mg2+ в окружающих природных водах, особенно в подземных водах. Фосфаты — соли фосфорной кислоты. Распространенных минералов два — фосфорит и апатит (Ca5(PO4)3(F,Cl,OH). Минералы имеют примерно одинаковый состав, но фосфорит осадочное, а апатит магматическое происхождение. Минерал фосфорит может образовывать породу фосфорит и  присутствовать в  качестве небольших прослоев в глинистых породах. Самородные элементы. Все минералы этого класса довольно редки. Металлы — золото (Au), серебро (Ag), платина (Pt), медь (Cu). Самородный углерод — графит и алмаз (С), самородная сера (S). 50

Сульфиды — соединения серы, преимущественно с металлами. Многие представляют собой полезные ископаемые  — сырье для производства цветных металлов — CuS, Cu2S, (Fe,Ni)9S8, ZnS, PbS, HgS, Co3S4 и др. При извлечении ценных металлов в проблему превращается удаление серы, которая просто выжигается и выбрасывается в заводскую трубу в виде ангидридов SO2 и  SO3. Попутное производство серной кислоты не практикуется. Пирит (FeS2) — единственный среди сульфидов широко распространенный минерал. Встречается в качестве примеси в различных породах, в том числе в глинистых. Галоиды (галогениды) — хлористые, фтористые, йодистые и бромистые соединения. Самый распространенный минерал  — галит (NaCl), образующий всем известную породу  — каменную соль. Сильвин (KCl) — калийная соль. Минералы других химических классов относятся преимущественно к  надклассу солей кислородных кислот — вольфраматы, молибденаты, ниобаты, арсенаты, хроматы, марганаты, пермарганаты, встречаются значительно реже. 3.2. Горные породы и их классификации

Горные породы — это закономерные скопления одного или нескольких минералов, образующие самостоятельные геологические тела в земной коре. Желательно сразу же отделить еще два сходных понятия (в кратких формулировках). Грунт — это любая горная порода, рассматриваемая при инженерной деятельности как основание, материал или среда сооружения. Почва  — верхний слой горных пород, прошедший биогенные изменения, обладающий плодородием. Прежде всего горные породы классифицируются по происхождению. Наименования их основных видов и разновидностей приведено в табл. 3.2. Таблица 3.2 Классификация горных пород по происхождению

Магматические

Излившиеся и вулканические (эффузивные) Глубинные (интрузивные)

Осадочные

Биогенные Смешанные Химические биохимические Обломочные Глинистые (обломочно-химические)

Метаморфические

Разных типов метаморфизма 51

Помимо названных в  таблице разновидностей осадочные породы принято подразделять также по месту накопления и формирующим их процессам. Отсюда деление осадочных пород на  морские и  континентальные — речные, озерные, ледниковые, пролювиальные, ветровые, коры выветривания (подробнее см. в разд. 4.2.2 «Экзогенные геологические процессы»). Иллюстрация распространения горных пород различного происхождения в земной коре хорошо видна на схеме строения платформы (см. рис. 2.7). По минеральному составу породы подразделяются на мономинеральные, состоящие из одного минерала (возможно с примесями), и  полиминеральные, состоящие из  нескольких минералов (примеры: мрамор состоит из  кальцита, гранит  — из  полевого шпата, кварца, роговой обманки и слюды-биотита). Внутреннее сложение пород из минеральных частиц принято характеризовать двумя показателями — структурой и текстурой. Под структурой принято понимать всевозможные характеристики породы, связанные в  основном с  размерами слагающих ее частиц, например, кристаллическая, аморфная, крупная, средняя, мелкая и т.д. Текстура — это особенности породы, связанные с расположением частиц (массивная (хаотичная), пятнистая, слоистая, плотная, пористая и т.д.). Различные типы пород имеют различные структуры и текстуры, хотя возможно использование сходных слов, которые обозначают похожие, но  несовпадающие обстоятельства. Крупнокристаллическая и крупнообломочная структуры — разные характеристики разных пород. Пористая текстура — одинаковое понятие для разных пород. А  вот понятие «плотная порода» может означать разные вещи. Плотный известняк действительно не  содержит пустот, а плотный песок все равно пористая порода с пустотами между песчинками, только его пористость минимальна. Геологи выделяют десятки и сотни структур и текстур различных пород, составляют на них справочники и атласы с фотографиями, схемами и описанием. Это имеет научное значение и используется для поисков полезных ископаемых. При  использовании геологических знаний для решения прикладных вопросов строительства, природообустройства, водного и  сельского хозяйства данные о структуре и текстуре пород используются в упрощенном виде. Химическая классификация пород. Для мономинеральных пород естественной является классификация по  химическому классу 52

главного породообразующего минерала. Так, например, классифицируются мрамор, химические и  биогенные осадочные породы. Выделяются карбонаты, сульфаты, кремнистые породы, галоиды и т.д. У геологов не вошло в норму и традицию давать химическую классификацию некоторым группам полиминеральных пород. В отдельных случаях это вполне можно было бы сделать, например, в отношении метаморфических пород, в других — было бы затруднительно и  потребовало много вариантов и  оговорок (например, для обломочных пород), однако в каждом конкретном случае химический состав обязательно рассматривается. Гидрогеологические и  инженерно-геологические свойства пород. Обязательно оцениваются фильтрационные, коллекторские свойства и растворимость (см. раздел II «Гидрогеология»). Многие свойства вытекают из  определения понятия «грунт», т.е. из того, каковы породы в качестве основания, среды или материала сооружения (ГОСТ 25100–2011 «Грунты» и ГОСТ 30330–95/ ГОСТ Р 50544–93 «Породы горные» [20–22] — эти документы целиком составлены на геологической основе). Свойствам горных пород посвящены две научные дисциплины «Грунтоведение» и «Механика грунтов». В соответствии с [20] все породы разделены на три класса — скальные, дисперсные и мерзлые. Скальные породы — монолитные породы, представляющие собой твердый материал. По величине прочности на одноосное сжатие Rc породы делят на скальные и полускальные. ГОСТ 25100–2011 проводит границу по величине 5 МПа, а ГОСТ 30330–95/ГОСТ Р 50544–93 — по величине 30 МПа (примеры: гранит — скальная порода, писчий мел — полускальная). Сильно выветрелые и пористые породы могут рассматриваться и как скальные, и как полускальные. Скальные и  полускальные породы как основание надежны, практически несжимаемы. Сложности возникают при работе с сильно трещиноватыми, выветрелыми, закарстованными и растворимыми разностями. Скальные породы используются в  виде щебня  — дробленого камня или как пиленый камень  — облицовочный и блочный. Дисперсные — это породы, состоящие из отдельных минеральных частиц, зерен, обломков и других элементов, между которыми есть физические, физико-химические или механические связи. Это песчаные, крупнообломочные, глинистые породы, торф, сапропель, илы, насыпные и намывные грунты, все виды техногенных и антропогенных накоплений, золы, шлаки и  прочие отходы, строительный и бытовой мусор и многое другое. 53

Крупнообломочные и песчаные породы — удобное несжимаемое или мало сжимаемое основание. Легко разрабатываются экскаватором и бульдозером, представляют собой ценный материал для сооружения насыпей, фильтрующих отсыпок и  наполнителя бетона. Глинистые породы и отчасти пески — сжимаемое основание. Действительно, под весом сооружений эти грунты сжимаются, и данный процесс называется осадкой. Кроме того, в природе имеются процессы, приводящие, наоборот, к некоторому подъему поверхности, — это набухание и пучение. Возможно горизонтальное смещение грунтов за счет оползней и землетрясений. Большинство сооружений, выстроенных из  кирпича и  бетона, весьма чувствительно к неравномерным вертикальным или горизонтальным смещениям основания (равномерных практически не  бывает), когда одна часть сооружения опускается чуть ниже другой или перемещается в сторону. В этом случае в стенах и конструкциях появляются трещины, и возникает необходимость ремонта, который, возможно, придется повторять каждые несколько лет (рис. 3.6). Кирпич, бетон Трещины Фундамент Грунты основания Сжатие больше

Сжатие меньше

Рис. 3.6. Развитие трещин в стене здания за счет неравномерной осадки

Сжимаемость основания, сложенного песчано-глинистыми породами, ни в коем случае не должна быть препятствием — важно сохранять ее в  допустимых пределах. На  этих грунтах выстроены тысячи населенных пунктов, хозяйственных объектов, проживают миллиарды людей. Освоение этих территорий — постоянная задача из области природообустройства, поэтому науки «Грунтоведение» и «Механика грунтов» посвящены в основном именно дисперсным грунтам — глинистым породам, пескам и слабым грунтам. Слабые грунты — торф, ил, сапропель обычно рассматриваются как сильно сжимаемое основание, при строительстве они обычно удаляются. Мерзлые грунты — это скальные и дисперсные грунты, находящиеся в многолетнем мерзлом состоянии, которое является решающим в формировании их свойств. 54

Оценка свойств горных пород, особенно дисперсных, мерзлых и слабых, усложняется тремя обстоятельствами. 1.  Геологические тела всегда неоднородны по  площади и  разрезу. Даже небольшой участок (несколько десятков метров в плане и несколько метров вглубь) может подразделяться на некоторое количество более мелких геологических тел. Из каждого должны быть отобраны образцы для выполнения лабораторных исследований. 2.  Свойства грунтов внутри одного геологического тела варьируют, т.е. для определения какого-либо показателя недостаточно бывает измерить его один раз — требуются многократные лабораторные измерения с вычислением среднего и мер рассеяния. 3.  Точность определения некоторых показателей в  лабораторных условиях может вызывать сомнения. В этом случае практикуются полевые измерения, выполняемые на массивах грунтов — такие результаты считаются наиболее надежными. Измеренные показатели далее используются в расчетах при проектировании с  обязательным введением коэффициентов запаса. Многие горные породы рассматриваются как ценные полезные ископаемые, используются в качестве сырья для различной деятельности и  производства. Например, карбонатные породы (известняки, доломиты, мергели) используются при производстве цемента, фосфориты — при производстве фосфатных удобрений, глины — в кирпичном производстве. Другие породы практически без переработки применяются в массовом порядке в области сельского хозяйства, строительства и  природообустройства (например, торф как удобрение, песок, гравий и галечник как строительные материалы). 3.3. Магматические породы

По условиям образования магматические породы подразделяются на  интрузивные (глубинные), образовавшиеся из  застывшей на больших глубинах магмы, и эффузивные (излившиеся), застывшие из текущего по поверхности расплава. Вулканическими часто называют эффузивные породы, образовавшиеся из пепла и прочего материала, выброшенного при вулканических взрывах. Преобладающими являются глубинные породы. На рис. 2.7 эти породы показаны схематично в двух местах: во-первых, в виде секущего тела, залегающего среди других пород, во-вторых, на гораздо больших площадях в составе фундамента. Здесь они разделены разломами и чередуются с метаморфическими породами, образуя ос55

новной объем земной коры. Это древние архей-протерозойские блоки, сформированные миллиарды лет назад, когда Земля проходила более «горячую», нежели сейчас стадию. Излившихся горных пород намного меньше, вулканических еще меньше. Глубинные породы слагают значительную часть земной поверхности. Их присутствие на  поверхности объясняется тектоническими и  эрозионными процессами. Тектоника поднимает блоки земной коры выше уровня мирового океана (иногда намного выше), а эрозия довольно быстро размывает все находящееся выше и  обнажает на  поверхности магматические породы. После этого на поверхности крепких магматических пород эрозионный процесс многократно замедляется. Химическая классификация магматических пород. Эти породы состоят преимущественно, а чаще всего полностью, из минералов-силикатов, однако называть магматические породы силикатами в геологической практике не принято. Их подразделяют на подклассы по расчетному процентному содержанию кремнезема SiO2 на ультракислые, кислые, средние и основные и ультраосновные. Внешне кислые и  средние породы содержат больше светлых и цветных минералов, основные — больше темноокрашенных. Это же правило касается и  скрытокристаллических пород, в которых минералы не  видны: кислые  — светлые, темные  — основные. Не  силикатные магматические породы в  природе встречаются, но их немного. Разновидности магматических пород. Выделяется несколько сотен магматических пород. Все они различаются по минеральному и  химическому составу, структуре и  текстуре. Их распространенность, как и большинства геологических объектов, крайне неравномерна. Наиболее распространенная магматическая порода — гранит имеет глубинное происхождение и  кислый силикатный состав. Другие глубинные породы — сиенит, диорит, габбро, пегматит. Среди эффузивных пород самая распространенная  — базальт основного силикатного состава. Другие эффузивные породы — липарит (риолит), андезит, порфирит, трахит, вулканическая порода — туф. При визуальном рассмотрении структуры магматических пород определяются прежде всего по  степени кристалличности и  размерам кристаллов (рис. 3.7). Глубинные породы, затвердевавшие на  больших глубинах при высоких давлениях и медленном снижении температуры, являются полнокристаллическими. Излившиеся вулканические породы, об56

Кристаллы

а

Вкрапленники

Скрытокристаллическая (основная) масса

б

в

Рис. 3.7. Структуры магматических пород (схемы): а — полнокристаллическая; б — неполнокристаллическая с крупными и мелкими вкрапленниками; в — скрытокристаллическая без вкрапленников

разовавшиеся при быстром затвердевании материала на  поверхности, являются неполнокристаллическими. Частично они могут состоять из  кристаллов более тугоплавких минералов, выделившихся еще на глубине (эти кристаллы называют вкрапленниками), и частично — из скрытокристаллической (основной) массы, содержащей неразличимые глазом кристаллы. Макроскопически текстуры магматических пород подразделяются главным образом по  ориентированности частиц на  массивную, полосчатую, пятнистую (рис. 3.8), а по сложению — на плотную, пористую, мелкопористую, кавернозную, пузырчатую, миндалекаменную, выветрелую, трещиноватую и т.д. Минеральный состав магматических пород. Основными породообразующими минералами глубинных магматических пород являются кварц, слюды, полевые шпаты, роговая обманка, пироксен, оливин. Обратим внимание на этот список. Одновременно крайние минералы в одной породе не встречаются, так как они сильно отличаются по химическому составу (насыщенности кремнеземом — SiO2) и выделиться из одного расплава не могут. Главной составной частью излившихся и вулканических пород является скрытокристаллическая основная масса, которая имеет силикатный состав, но  не представляет собой конкретных минералов. Масса может иметь окраску от светло-серой до черной и неровный, иногда землистый или гладкий раковистый излом. Визуально минеральный состав магматических пород распознается не просто. Главными диагностическими признаками при этом 57

а

б

в

г

Рис. 3.8. Некоторые текстуры магматических пород (схемы): а — массивная (хаотичная пестрая); б — массивная (однотонная); в — полосчатая; г — пятнистая

выступают окраска, блеск, излом. Широко используются оптические методы диагностики минералов в  составе пород в  специально приготовленных тончайших срезах (шлифах), наклеенных на стекло. Благодаря присутствию магматических пород в  природе в  течение геологической истории происходил и  происходит сейчас важный геологический процесс — выработка глинистых минералов и  обломочного кварца. То и  другое возникает при выветривании магматических пород  — кварцевые зерна за  счет механического дробления, а глинистые минералы за счет химического изменения минералов-силикатов. Гидрогеологические и  инженерно-геологические свойства. Глубинные и большая часть излившихся магматических пород относятся к плотным скальным, меньшая часть излившихся и вулканические  — к  полускальным пористым. Пористость излившихся пород может возникать за счет активного выхода газов из оказавшегося на поверхности расплава. Пористость туфа объясняется его образованием из вулканического пепла. 58

Как основание и среда магматические породы всегда считаются прочными и  несжимаемыми. Магматические породы могут быть трещиноватыми и  выветрелыми, особенно в  верхней части массива, и в этом случае они более проницаемы для воды. Пористые эффузивные породы проницаемы всегда. Магматические породы широко используются в  качестве строительного материала. Отметим три направления. 1.  Дробленый камень магматических пород  — щебень самого высокого качества. Используется как балласт при укладке сверху шпал и рельсов железной дороги или асфальта напряженных автодорог. Также самый лучший щебень используется при производстве плит и панелей, применяемых при высотном домостроении. 2.  Пиленый камень применяется для декоративной облицовки стен, укладки на пол и изготовления ступеней. Полированный камень очень красив и  долговечен. Все это можно наблюдать, например, в московском метро, в подземных переходах, на цоколях и интерьерах административных зданий. Используется в основном гранит. Нередко можно видеть лабрадор, габбро, базальт. Ступени лестниц в  московском метро и  подземных переходах делаются из  самых прочных разностей магматических пород, но  даже они требуют ремонта и обновления рез в несколько десятков лет. 3.  Туф, пемза и сходные с ними породы используются для получения блоков, пригодных для возведения стен. Материал пористый, является хорошим теплоизолятором, легко пилится. Размеры блоков  — десятки сантиметров, т.е. столько, чтобы каменщики могли обходиться без крана. Для оформления фасада одна из сторон блока обрабатывается лучше других. Так построено, например, много зданий в Ереване и по всей Армении. 3.4. Осадочные породы, их образование и классификации

Осадочные породы образуются из продуктов разрушения (в широком смысле), растворения, выветривания любых других ранее существовавших пород — сказывается закон сохранения вещества. Главные этапы образования осадочных пород. 1.  Образование осадочного материала. Процесс «запускает» тектоника. На  территории, испытавшей тектоническое воздымание, начинаются активное выветривание и эрозия, образуются обломки горных пород, часть материала растворяется дождевыми и речными водами. 2.  Перенос и накопление осадочного материала. Выветривание, дробление, растворение материала продолжается, обломки округ59

ляются и уменьшаются в размерах до галечника, песка и минеральной пыли, раздробленные минералы-силикаты химически изменяются и превращаются в глинистые минералы. Конечным местом аккумуляции является море. Выносимый реками песчано-глинистый материал относительно быстро откладывается на дне. Попадая в море, растворенные в речной воде вещества, тоже постепенно образуют химический осадок. Меньшее, но тоже значительное количество материала дает накопление биогенного минерального материала — остатков скелета и раковин морских животных. Отложений на суше значительно меньше. Они образуются за счет деятельности рек, ледников, ветра и некоторых других процессов. 3.  Превращение рыхлого осадка в  породу. Обломочные осадочные материалы, такие как песок, гравий, галечник, довольно быстро уплотняются, приобретают сложение и свойства, которые далее остаются неизменными. Химические и  биогенные морские осадки уплотняются под собственным весом значительно медленнее. Из  них постепенно отжимается вода, они уменьшаются в  объеме и  часто растрескиваются  — так образуются карбонаты, кремнистые, железистые, фосфатные породы, соли. Напомним, что в геологическом прошлом на территории материков постоянно происходили тектонические поднятия и опускания — чередовалась морская и  континентальная обстановка, образовывались и  исчезали равнины, возвышенности, моря. Условия разрушения, направление переноса и  места аккумуляции многократно менялись в  течение геологического времени. Результатом этих процессов стали накопленные на  континентах толщи морских осадочных пород — осадочный чехол. Итак, осадочный материал может быть продуктом механического разрушения или накопления химического и  биогенного материала. В соответствии с происхождением материала осадочные породы принято подразделять на  обломочные, химические, биогенные и смешанные — биохимические и глинистые (обломочнохимические). Осадочные породы обладают рядом особенностей, заслуживающих внимания. 1.  Большинство осадочных пород — это мономинеральные породы. Обычно они состоят из одного главного минерала, но с примесями. Таковы известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, каменная соль, пески. В меньшем количестве имеются полиминеральные породы — мергель, глины, суглинки, супеси. 2.  Осадочные породы залегают преимущественно пластами и обладают слоистым строением (рис. 3.9). 60

Песчаник Глина Известняк

Рис. 3.9. Слои осадочных пород

Следует заметить, что мощность слоев часто превышает десятки сантиметров; из-за этого в небольших отобранных образцах слоистость просто не видна. 3.  Осадочные породы обычно содержат окаменелости — остатки скелета или панциря морских животных. В континентальных отложениях частично сохраняются споры и пыльца растений. Остатки континентальных животных — большая редкость. 4.  Многие осадочные породы имеет пористую текстуру, хотя встречаются и плотные разности. 3.5. Химические, биогенные и биохимические осадочные породы

Основная часть пород этой группы сформирована из  морских накоплений, значительно меньшая  — из  осадков в  водной среде на континентах. Химическими называются разновидности пород, которые сформировались из растворенных в воде веществ — доломиты, мергели, гипс, ангидрит, каменная соль. К химическим осадкам относятся также чистые глинистые породы, но они крайне редко встречаются в природе, зато часто встречаются смешанные песчано-глинистые породы, рассматриваемые отдельной группой. Биогенными называют породы, сформированные из  остатков скелета и раковин морских животных. Биогенное происхождение некоторых из  этих пород хорошо видно невооруженным глазом, а некоторых — только под микроскопом. Смешанные биохимические породы сформированы в  результате одновременного накопления в море химического и биогенного материала. Структуры и  текстуры. При  изучении под микроскопом выделяют десятки и  сотни структур и  текстур пород данных классов. При  визуальном исследовании определение структур возможно лишь приблизительно ввиду малых размеров частиц (табл. 3.3). 61

Таблица 3.3 Структуры осадочных химических, биогенных и смешанных биохимических пород

Структура

Размер частиц, мм

Характеристика

Грубозернистая Крупнозернистая Среднезернистая

Крупнее 1 мм 0,5–1 0,1–0,5

В породе видны отдельные кристаллы. Иногда порода имеет сахаровидный облик

Мелкокристаллическая Микрокристаллическая

0,01–0,1 0,00001–0,01

Поверхность породы неровная, пачкает пальцы, кристаллы не видны

Коллоидная и аморфная Менее 0,00001

Биогенная

Поверхность гладкая, раковистая, если порода плотная, неровная — если микропористая

Дополнительный термин для пород, состоящих из минеральных остатков живых организмов

Текстуры и некоторые особенности пород приведены в табл. 3.4. Таблица 3.4 Текстуры осадочных химических, биогенных и смешанных биохимических пород

Вид текстуры

Характеристика

1. Текстуры, определяемы по плотности сложения В породе нет пустот 1.1. Плотная 1.2. Микропористая Поры не видны, порода легкая, прилипает мокрый палец 1.3. Пористая Поры видны невооруженным глазом 1.4. Кавернозная В породе имеются крупные пустоты — более 2 мм 1.5. Трещиноватая В породе имеются трещины 1.6. Выветрелая Порода ослаблена, пустоты и трещины расширены, часто порода может разламываться руками 2. Текстуры, определяемые по взаимному расположению частиц 2.1. Слоистая 2.2. Неслоистая

62

Присуща большинству осадочных пород. Хорошо видна в обнажении и в образцах Встречается редко. Пример: обломочные породы (кремень, он образует секреции)

Минеральный состав. Породы преимущественно мономинеральные с  незначительными примесями. Минеральные частицы могут иметь небольшие размеры и не поддаваться прямой диагностике по  форме выделения, блеску, излому, спайности. В  этом случае они определяются лишь по отдельным признакам: кальцит — по  быстрой реакции с  соляной кислотой, доломит  — по  замедленной, гипс и ангидрит — по мелким сахаровидным кристаллам, галит — по соленому вкусу и полупрозрачным кристаллам с прямыми углами между гранями, лимонит — по ржавому цвету, фосфорит — по преимущественно темному цвету и запаху при трении, по  которому узнаются белые фосфориты. Опал и  халцедон, слагающие опоку, трепел и диатомит, выглядят в этих породах как мельчайшие скорлупки, поэтому данные породы внешне совершенно не похожи на минеральный опал и халцедон. Классификация данных пород совпадает с химической классификацией главного минерала (большинство пород мономинеральные). Породы подразделяются на карбонаты, кремнистые породы, сульфаты, галоиды, фосфаты, железистые и  органические породы. Карбонаты. Эти породы являются наиболее распространенными из  класса химических и  биогенных пород и  состоят преимущественно из кальцита и доломита. Больше других пород среди карбонатов встречается известняков. Это очень разнообразные породы — химические и биогенные, плотные и пористые, вплоть до сильно кавернозных, от крупно- до микрокристаллических. Состоят они в основном из кальцита, в качестве примесей могут выступать доломит, глинистые и песчаные частицы. Многие биогенные известняки получают дополнительное название по имени слагающих их окаменелостей  — ракушечник, нуммулитовый, фузулиновый и прочий известняк. Доломиты. Имеют химическое происхождение. Главная их составная часть — минерал доломит. Примеси — кальцит, песчаные и глинистые частицы. Разновидности — от крепкого кристаллического доломита до доломитовой муки. Мергель. Порода химического происхождения. Кальцит и  доломит в составе превышают 50%, глинистые минералы — от 20% и  более. Мелкокристаллический, имеет характерный плитчатый излом с гладкой поверхностью, обычно трещиноватый. Мел — мягкая белая биогенная порода. Состоит из кальцитовых остатков морских планктонных водорослей — кокколитофорид. Кремнистые породы. К ним относятся кремень, имеющий особенный механизм образования и  формы залегания, а  также мор63

ские химические и биогенные породы — опока, трепел и диатомит. Эти три породы отличаются микропористостью, которая, будучи невидимой газом, распознается по  малому весу породы. Они состоят из мельчайших скорлупок опала и халцедона, внешне совершенно не похожи на эти минералы, имеют преимущественно землисто-раковистый излом. Кремень  — плотная, монолитная, твердая порода с  матовым блеском, халцедоно-опалового состава. Выделяется из подземных вод и постепенно накапливается в пустотах трещиноватых и кавернозных карбонатных пород, образуя желваки, секреции и даже небольшие пласты (рис. 3.10). Секреция кремня

Трещиноватость

Кавернозность

Рис. 3.10. Секреция кремня в трещиноватом и кавернозном известняке

Окремнение — так называется процесс замещения карбонатного материала кремнистым. Сульфаты и галоиды. К этим классам относятся гипс, ангидрит, каменная соль и некоторые другие породы. Их часто называют солями. Они представляют собой химические осадки морей с повышенной соленостью. Современные моря такого типа — Мертвое, Красное, Аральское, а также залив Каспийского моря Кара-БугазГол. В  породах обычно хорошо видны кристаллы со стеклянным блеском, хотя нередко встречаются разности с землистым изломом. Изначально породы плотные, но  возможно быстрое развитие карста. Территории с сульфатным карстом считаются более сложными, чем с карбонатным. Фосфаты. Полускальная порода фосфорит. Состоит из минерала с  таким же названием с  примесями песка, глинистого материала и лимонита. Цвет от белого до черного, образует небольшие прослои землистых масс внутри глинистых пород. Могут присутствовать многочисленные окаменелости, желваки и  конкреции. Так же, как и минерал, фосфорит узнается по характерному запаху при трении. 64

Железистые породы. Порода бурый железняк имеет ржавый цвет, часто пористая, неоднородная, с  желваками, стяжениями, оолитами, дает небольшие прослои внутри песчано-глинистых пород и  торфов. Внешне может быть похожа на  суглинки, особенно на морену, но в отличие от них совершенно не размокает в воде. Органические породы (каустобиолиты). К этому классу относятся торф, сапропель, нефть, уголь, природный газ. Из  этих пород при оценке инженерно-геологических условий в  область внимания обычно попадают только торф и сапропель как наиболее распространенные на поверхности. Торф — современные отложения болт, содержащие в своем составе более 50% (по массе) органического вещества и гумуса. Состоит он из остатков растений, преимущественно стеблей. Меньшее количество составляют стволы, корни, ветки. Торфы подразделяют по составу исходной растительности и степени разложения. Затрофованный грунт — пески и глинистые породы с содержанием торфа 3–50%. Ил — это современный нелитифицированный морской или пресноводный органо-минеральный осадок, содержащий более 3% (по  массе) органического вещества, как правило, имеющий текучую консистенцию IL > 1, коэффициент пористости e ≥ 0,9 и содержание частиц размером менее 0,01 мм более 30% (по  массе). Сапропель (гиттия) — современный нелитифицированный органоминеральный или органический осадок пресноводных застойных водоемов (или погребенный осадок), содержащий более 10% (по массе) органического вещества, имеющий, как правило, коэффициент пористости е ≥ 3, текучепластичную или текучую консистенцию. Залегает горизонтально (мощность слоев обычно не превышает нескольких метров), обладает очень высокой сжимаемостью. Легко превращается в  трясину. При  строительстве торф, илы и сапропели обычно удаляются, при сельскохозяйственном использовании — могут сохраняться, в том числе использоваться как удобрение, а высушенный торф — как топливо. Гидрогеологические и инженерно-геологические свойства. Как основание и среда сооружений карбонаты, кремнистые, сульфатные, железистые и фосфатные породы могут быть скальными и полускальными, в большинстве они пористые и трещиноватые, реже — плотные, поэтому в  основном проницаемы для воды. Важным свойством карбонатных, сульфатных и галоидных осадочных пород является их способность к  растворению в  природных условиях. Данный процесс называется карстом, а  порода закарстованной, если в результате в ней расширились поры, образовались пустоты (каверны) и даже пещеры. Большинство пещер в мире имеет карс65

ор

е

ора Печ

товое происхождение. Наличие закарстованных пород в  разрезе безусловно усложняет инженерно-геологические условия территории  — строительства, водного хозяйства, извлечения полезных ископаемых (рис. 3.11).

Белое

м

Се

ве Дв рна ин я а

За

па Дв дна ин я а

Москва

а Ур

Дн

еп

л

р

Дон

лг

а

ко йс пи ре

Ка с мо

Черное море

Во

Карбонатные породы Сульфатно-карбонатные породы Мело-мергельные породы Гипсы, ангидриты Соль

Соляные купола

Рис. 3.11. Распространение закарстованных пород на Русской платформе [2] 66

е

В Москве закарстованные известняки находятся на  глубинах в несколько десятков метров, а кое-где залегают прямо на поверхности, что не мешает городу успешно строится и развивается. Благодаря наличию пустот закарстованные породы нередко образуют хорошие водоносные горизонты с  большими водопритоками к скважинам. В качестве строительного материала возможно использование только карбонатных пород. Они годятся для дробления на щебень, плотные разности могут быть использованы для изготовления плитки — декоративной для стен или укладываемой на пол. В местах распространения пористых биогенных известняков (в Крыму, на Кавказе) эти породы издревле использовались для выпиливания строительных блоков. В Одессе длина каменоломен под городом оценивается примерно в  3 тыс. км. Естественные карстовые пещеры и каменоломни путать не следует. Кремнистые породы используются для производства адсорбентов и теплоизоляционных материалов кремнистого состава. Сульфатные породы используются в химической промышленности и для приготовления штукатурных материалов в строительстве. Фосфорит — сырье для производства фосфорных удобрений. Бурый железняк в настоящее время как железная руда не используется. 3.6. Осадочные обломочные, песчаные, глинистые и смешанные (песчано-глинистые) породы 3.6.1. Обломочные породы и их классификации

К этим классам относятся всем хорошо знакомые сыпучие породы — песок, щебень, галечник, гравий; сцементированные породы, среди которых самым известным является песчаник, а также глинистые породы — глина, суглинки, супеси. Названные породы сильно отличаются друг от друга по составу и  свойствам, но  в природе переход от  обломочных пород к  глинистым очень постепенный, с большим количеством смешанных разностей, что задает необходимость рассмотрения данных классов в рамках одного раздела. Классификация. В  разделе рассматривается пять классов пород — крупнообломочные, песчаные, мелкообломочные, глинистые и смешанные. Для краткости условимся называть их всех вместе обломочными и глинистыми. Как можно видеть, все они классифицируются по размеру, форме обломков, цементации и связности (табл. 3.5). 67

Таблица 3.5 Осадочные обломочные, глинистые и смешанные породы

Название породы Структура и размер частиц, мм

Текстура Несцементированная Сцементированная Угловатые Округлые Угловатые Округлые Связная обломки обломки обломки обломки

1. Крупно­ обломочные: более 1000

Неока­ танные глыбы

Глыбы

Глыбовая Глыбо— брекчия вый конгломерат

200–1000

Неока­ танные валуны (камни)

Валуны

Валунная Валунбрекчия ный конгломерат

10–200

Щебень

Галечник Брекчия

Конгломерат

2–10

Дресва (мелкий щебень)

Гравий

Гравелит

2. Среднеобломочная — песчаная (0,05–2): 1–2

Пески (по преоб­ ладающей фракции): гравелистый (грубый)

Песчаники (по пре- — обладающей фракции): гравелистый (грубый)

0,5–1

крупный

крупный

0,25–0,5

средний

средний

0,1–0,25

мелкий

мелкий

0,05–0,1

пылеватый (тонкий) пылеватый (тонкий)

Мелкая брекчия

3. Мелкообломоч- Алеврит ная пылеватая: 0,002…0,05

Алевролит

4. Микрозернис- Глина тая — глинистая: менее 0,002 (0,005)

Аргиллит

5. Смешанная

68

Состав. Эти породы состоят из продуктов механического и химического разрушения и преобразования других пород на поверхности земли. В подавляющем большинстве случаев они являются почвообразующим материалом, на  них осуществляется большая часть строительства и  прочего природообустройства, их чаще других называют словом «грунт». В составе обломочных и  глинистых пород выделяется три основные составные части — обломки, цемент и глинистый материал. 1.  Обломочный материал — главная составная часть обломочных пород  — каменный материал в  составе глыб, валунов, гальки, гравия, щебня, песчинки, образующие песок, кварцевая минеральная пыль. Все это может быть представлено различными скальными или полускальными породами, и название исходной породы может быть только упомянуто — щебень гранитный, галечник известняковый, песок кварцевый. Булыжник, бут, голыш, брусчатка  — естественный или специально обработанный и  подобранный камень размером в  десятки сантиметров, применяемый в строительстве для мощения дорог и кладки фундамента. По форме выделяют два основных типа обломков — угловатые и округлые, также существует несколько переходных типов между ними (рис. 3.12).

а

б

Лёсс в

Песок пылевато-гли- Конгломерат песчанистый, гравелит нистый со щебнем и гравием, галечник песчанистый и др. с песчаным гравийным заполнителем и др.

Глина

Рис. 3.12. Каменные обломки различной формы: а — угловатые; б — округлые (окатанные); в — полуокатанные

Глина, суглинок, супесь

Широко распространенную морену принято называть щебнистым суглинком, в  то время как имеющиеся в  ней каменные включения скорее ближе к  округлой гальке, чем к  угловатому щебню. 1.1.  Обломки угловатой формы. Они образуются при выветривании и  отламывании кусков от  коренной монолитной породы. 69

В природе данный процесс интенсивнее всего развит на склонах; образующиеся в результате него обломки скапливаются у подножья склонов, образуя каменные осыпи. При  горизонтальном рельефе угловатые обломки остаются на своем месте, и процесс выветривания быстро затухает с глубиной. Так образуются коры выветривания (рис. 3.13). Кора выветривания Падение обломков Коренная порода

Каменная осыпь

Рис. 3.13. Угловатые обломки в составе коры выветривания и каменной осыпи

Породы осыпей и кор выветривания в зависимости от размеров обломков называют глыбами, щебнем, дресвой, хрящом. Они могут служить строительным материалом в  местах своего распространения, хотя реально используемые в строительстве щебень, глыбы и т.п. значительно чаще являются искусственно дроблеными камнями, добываемыми в карьерах при помощи взрывов. На их основе можно получить более прочные материалы для строительства, чем при использовании выветрелого и  трещиноватого естественного камня, тем более что большинство населения России проживает на  равнинных территориях, где эти осыпи и  коры выветривания практически отсутствуют. 1.2.  Округлые (окатанные) обломки приобретают такую форму в результате обработки водой (морским прибоем, реками, водноледниковыми потоками), реже — ветром. Из угловатых глыб образуются валуны, из щебня — галька, из дресвы (мелкого щебня) — гравий. Чем мельче обломки, тем чаще они бывают округлыми. Например, пески с угловатыми обломками в природе встречаются, но крайне редко. Пылеватая фракция — кварцевые обломки размером 0,002–0,05 мм всегда округлые. Из-за мелких размеров они начинают демонстрировать коллоидные свойства — легко слипаются между собой, а будучи взмученными, медленно оседают в воде. 70

2.  Цемент. Некоторые породы в природе напоминают по своему сложению такие известные искусственные материалы, как отвердевший цементный раствор или бетон, тем, что состоят из каменных обломков, скрепленных между собой цементом. Не  исключено, что идея создания бетона была заимствована людьми в природе. Природный цемент сходен по  составу с  некоторыми химическими осадочными породами. Он бывает карбонатным, кремнистым, сульфатным, железистым и  глинистым  — тогда его называют глинистым заполнителем. Карбонатный цемент сходен по составу с химическим известняком и определяется по реакции с кислотой. Кремнистый — наиболее прочный и твердый из цементов, иногда он имеет жирный блеск, с кислотой не реагирует. Сульфатный — не прочен, он царапается ногтем, изредка на нем видны сахаровидные кристаллы. Железистый цемент узнается по ржавому цвету. Глинистый цемент царапается ногтем, размокает в воде. Образование цемента возможно двумя путями: 1)  в морских условиях при одновременной аккумуляции химического осадка вместе с обломками; 2)  за счет выпадения в осадок химического материала из подземных вод внутри обломочной толщи после ее накопления. Породы с  наиболее распространенными типами цементации представлены на рис. 3.14. Цемент

а

Цемент

б

в

Рис. 3.14. Породы с различными типами цемента: а — базальный цемент; б — поровый цемент; в — контактовый

3.  Глинистые минералы. В  крупнообломочных породах глинистые минералы могут играть роль заполнителя между каменными частицами и фактически являться цементом. При смешении глинистых минералов с  песчаным и  мелкообломочным материалом образуются так называемые глинистые породы — суглинки, супеси и природные глины. Глинистые минералы приобретают при этом 71

роль главного компонента, придавая всей смеси свойства глинистых пород, главные из которых — влагоемкость, водонепроницаемость и связность — способность делаться пластичной при увлажнении и твердой при высыхании. Структура, гранулометрический и минеральный состав. Эти характеристики тесно связаны между собой. Структура материала определяется в зависимости от размеров частиц. Частицы определенного размера принято называть фракциями. Границы фракций взяты по ГОСТ 25100–2011 «Грунты», они с очень небольшими изменениями повторяют границы, принятые в геологической литературе, отличаются лишь названия фракций; геологические даны в скобках (табл. 3.6). Таблица 3.6 Структуры и примерный состав обломочных, глинистых и смешанных пород

Структура и фракция — размер частиц [20]

Микрозернистые породы сложены каолинитом, монтмориллонитом, гидрослюдами и  другими глинистыми минералами. Породы — чистые глины. Смешанные породы  — чаще всего смесь песчаной, пылеватой и  глинистой фракции  — это глины, суглинки и  супеси. Широко используются термины «песчано-глинистые» и  «глинистые породы», употребляемые как синонимы. Процентное весовое содержание частиц различных фракций называется гранулометрическим составом (грансоставом). Для его определения образец грунта пропускается через набор сит с дальнейшим взвешиванием каждой фракции. Далее по небольшому набору правил породе дается формально правильное название (табл.  3.7). Это относится к  несцементированным крупнообломочным, песчаным и  отчасти некоторым глинистым породам, о чем речь пойдет ниже. Таблица 3.7

Примерный состав

Подразделение крупнообломочных и песчаных грунтов [20, 22]

1. Крупнообломочная (псефиты) — Обломки любых скальных пород крупнее 2 мм

Разновидности крупнообломочных грунтов и песков

2. Среднеобломочная — песчаная (псаммиты) — 0,05–2 мм

Преобладает кварц, может присутствовать полевой шпат, прочих минералов совсем мало

3. Мелкообломочная — пылеватая (алевриты) — 0,002–0,05 мм

Кварц — практически вся фракция

4. Микрозернистая — глинистая (пелиты) — менее 0,002 мм (менее 0,005 мм)

Каолинит, монтмориллонит, глауконит и другие глинистые минералы, кварц, лимонит

5. Смешенная — обломочно-песчаная, песчано-глинистая и др.

Различные смеси частиц 1-й—4-й фракций

Крупнообломочные:   валунный (глыбовый)   галечниковый (щебнистый)   гравийный (дресвяный) Пески:   гравелистый   крупный   средней крупности   мелкий   пылеватый

Известно, что чем мельче раздроблен материал, тем быстрее он растворяется и вступает в химические реакции. Поэтому среди обломков крупного размера (глыб, валунов, щебня, гальки) встречаются почти все породы за исключением наиболее растворимых — гипса, ангидрита, каменной и  других солей. Среди обломков средних размеров встречаются в основном кварц — самый устойчивый к  выветриванию минерал, реже полевой шпат, еще реже другие минералы. Среднеобломочные породы — это пески. Среди мелкообломочных (пылеватых) частиц почти не встречаются другие минералы, кроме кварца. Породы  — лёсс, алеврит, алевролит. 72

Размер частиц, мм

Содержание частиц, % по массе

> 200 > 10 >2

> 50 > 50 > 50

>2 > 0,50 > 0,25 > 0,10 > 0,10

> 25 > 50 > 50 ≤ 75 < 75

Правильное присвоение названия песчаным и  глинистым грунтам — важная задача геологии и грунтоведения. От типа грунта (фактически от наименования) зависят различные табличные значения параметров, входящих в расчеты оснований, что важно для проектировщиков. Поэтому грансостав наряду с другими лабораторными свойствами грунтов является одним из важнейших показателей свойств и  в массовом порядке определяется при проведении изысканий. Происхождение обломочных пород схематично показано на рис. 3.15. Как можно видеть, все начинается в горных условиях с выветривания, обвалов и  осыпания угловатых каменных обломков  — так 73

образуются природные глыбы и щебень. В процессе выветривания (химического) образуются также глинистые минералы, которые легко уносятся водой, а если разрушаются очень распространенные в  природе граниты и  гнейсы, то образуется также обломочный кварц с частицами песчаного и пылеватого размера. Кора выветривания — глинистые минералы, обломочный кварц, щебень Каменная осыпь, щебень

Разлом, дробление, подземные воды, тектонические брекчия

Пляж, прибой — гравий, галечник, Море, цементация — песок конгломерат, гравелит, песчаник

Рис. 3.15. Схема образования обломочных пород

Кора выветривания — глинистые минералы, обломочный кварц, щебень Каменная осыпь, щебень, Пляж, прибой  — гравий, галечник, песок Море, цементация  — конгломерат, гравелит, песчаник Разлом, дробление, подземные воды, тектонические брекчия За счет силы тяжести, склоновых процессов, временных водных потоков и рек угловатый обломочный материал попадает на морское побережье. Здесь к нему добавляется материал, образующийся за счет разрушения берега волнами. В зоне прибоя каменный материал дополнительно дробится, обломки округляются, образуются валуны, галечник, гравий, песок и кварцевая пыль — материал алевритов. Часть материала растворяется. Волнением и морскими течениями осадки относит на большую глубину, где, возможно, происходят цементация и превращение в сцементированные аналоги — конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты. Аналогичные процессы в  меньших масштабах могут происходить за счет геологической работы горных рек, ледников и водноледниковых потоков. Если отсутствует фаза округления, то при цементации угловатого материала могут возникать осадочные брекчии. Тектонические брекчии образуются в зонах тектонических нарушений. Обломочный материала получается при перемещении тек74

тонических блоков вдоль плоскостей разломов, а  цементация  — за  счет выделения химического осадка из  подземных вод, легко циркулирующих по раздробленной зоне. Искусственный галечник, искусственный пляж. При  необходимости увеличения площади естественного галечного пляжа на побережье завозится щебень и сбрасывается в прибойную зону. Скорость округления обломков зависит от крепости исходной породы и  обычно составляет несколько месяцев, после чего пляж вновь готов для использования. Искусственный пляж необходимо регулярно пополнять щебнем и защищать от размыва, так как в природе постоянно идут процессы перетирания гальки и уноса ее морскими течениями. Наращивание площадей песчаных пляжей выполняется аналогичным образом, но предохранение их от размыва еще сложнее. Текстура обломочных, песчаных и смешенных пород. Породы этой группы обладают большим разнообразием текстур и  сложения в силу разнообразия самих пород (табл. 3.8). С точки зрения плотности сложения породы могут быть плотными, пористыми, микро- и  макропористыми, трещиноватыми и  выветрелыми. Плотными текстурами среди пород этой группы обладают только хорошо сцементированные брекчии, конгломераты, гравелиты, песчаники и алевролиты. Пористыми за счет промежутков между обломками и частицами являются все несцементированные породы — валунники, галечник, щебень, гравий, песок, алеврит и проч. Микропористые — все глинистые породы за счет невидимых невооруженным глазом микропор. Пористость несцементированных обломочных и  глинистых пород может составлять 20–35% и превышать 50% у лессов. Широко применяемые термины (плотная глина, плотный песок и т.п.) являются относительными и обозначают минимальную пористость этих пород, составляющую 10–25% объема. Для песчаных и  глинистых пород пористость измеряется при изысканиях и  является показателем, по которому вычисляется сжатие этих пород в основании сооружений. По взаимному расположению частиц обломочные породы, как и  большинство осадочных пород, бывают слоистыми и  неслоистыми. Сильно уплотненные слоистые разности иногда называют сланцеватыми из-за внешнего сходства с группой метаморфических сланцев. В отличие от них осадочные сланцеватые породы размокают. По связям между частицами (эту характеристику можно отнести и к структуре) обломочные породы определяются как несцементи75

Таблица 3.8 Текстуры и некоторые особенности сложения осадочных обломочных, глинистых и смешанных (обломочно-глинистых) пород

Вид текстуры

Характеристика

1. Текстура, определяемая плотностью сложения 1.1. Плотная

Поры не видны, в сухой образец вода не впитывается — сцементированные обломочные породы

1.2. Микропористая

Присуща глинистым породам. Точно пористость определяется в лаборатории. Некоторые образцы легкие

1.3. Пористая, мелкопористая, кавернозная

Поры видны невооруженным глазом. Это присуще слабосцементированным и несцементированным породам

1.4. Макропористая

Термин используется только в отношении лёссов, обла­дающих не только микропористостью, но и видимыми не­вооруженным глазом порами диаметром около 1 мм, называемыми макропорами

1.5. Трещиноватая В породе имеются трещины 1.6. Выветрелая

Трещины и пустоты в породе расширены в результате процессов вывет­ривания. Порода ослаблена

2. Текстуры, определяемые по взаимному расположению частиц в породе 2.1. Слоистая: а) макрослоистая

Видна только в обнажении по изменению цвета, состава, сложения породы

б) мелкослоистая

Бывает видна в образцах

в) сланцеватая

Тонкая мелкая слоистость глинистых пород тугопластичной и твердой консистенции. Образцы разламываются на плитчатые блоки по напластованию

2.2. Неслоистая

Породы не обладают слоистостью — лёсс, морена

3. Текстуры, определяемые по связям между частицами 3.1. Сцементированная

Частицы породы скреплены между собой цементом

3.2. Несцементированная (сыпучая, рыхлая)

Частицы породы не скреплены между собой

3.3. Связная (рыхлая)

Присуща глинистым породам. Порода связана за счет коллоидных связей между частицами. Порода пластична при замачивании, становится твердой при высыхании, но не является ни монолитным, ни сыпучим материалом

76

рованные (сыпучие, рыхлые), сцементированные и  связные (рыхлые). Термин «связные» употребляется в отношении песчаноглинистых пород. Они не представляют собой ни скальный, ни сыпучий материал. Они пластичны и текучи при увлажнении и становятся почти твердыми при высыхании. Гидрогеологические и инженерно-геологические свойства сцементированных обломочных пород. Сцементированные породы могут быть как плотными непроницаемыми, так и пористыми, проницаемыми для воды — все зависит от соотношения промежутков между обломками и количеством цемента. Они могут быть также трещиноватыми, а  если в  составе сцементированной породы имеются карбонатные или сульфатные составляющие, возможно развитие карста, что дополнительно увеличивает проницаемость. Эти породы обладают обычными свойствами скальных и  полускальных пород. Как основание они достаточно прочные и  несжимаемые. Как материал для дробления на  щебень широко используются только песчаники и  алевролиты, хотя возможно использование и  крупнообломочных пород. Для получения красивой облицовочной плитки применяются мраморные брекчии, для получения плитки, укладываемой на пол, — песчаники и алевролиты. Крепкий, хорошо сцементированный песчаник используется даже для изготовления ступеней, так как дает хорошую шероховатую поверхность. Тонкослоистые разности песчаника не требуется пилить — они дают природную плитку неправильной формы и подходят для укладки на  дорожки. Гидрогеологические и  инженерно-геологические свойства несцементированных обломочных пород. Все несцементированные породы обладают хорошей проницаемостью, водообильностью, образуют водоносные горизонты, пригодные и  удобные для эксплуатации. Чем крупнее обломки, тем больше проницаемость, тем больше коэффициенты фильтрации (см. ч. II, табл. 8.1). Галечники, щебень, гравий по своей проницаемости уступают только сильно пористым, трещиноватым и закарстованным скальным породам. Пески  — тоже проницаемая порода. Размеры песчинок варьируют от 0,05 до 2 мм. Также в десятки раз варьирует коэффициент фильтрации — он максимален у гравелистых песков и минимален у пылеватых. Наибольшей распространенностью среди несцементированных обломочных пород обладают пески. Они часто залегают на поверхности, образуя грунтовые водоносные горизонты. Пески часто встречаются в разрезе, а будучи перекрыты сверху глинистыми породами образуют межпластовые водоносные горизонты пресных 77

3.6.2. Песчаные отложения По гранулометрическому составу пески подразделяются на гравелистые, крупные, средние, мелкие и  пылеватые (тонкие) (см. табл. 3.5 и 3.7). По коэффициенту пористости пески подразделяются на плотные пески, пески средней плотности и рыхлые. Не следует забывать про относительность значения слов в  терминологии — плотный песок все равно пористая порода, имеющая минимальную пористость. Сжатие песков в основании сооружений всегда просчитывается проектировщиками. Чем мельче песок, тем больше может быть сжатие, тем большего внимания он заслуживает. Наибольшая осадка на песках может происходить, если, во-первых, они насыщены водой, а  во-вторых, ожидается динамическое воздействие типа вибрации от работы механизмов и оборудования внутри сооружения. Вода при этом срабатывает как смазка, а вибрация, подталкивая частицы в  разные стороны, способствует дополнительному уплотнению. Все несцементированные обломочные породы, особенно пески, широко применяются в строительстве для отсыпки грунтового основания под нижние элементы фундаментов, для выравнивания рельефа, для возведения насыпей, для засыпки пазух котлованов, для отсыпки элементов дорожного полотна, для приготовления бетона и других целей. Если в составе песков в незначительных количествах присутствуют слюды, глинистые минералы, лимонит и торф, к названию песка могут добавляться прилагательные они слюдистый, глинистый, ожелезненный, заторфованный. Все эти 78

примеси изменяют свойства песков. Цвет песков обычно зависит от цвета основного минерала — кварца и от цвета имеющихся примесей. Часто можно слышать выражение «золотой песок». Оно употребляется в  трех смыслах: 1) красивый песок привлекательного желтого цвета где-нибудь на  пляже. Желтый цвет определяется совсем небольшой примесью лимонита, покрывающего тонким слоем кварцевые частицы песка; 2) песок, содержащий россыпное золото (достаточно несколько грамм на тонну); 3) уже извлеченное из  песка россыпное золото  — его частицы будут как песчинки — округлыми и такого же размера. Кроме понятий обломочного, химического и биогенного происхождения для всех пород принято указывать как происхождение геологический процесс и место накопления конкретного геологического тела. С  этой точки зрения пески могут быть морскими и континентальными — речными, водно-ледниковыми, ветровыми, озерными и  т.п. То есть отдельно взятая песчинка имеет обломочное происхождение и  могла образоваться (выделиться), например, из кварцевого зерна в граните значительное геологическое время назад. Далее это кварцевое зерно могло раздробиться, частицы его приобрели округлую форму и много раз отложились и переотложились в  составе каких-либо накоплений. По  последнему месту накопления и  соответствующему геологическому процессу будет именоваться происхождение песка. Речные (аллювиальные) пески. Они залегают в долинах рек, широко представлены в  пойменных и  надпойменных террасах (рис. 3.16); обозначение на картах и разрезах — аQ. Террасы III

Пойма

I

Террасы I

II

III

Река

вод. Для целей проектирования строительства крупнообломочные грунты и пески в соответствии с ГОСТ 25100–2011 классифицируются по  гранулометрическому составу, степени водонасыщения, пористости и некоторым другим показателям, определяемым лабораторно. Наличие заполнителя из  глины или органики сильно снижает проницаемость несцементированных пород. Галечники с  глинистым заполнителем превращаются по сути дела в слабопроницаемые породы. Проницаемость глинистых песков с  органикой уменьшается в  десятки раз по  сравнению с  аналогичными породами без заполнителя. Как основание и среда сооружений несцементированные породы обычно не  представляют сложностей, за исключением пылеватых и мелких песков, способных к проявлению плывунных свойств и морозному пучению. Валуны, глыбы, галечники, щебень, гравий — слабо сжимаемое основание.

Коренные отложения Погребенный аллювий

Рис. 3.16. Схема строения аллювиальных (речных) отложений 79

Речные террасы aQ

Минск Минск

Черное море Черное море

fgQ

Рис. 3.17. Схема залегания водно-ледниковых отложений

Данный тип отложений имеет широчайшее распространение и вместе с ледниковыми отложениями является одним из основ­ ных, залегающих на поверхности земель Русской равнины (рис. 3.18). Ветровые (эоловые) пески. Они встречаются в  жаркой сухой аридной зоне; это отложения песчаных пустынь. Обычно очень хорошо отсортированы и сильно пористы. Залегание в целом горизонтальное по значительным площадям. В рельефе часто образуют дюны и барханы — как отдельные, так и грядовые (рис. 3.19). Обозначения — eolQ, eQ и vQ. По основному направлению ветров, переносящих песок, хорошо прослеживается изменение крупности частиц. В области питания больше крупных частиц, а  чем дальше находятся области транзита и накопления, тем частицы становятся мельче. Морские пески. В платформенных областях они имеют горизонтальное залегание и распространение по значительным площадям. 80

Киров Киров Уфа Уфа

Саратов Воронеж Саратов Киев Дн Воронеж Киев Харьков Днепр еп Харьков Во р Днепропетровск Волга Днепропетровск лга Дон Дон

Водно-ледниковая терраса

Коренные отложения

Вологда Вологда Ярославль Ярославль Москва Москва

алрал УрУ

Рига Рига

кое йс еое к с й е

КаК спасп мо мио и р р

По составу аллювиальные пески неплохо отсортированы, т.е.  в  отдельно взятом месте размеры песчинок примерно одинаковы и варьируют в небольшом диапазоне. В песках возможны небольшие прослои глинистых пород, сами пески зачастую могут быть глинистыми, содержать примеси органики и  пылеватых частиц. В быту, среди непрофессионалов часто используется термин «речной песок» как синоним чистого, без примесей песка, что далеко от реальной картины в природе. Водно-ледниковые (флювиогляциальные) пески. Они сформировались при таянии ледника. Характеризуются разнозернистым составом, т.е. частицами разных размеров, большим содержанием гравийных, галечных, валунных и  даже глыбовых включений и плохой окатанностью как включений, так и собственно песчаных частиц. Форма залегания горизонтальная, по площади могут давать обширные поля, их называют зандровыми (от нем. sand — песок), могут также образовывать высокие террасы рек, а  в местах наибольшего распространения — гряды и небольшие горки (рис. 3.17; обозначение на картах — fgQ).

Границы оледенений: Границы оледенений: Московского Днепровского Московского Днепровского Осташковского Калининского Осташковского Калининского Площади развития зандров Площади развития зандров оледенений Днепровского и Московского Днепровского и Московского оледенений Рис. 3.18. Схема распространения оледенений и площади зандровых песков на Русской равнине [2]

Барханные гряды

Ветер eolQ Коренные породы

Рис. 3.19. Ветровые пески — гряды барханов 81

Пласты могут иметь протяженность в десятки и сотни километров, мощность в десятки и сотни метров. Материал обычно хорошо отсортирован и однороден (рис. 3.20). Обозначения на картах и разрезах — по возрасту пород. prQII–III IQII

fgQII

lgQI–II

K1nc K1ар

2 gQII

fgQI–II 1

dQIV

plQIV

J3v2

grQIV aQIII–IV

J3v1 3

J3ох С 2m

4

aQIII–IV Аллювий Москвы-реки. Песчано-глинистые отложения grQIV Оползневые отложения склонов Москвы-реки plQIV

Пролювий на пойме Москвы-реки. Песчано-глинистые отложения

dQIV

Делювий склонов долины Москвы-реки. Песчано-глинистый состав prQII–III Покровные средние верхнечетвертичные отложения. Глины, суглинки fgQII Водно-ледниковые среднечетвертичные отложения. Пески разнозернистые IQII

Озерные среднечетвертичные отложения. Глины, суглинки, супеси

gQII

Ледниковые среднечетвертичные отложения. Морена

fgQI–II

Водно-ледниковые нижние и среднечетвертичные отложения. Пески

lgQI–II

Озерно-ледниковые отложения. Суеси, суглинки

K1nc

Нижний мел, неокомский ярус. Мелкозернистые пески

K1ар

Нижний мел, аптский ярус. Пылеватые пески

J3v2

Верхняя юра, верхневолжский ярус. Пески мелкие, слюдистые

J3v1

Верхняя юра, нижневолжский ярус. Пески мелкие, супеси

J3ох

Верхняя юра, оксфордский ярус. Глины черные

С 2m

Средний карбон, московский ярус. Известняки, доломиты, мергели Пески

Суглинки

Известняк 1 Уровень подземные вод

Супеси

Морена

2

3

Глины

Оползневые отложения 4 — оползневые горизонты

Рис. 3.20. Сводный гидрогеологический разрез южного Подмосковья 82

Морские пески могут быть чистыми кварцевыми, могут содержать примеси  — глинистые минералы, мусковит, зерна полевого шпата, лимонит. Озерные пески. Озерные отложения встречаются реже, чем речные, водно-ледниковые или морские. Озерные пески чаще мелкозернистые и пылеватые, глинистые, тонкослоистые, возможны плывунные свойства. 3.6.3. Пылеватые осадочные породы К пылеватым породам согласно классификации (см. табл. 3.5) относятся алеврит  — несцементированная порода, алевролит  — сцементированная порода и  лёсс  — связная порода. Кроме того, пылеватыми зовут глины, суглинки и супеси, когда в их составе пылеватая фракция преобладает над песчаной. Чистые алевриты — довольно редкие в природе породы, в то время как алевролиты считаются породами, встречающимися часто. Алеврит. В литературе часто основной составной частью указывается фракция 0,01–0,05 мм. В ГОСТ 25100–2011 границы пылеватой фракции расширены до диапазона 0,002–0,05 мм. Частицы имеют преимущественно кварцевый состав. В меньшем количестве находятся полевой шпат, слюды и  другие минералы. В виде агрегированных частиц пылеватого размера могут присутствовать глинистые минералы и  различные минеральные соли. Чистый алеврит внешне напоминает муку, пудру или очень тонкий песок — таковы алевриты дочетвертичного возраста, морского происхождения. На континентах алевриты образуются в условиях сухого климата (от холодного до жаркого), часто возможно их засоление и  наличие примеси глинистого материала. В  последнем случае они постепенно переходят в лёсс. Форма залегания в платформенных областях — горизонтальная. Алевролит — сцементированная порода, содержащая более 50% пылеватых частиц кварцевого и полевошпатового состава. Образуется при литификации алевритов. Внешне и  по всем свойствам алевролит похож на  очень мелкий песчаник. В  части образцов может быть заметна тонкая слоистость. Вообще слоистость этих пород хорошо видна только в  обнажении. Преобладают плотные или слабо пористые текстуры. Рассматривается как скальная порода. Некоторые слоистые разности хорошо разделяются на  тонкие естественные плиты толщиной в  несколько сантиметров. Такие плиты имеют шероховатую поверхность и устойчивы к внешнему воздействию дождей, снега, перепадам температуры. Они относи83

тельно дешевы и могут использоваться как материал для покрытия пешеходных дорожек и  облицовки стен. Благодаря практичному серо-коричневому цвету плиткой алевролита часто облицовывается цокольная часть зданий. Лёсс выделяется следующими главными признаками — преобладанием в составе пылеватой фракции (значительно больше 50%), большой пористостью и  просадочностью. Велика естественная пористость лёссов, оцениваемая во многие десятки процентов. Она создается обычной микропористостью дисперсного грунта, а также наличием макропор диаметром около 1 мм. Макропоры имеют преимущественно вертикальное направление и пронизывают всю лёссовую толщу, придавая ей явную анизотропию, столбчатую отдельность и  способность давать вертикальные обрывы на  склонах. Видимо, макропоры представляют собой пустоты от  сгнивших корней и стеблей растений, существовавших во время накопления лёссового материала. Имеющиеся в  составе кристаллы кальцита и гипса создают пространственную структуру, препятствуют доуплотнению и способствуют сохранению сильно пористого сложения породы. Просадочность — свойство, являющееся следствием повышенной пористости. Это способность испытывать вертикальную деформацию под действием внешней нагрузки или собственного веса при замачивании. ГОСТ требует лабораторного измерения относительной просадочности и задает ее границу — εSl ≥ 0,01. Схема просадки образца лёсса показана на рис. 3.21. Как можно видеть, поначалу сухой образец незначительно сжимается под действием вертикальной нагрузки. Далее, после подачи воды, происходит быстрое резкое сжатие (просадка) и потом снова медленное нарастание осадки при увеличении нагрузки. Пористость

Сжатие до замачивания Сжатие при замачивании Сжатие после замачивания Сжимающая нагрузка

Рис. 3.21. Просадочность лёссовой породы при замачивании (метод одной кривой) 84

Все лёссы содержат некоторое количество глинистых минералов, благодаря чему приобретают свойство пластичности, которое в соответствии с требованиями ГОСТ 25100–2011 переводит их в разряд глинистых пород. По величине числа пластичности Ip с формальной точки зрения лёссы рассматриваются как глины, суглинки и супеси. Помимо кварцевой пыли и  глинистых минералов лёссы могут иметь в своем составе до 20% (а иногда и больше) кальцита и несколько процентов гипса. Лёссовые породы широко распространены на  поверхности земли во всем мире. В  России они имеются в  Южном Заволжье, на  Северном Кавказе, на  юге Западной Сибири. Их много на  Украине и  в республиках Средней Азии, в  Китае, Германии, Южной и Северной Америке (рис. 3.22). Обычно лёссовые породы залегают прямо на поверхности земли, могут переслаиваться с погребенными почвами. Форма залегания в  целом горизонтальная, сглаживающая подстилающий рельеф. Лёссовые отложения могут быть разных размеров — от небольших пластов до огромных толщ в сотни метров по мощности и десяткисотни километров по простиранию. Происхождение лёссов континентальное, в условиях сухого холодного климата (с  этим согласны все исследователи). Более 150 лет среди геологов идут споры о том, как именно образовывались лёссы. Выдвинуто так много гипотез, что их даже собрали в  три группы — гипотезы эолового (ветрового), водного и почвенно-элювиального происхождения. Считается, что сегодня нигде в  мире не происходит накопления и формирования лёссов. Не исключено, что в  разных местах лёсс образовывался по-разному, поэтому, изучая лёссы в разных условиях, исследователи приходят к разным выводам. Гидрогеологические и инженерно-геологические свойства лёссов. По  коэффициенту фильтрации лёссы оцениваются как породы с низкой степенью проницаемости (ч. II, табл. 8.1), которая в одном и  том же слое лёсса может отличаться в  несколько раз в  зависимости от вертикального или горизонтального направления. За счет своей недоуплотненности лёссы как грунты обладают рядом недостатков, которые требуют отдельного внимания. Во-первых, лёссы очень легко размываемы, поэтому на склонах они очень легко и быстро подвергаются эрозии. Во-вторых, лессы обладают просадочностью, особенно в  основании сооружений. При замачивании в лёссах очень легко разрушаются структурные связи между частицами, вода срабатывает как смазка и порода до85

ор

е

Воркута

Бело е

м

застройки (см. рис. 3.6). В  третьих, существует просадочность по берегам каналов, проложенных в лёссах. При заполнении канала водой происходит замачивание сухих лёссов, слагающих откосы. В отдельных местах происходит просадка берега небольшими блоками. Лёссовая порода размягчается, размывается водой, ширина канала увеличивается, глубина уменьшается (рис. 3.23).

Архангельск

а Киров Рига Казань

Москва

Уфа б Пенза

Рис. 3.23. Схема просадки берегов канала в лессовых отложениях: а — профиль до просадки; б — профиль после просадки

Киев Волгоград

Черное море

Каспи мор

кое йс е

Лёссы и лёссовидные породы с высокой просадочностью Лёссы с незначительной просадочностью и покровные отложения Суглинки и супеси лёссовидные, на юге слабопросадочные Рис. 3.22. Распространение лёссовых и покровных отложений [2]

уплотняется под собственным весом или под весом выстроенного на  ней здания. Просадка может составлять многие сантиметры и десятки сантиметров, что губительно для сооружений массовой 86

Довольно сложны грунтовые дороги, проложенные по лёссам. В сухую погоду они сильно пылят, во время дождя быстро размокают и становятся труднопроходимыми. В зоне распространения лёссов проживают многие миллионы людей. Лёссы  — материал, на  котором формируются прекрасные плодородные почвы, и  названные трудности нисколько не  снижают ценности земель, сложенных с поверхности лёссами. Важно, чтобы правильно (от  изысканий до  эксплуатации) выполнялась любая деятельность природообустройства — аграрная, водохозяйственная, строительная и т.п. Использование лёссов возможно, как и использование любой глинистой породы, но с учетом их особенностей. Например, при использовании лёсса как грунтового материала насыпей практикуется его предварительное замачивание для уменьшения пористости. 3.6.4. Глинистые и песчано-глинистые смешанные породы О терминологии. Чистые глинистые породы встречаются в природе редко, только в  корах химического выветривания. С  формальной точки зрения это и есть глинистые породы. Вместе с тем термины «глинистые породы» или «песчано-глинистые породы» 87

устойчиво закрепились за породами смешанного состава, состоящими из  глинистой, пылеватой и  песчаной фракций, даже если собственно глинистой фракции в  них немного, существенно меньше половины, как, например в  суглинках и  супесях. Дело в том, что свойства этим породам придают именно глинистые минералы, в  то время как песок и  пыль влияние на  формирование свойств оказывают меньшее. Гранулометрический и минеральный состав. Глинистая фракция (частицы < 0,002 мм)  — это в  основном каолинит, монтмориллонит, глауконит, гидрослюды. Песчаная (0,05–2 мм) и пылеватая (0,002–0,05 мм) фракции — преимущественно кварц (см. табл. 3.6). Кроме того, важнейшими компонентами глинистых пород являются вода и органические вещества. В древних глинистых породах дочетвертичного возраста органика встречается чаще в  виде углистых включений, а  в четвертичных породах — часто в виде растительных остатков. Глинистые и  песчаные грунты в  этом случае зовутся заторфованными. Вода всегда присутствует в глинистых грунтах. Внешне грунт может выглядеть совершенно сухим, кусок глины становится твердым и похожим на камень, но некоторое количество воды в нем все равно присутствует. Забегая вперед, скажем, что такая вода называется прочносвязанной. Если воды больше, порода становится сначала пластичной, а потом очень пластичной и влажной на ощупь. Подробнее виды воды в  горных породах рассматриваются в  части II «Гидрогеология». Химический состав. Напомним, что глинистые минералы относятся к  химическому классу силикатов, а  кварц является окисью кремния. Этим объясняется применимость глинистых пород при изготовлении силикатных продуктов  — кирпича, цемента, керамики. Разновидности глинистых пород. В соответствии с ГОСТ 25100– 2011 грунт глинистый  — это связный минеральный грунт, обладающий числом пластичности Ip ≥ 1. Данный показатель определяется в лабораторных условиях и изучается в курсе «Грунтоведение». Он представляет собой разность влажностей, соответствующих двум состояниям грунта: на границе текучести и на границе раскатывания. Основные связные разновидности  — это глины, суглинки и  супеси. Камнеподобная глинистая порода, не размокающая в воде, — аргиллит. Он образуется в результате уплотнения и дегидратации глин. Аргиллиты характерны для складчатых областей и  древних отложений платформ. Обычно они рассматриваются как полускальная порода. 88

В отдельных случаях (например, если число пластичности не измерялось) допускается классифицирование по  содержанию глинистой фракции: супеси — от 3 до 10%, суглинки — от 10 до 30%, глины — свыше 30%, глинистые пески — менее 3%. Считается, что число пластичности лучше отражает свойства глинистых пород, чем процентное содержание глинистой фракции (табл. 3.9). Таблица 3.9 Разновидности глинистых пород [20]

Разновидности глинистых грунтов

Число пластичности Ip , %

Примерное содержание глинистой фракции, %

1 ≤ Ip < 7 7 ≤ Ip < 17 Ip ≥ 17

От 3 до 10 От 10 до 30 Свыше 30

Супесь Суглинок Глина

Подразделение глинистых грунтов по гранулометрическому составу на легкие и тяжелые, пылеватые и песчанистые разности производится по таблице ГОСТа 25100–2011, которая пришла на смену использовавшейся ранее трехчленной классификации В.В. Охотина (табл. 3.10). Таблица 3.10 Классификация глинистых грунтов по гранулометрическому составу и числу пластичности Ip (по ГОСТ 25100–2011) [20]

Число пластичности Ip

Содержание песчаных частиц (0,05–2 мм), % по массе

1 ≤ Ip < 7 1 ≤ Ip < 7

≥ 50 < 50

Суглинок:   легкий песчанистый   легкий пылеватый   тяжелый песчанистый   тяжелый пылеватый

7 ≤ Ip < 12 7 ≤ Ip < 12 12 ≤ Ip < 17 12 ≤ Ip < 17

≥ 40 < 40 ≥ 40 < 40

Глина:   легкая песчанистая   легкая пылеватая   тяжелая

17 ≤ Ip < 27 17 ≤ Ip < 27 Ip ≥ 27

≥ 40 < 40 Не регламентируется

Разновидность глинистых грунтов Супесь:   песчанистая   пылеватая

89

Кроме того, согласно ГОСТу глинистые грунты подразделяют по наличию крупнообломочных включений на щебнистые, гравелистые, галечниковые и дресвяные. В соответствии с  приведенными классификациями (табл. 3.9 и 3.10) к категории глинистых грунтов следует отнести также лёсс, описанный в  разделе 3.6.3 «Пылеватые породы». Действительно, в составе лёсса всегда присутствует глинистая фракция, позволяющая измерить его число пластичности и  отнести его к  глинам, суглинкам или супесям, добавив к названию слово «пылеватый». По результатам анализов лёссы, встречающиеся на территории России, чаще всего оказываются суглинками. Аналогичным образом присваивается название морене  — еще одной особенной глинистой породе, широко распространенной в центральной и северной частях Русской равнины (см. рис. 3.18). Морена — неслоистые щебнистые глины, суглинки и супеси ледникового происхождения, характерного красновато-бурого цвета, возникающего за счет большого количества окислов железа. Морены других регионов могут иметь совершенно другие окраски. Происхождение и  распространение глинистых пород. Если рассматривать осадочный чехол в целом, то подавляющее большин­ ство глинистых пород в нем имеет морское происхождение. Морские глинистые породы чаще всего бывают представлены именно глинами, реже  — суглинками или супесями. В  платформенных условиях они образуют крупные пласты мощностью в  десятки и сотни метров и протяженностью в десятки и сотни километров. Когда эти пласты залегают на  поверхности или вблизи нее, они бывают хорошо известны и  изучены на  площади своего распространения. Такие пласты часто получают краткое наименование, обычно производное от  возраста и  внешнего вида, позволяющее сразу понять, о чем идет речь. На Русской равнине это оксфордские и парамоновские глины Подмосковья, синие кембрийские глины района Санкт-Петербурга, майкопские и сарматские глины Предкавказья, хвалынские глины Прикаспийской впадины. Среди континентальных глинистых пород Русской равнины имеются отложения как водного, так и неводного происхождения. Континентальные глинистые породы, сформированные в водной среде,  — это речные, озерные, пролювиальные, делювиальные и  водно-ледниковые отложения. Среди этих пород преобладают суглинки. Глины и супеси имеют подчиненное значение. Размеры пластов значительно меньше, чем у  пород морского происхождения  — преимущественно несколько метры по  мощности и  де90

сятки-сотни по  простиранию. В  разрезе часто переслаиваются с песчаными и крупнообломочными породами. Речные (аллювиальные) отложения встречаются повсеместно и  имеют наиболее широкое распространение. Глинистые породы в составе аллювия встречаются не реже, чем песчаные отложения, могут слагать такие же геологические тела — поймы, надпойменные террасы, залегать в переуглублениях рек (см. рис. 3.16). Делювиальные отложения имеются везде и  покрывают все склоны и практически всю поверхность земли. Преимущественный состав делювиальных отложений — суглинки. Горный делювий — щебнистые суглинки с крупными камнями и глыбами. Широчайшее распространение в природе имеют делювиальноэлювиальные отложения. Особенно заметны они на склонах в пределах площадей с  низкогорным и  глубоко расчлененным равнинным рельефом (рис. 3.24). Кора выветривания elQ Падение обломков и перенос водой глинистых продуктов выветривания (dQ) Коренная порода el-dQ делювиальноэлювиальный чехол Рис. 3.24. Чехол элювиально-делювиальных отложений el-dQ

Кора выветривания elQ Падение обломков и перенос водой глинистых продуктов выветривания (dQ) el-dQ делювиально-элювиальный чехол Коренная порода Продукты выветривания, сохраняя во многом свой состав и  свойства, постепенно перемещается вниз по  склону, образуя чехол мощностью в  несколько метров. Состав целиком соответствует составу коренной породы, преобладают глинистые породы, часто с каменными включениями. Отложения данного типа превалируют на  поверхности земли в  западном и  юго-восточном При­ уралье, на юге Западной Сибири и в Северном Казахстане. 91

Пролювиальные глинистые отложения распространены в предгорьях, образуют отдельные конусы выноса, сплошные предгорные шлейфы и  отложения межгорных впадин. В  разрезе пролювия обычно наблюдается закономерность — в верховьях залегают крупнообломочные породы  — галечники, гравий, а  по мере удаления к периферии материал становится все мельче — пески, лёссы, глинистые породы (рис. 3.25). Конус выноса

pQ Тектонический разлом Рис. 3.25. Разрез конуса выноса

Снос вниз обломочного материала может происходить довольно равномерно вдоль всего склона. В этом случае материал соседних конусов выноса сливается и  образуется единый пролювиальный шлейф (рис. 3.26).

Горные долины Склон Шлейф Конусы выноса

Рис. 3.26. Пролювиальный шлейф (вид сверху)

Размеры конусов выноса могут составлять многие километры от  верховьев к  периферии. Мощность может достигать десятков метров. В межгорных впадинах (таких много в Средней Азии и Забайкалье) пролювиальные шлейфы, обрамляющие впадину, часто

Горы

Глинистые породы

a-pQ Разлом

Коренные породы

Межгорная впадина Обломочные породы

Горная долина

Глинистые породы

92

Горы

Горы Обломочные породы

Плато

сливаются с  аллювиальными отложениями рек, протекающими по  впадине, и  образуют так называемые аллювиально-пролювиальные отложения. Их значительная часть — тоже глинистый материал (рис. 3.27).

Тектонически опущенный блок

Разлом

Рис. 3.27. Межгорная впадина. Разрез

На глинистых породах конусов выноса и  межгорных впадин формируются ценные плодородные земли, они имеют хорошую естественная обводнённость, на них проживают миллионы людей, в  то время как заселенность сопредельных территорий гор и сухих степей значительно меньше. В отдельных редких случаях с периодичностью в  несколько десятков лет пролювиальные отложения могут пополняться за  счет селей  — мощных грязе-каменных потоков. Подробнее о них сообщается в разд. 4.2.2. Континентальные глинистые породы других типов происхождения — это ледниковые, водно-ледниковые, аллювиальные, лёссовые, элювиальные (коры выветривания) и покровные отложения (см. рис. 3.18 и 3.22). Покровные (проблематичные) глинистые отложения распространены в центральных областях России (см. рис. 3.22). Представлены примерно в  равном количестве неслоистыми глинами и  суглинками без крупнообломочных включений. Мощность — несколько метров. По поводу их происхождения споры у геологов продолжаются уже давно, единого мнения пока нет. Аллювиальные, а  также ледниковые глинистые породы (морены) и водно-ледниковые пески являются главными геологическими образованиями, занимающими поверхность центральной и  северной частей Русской равнины. Преобладающими среди морен являются суглинки. В южной части Русской равнины от Украины до Заволжья главными на поверхности земли являются лёссовые и аллювиальные отложения. 93

Происхождение и  распространение большинства континентальных глинистых пород на Русской равнине связано с оледенением. Это последнее крупное геологическое событие, происшедшее здесь в четвертичный период. Ледник, подобный современному антарктическому, находился на территории Европы. Центром оледенения была Скандинавия — современные горы высотой до 1,5 км. Мощность ледяного панциря составляла предположительно еще 3–4 км. Лед стекал на юг наподобие очень вязкой жидкости, перенося, перетирая и перемешивая обломки скандинавских пород, кор выветривания и прочего подстилающего материала. После распада ледника на  поверхности остались морены  — глинистые породы с полуокатанными крупнообломочными включениями и водноледниковые песчаные равнины. Чем дальше на  север, тем больше по количеству и тем крупнее обломки в составе морены и водноледниковых отложений. По одной из  теорий сильные ветры, направленные с  севера на юг, перевевали водно-ледниковые песчаные накопления, выдували из них пылеватую и агрегированную глинистую фракции, переносили на  юг и  откладывали на  территории современной Украины, нижнего Поволжья и Северного Кавказа. Так сформировались лёссовые отложения. Возможно, их северным аналогом и являются покровные (проблематичные) отложения. Структура и  текстура. При  макроскопическом рассмотрении в соответствии с гранулометрическим составом глинистых пород их структура определяется как смешанная или редко как чисто глинистая. При изучении глинистых пород под микроскопом выделяются разные типы структур, недоступные для визуального рассмотрения. То же можно сказать и о текстурах. Глинистые породы принято называть рыхлыми и  связными, имея ввиду то, что они могут быть текучими, пластичными или твердыми — в зависимости от содержания воды (влажности). Все глинистые грунты являются микропористыми. Внешне это обычно совершенно незаметно из-за малых размеров глинистых и  пылеватых частиц, слагающих эти породы, тогда как лабораторное измерение пористости дает величины в десятки процентов. Макропористостью, как уже отмечалось, обладают лёссы. Сланцеватые глины твердой консистенции могут иметь тонкую трещиноватость. Во всех глинистых породах с  поверхности могут образовываться трещины усыхания, быстро сходящие на  нет на  глубинах в  несколько десятов сантиметров. Внутренней слоистостью обладают глинистые породы водного происхождения, неслоисты лёсс, ледниковые морены, покровные отложения. 94

Гидрогеологические и  инженерно-геологические свойства. Глинистые породы обладают рядом характерных «глинистых свойств», среди которых наиболее известное — пластичность — способность изменять и  сохранять новую форму после снятия нагрузки (собственно поэтому из глины можно лепить). Источником глинистых свойств являются водно-коллоидные свойства частиц глинистой, пылеватой и  отчасти тонкопесчанистой фракции, возникающие за счет большой удельной поверхности. Объясним, что это значит. Вокруг любой частицы грунта (любого предмета) по ее поверхности обязательно формируются тонкая водная оболочка и  некоторый электростатический заряд. Водная оболочка может уменьшаться при высыхании, увеличиваться при увлажнении, но  всегда тесно связана с  частицей грунта и  в обычных природных условиях его не покидает. Водные оболочки и электростатические заряды формируют поверхностные силы, способствующие соединению, слипанию между собой соседних частиц. Если частицы крупны, то гравитационные силы, разъединяющие частицы, например как у песка, превышают поверхностные силы и песок рассыпается. Если частицы малы, как у  глины и  кварцевой пыли, то соединяющие силы скрепляют их между собой достаточно крепко. Коллоидные силы в  глинах многократно усиливаются за  счет плоской формы кристаллов и  способности глинистых минералов хорошо адсорбировать воду. Помимо пластичности к глинистым свойствам относятся водоупорность, влагоемкость, липкость, водостройкость (водопрочность), капиллярость, огнеупорность, тиксотропия, способность к релаксации напряжений, набухание, усадка, просадочность, размокание, сжимаемость, осадка под сооружениями и консолидация, разуплотнение и  др. Чем больше грунт содержит глинистой фракции, тем сильнее проявляются глинистые свойства. Рассмотрим наиболее важные глинистые свойства. Водонепроницаемость (водоупорность)  — неспособность быть проницаемой для воды. Она оценивается по  очень малым значениям коэффициента фильтрации (см. ч. II, табл. 8.1). Известна закономерность: чем больше содержание глинистой фракции, тем слабее водопроницаемость. Свойство водоупорности широко используется, когда надо создать водонепроницаемое земляное сооружение — насыпь, экран или завесу. Влагоемкост—способность поглощать и удерживать в себе некоторое количество воды. Различают несколько типов влагоемкости — гигроскопическую, молекулярную, капиллярную, полную 95

и др. Запас воды, находящийся в составе грунта, используют растения в периоды между дождями. Отметим, что свойства влагоемкости и  водонепроницаемости нисколько не  противоречат друг другу  — глина может содержать в  себе воду, даже много воды, но движения этой воды в ней нет. Сжимаемость  — способность под нагрузкой уменьшаться в  объеме. С  ней связана осадка глинистых пород под сооружениями — обстоятельство, которое значительно меньше проявляется у песков и практически не проявляется у скальных, полускальных и крупнообломочных пород. Под сооружениями осадка глинистых грунтов происходит в  два этапа. Сначала грунт довольно быстро сжимается, а  потом в  течение многих лет происходит консолидация  — доуплотнение за  счет уменьшения пористости, отжима свободной и связанной воды. При возведении сооружений реальная осадка на глинистых породах может составлять от нескольких до десятков сантиметров — все зависит от площади и конструкции фундамента и геологических условий. Наиболее опасной считается неравномерная осадка, когда одна часть сооружения опускается больше, чем соседняя, что грозит появлением в  стенах трещин и  нарушением работоспособности всего сооружения (см. рис. 3.6). Равномерной осадки, которая не  навредила бы сооружению, не  бывает, и  рассчитывать на  нее нельзя. Выпор — предельный, катастрофический вариант осадки. Когда нагрузка под сооружением превышает допустимую нагрузку, в глинистых и  песчаных грунтах начинают происходить деформации сдвигающего и текучего характера. Снаружи от сооружения на поверхности земли вырастают бугристые выступы грунта, а  сооружение наклоняется недопустимым образом и приходит в аварийное состояние (рис. 3.28).

На практике выпор  — редчайшее событие, так как его просто не  допускают, а  вот деформации сдвигающего типа на  склонах, сложенных глинами,  — часто явление, называемое оползнями и оплывинами (рис. 3.29). Положение оползня до смещения Коренная порода

Тело оползня

Поверхность скольжения

Рис. 3.29. Схема оползня

Задачей геологов-изыскателей является доскональное изучение свойств глинистых пород с тем, чтобы можно было правильно решать любые задачи, связанные с работой на их поверхности. Для оценки свойств глинистых (и песчаных) грунтов разработана целая система лабораторных показателей, количество которых уже перевалило за  сотню. Показателей свойств скальных и  обломочных грунтов значительно меньше. В проектно-изыскательских учреждениях при геологических отделах созданы лаборатории геотехники и свойств грунтов. Минимальный набор анализов включает гранулометрический состав, естественную влажность, влажность на пределе пластичности и раскатывания, пористость, плотности скелета, влажного и  сухого грунта, показатель консистенции. Для наиболее точной оценки осадки глин под сооружениями измеряются модуль сжатия и  сопротивление сдвигу. 3.7. Метаморфические породы

Поверхность скольжения Рис. 3.28. Схема выпора грунта под сооружением [6] 96

Как уже говорилось в параграфе 2.5, метаморфизм — это изменение и превращение одних пород в другие, происходящее в глубоких недрах земли. Главные факторы метаморфизма — это температура, давление и перенос вещества горячими растворами и газами. Например, при метаморфизации известняков образуется мрамор, пески и песчаники превращаются в кварцит, глины превраща97

ются в кристаллические сланцы и гнейс. В магматических породах происходит хлоритизация — замещение роговой обманки, пироксена, биотита хлоритом — мелкокристаллическим минералом зеленого цвета. Изначально темно-серые и  черные породы приобретают зеленоватый оттенок. Основные преобразования, происходящие при метаморфизме — это перекристаллизация и  возникновение новых минералов. В  скрыто- и  мелкокристаллических породах кристаллы укрупняются, уходит физически и химически связанная вода, постепенно исчезает пористость. Главные разновидности метаморфических пород  — это породы так называемого регионального метаморфизма. Этот вид метаморфизма развивается практически повсеместно по всей территории материков, начиная с глубины в сотни метров. Различные виды метаморфизма развиваются на границах горячих магматических тел и вмещающих пород. При этом возникают многие интересные породы, в  том числе несущие полезные ископаемые, но их намного меньше, нежели пород регионального метаморфизма. Все метаморфические породы представляют собой образования глубинного типа с кристаллической структурой. Структура может быть явнокристаллической с  хорошо видимыми кристаллами, может быть скрытокристаллической, как, например, у глинистых сланцев, если кристаллы слишком малы и не различимы невооруженным глазом. В некоторых кристаллических породах (кварцитах, тальковых и хлоритовых сланцах) кристаллы плохо очерчены, из-за чего границы между ними плохо различимы. Преобладающие текстуры  — массивная, гнейсовая и  сланцеватая (рис. 3.30).

а

б

Рис. 3.30. Текстуры метаморфических пород: а — гнейсовая; б — сланцеватая

Массивная текстура. Она хаотична, в основном однотонна, закономерностей в расположении частиц нет, внешне сходна с массивной текстурой магматических пород. 98

Гнейсовая текстура. В породе хорошо видны полосы за счет чередующегося расположения кристаллов разного состава и  цвета. Порода почти изотропна по прочности, но по поверхности полос раскалывается чуть легче, чем поперек, хотя и дает изометричные обломки. Сланцеватая текстура. Порода дает плитчатые обломки, она явно анизотропна по прочности. Кристаллы расположены параллельно. Пористых разностей практически не бывает, сланцеватая текстура часто сопровождается плитчатостью и трещиноватостью. Кавернозны и закарстованы могут быть мраморы. Минеральный состав. Широко представлены распространенные минералы  — кварц, полевые шпаты, слюды, роговая обманка, кальцит, доломит. Кроме них присутствуют минералы, присущие преимущественно только метаморфическим породам,  — тальк, хлорит, графит, гранат. В глинистых сланцах, в которых цикл метаморфизма только начинается, сохраняются глинистые минералы. Химическая классификация. Подавляющее большинство метаморфических пород состоит из  минералов-силикатов и  кварца (окиси кремния). К карбонатам относится мрамор, имеется также небольшое количество карбонатных сланцев. Разновидности метаморфических пород. Наиболее распространенные породы  — это породы регионального метаморфизма  — гнейсы, мраморы и  кварциты. Гнейсы могут образовываться при перекристаллизации глин (парагнейсы) и гранитов (ортогнейсы); могут образовывать огромные блоки земной коры и наряду с гранитами являются основной породой, слагающей земную кору. Распространенные породы других видов метаморфизма — это скарны, грейзены и роговики. Выветривание метаморфических пород. Оно похоже на выветривание магматических пород. Материал дробится за счет механического выветривания, гнейсы и  кварциты становятся источником обломочного песчано-пылеватого кварца. Минералы-силикаты — основная составная часть метаморфических пород, при химическом выветривании они преобразуются в глинистые минералы. Далее все включается в  круговорот осадочного материала на  поверхности земли. Гидрогеологические и  инженерно-геологические свойства. Водопроницаемость возможна в случае трещиноватости и выветрелости массива метаморфических пород. Это нередко имеет место среди сланцев или других пород по тектоническим зонам. Мраморы могут быть кавернозны и закарстованы, что связано с  растворимостью слагающих их кальцита и  доломита. Породы 99

от этого становятся сильно проницаемыми, что усложняет освоение строительных площадок, но вместе с тем формирует пригодные для эксплуатации водоносные горизонты с большими дебитами. Практически все метаморфические породы относятся к классу скальных и лишь немногие сланцы — полускальных. Они практически несжимаемы, надежны как основание, при подземной проходке тоннелей необходимы соответствующие усилия. Повышенного внимания может потребовать только закарстованный мрамор. Как материал метаморфические породы могут использоваться в виде дробленого щебня, блочного и облицовочного камня. Как облицовочный и блочный камень гнейс не уступает граниту, но используется реже. К классу метаморфических относится самая крепкая из  имеющихся в природе пород — кварцит. Крепость породы определяется по шкале М.М. Протодьяконова, разработанной еще в начале ХХ в. По  этой шкале оценивается труд буровиков, горняков, шлифовщиков камня. Крепость кварцита объясняется массивной текстурой, твердостью 7 и отсутствием спайности у кварца — он не дает плоских сколов, за которые мог бы зацепиться разрушающий инструмент. Гранит, например, состоит преимущественно из  обладающего спайностью полевого шпата твердостью 6. Очень высоко ценится темно-красный кварцит Шокшинского месторождения близ Санкт-Петербурга. Он очень красив (но и дорог) в облицовке. Им облицованы Могила Неизвестного Солдата у Кремлевской стены и верхняя часть мавзолея В.И. Ленина, из него изготовлен саркофаг для могилы Наполеона в Париже. Чаще других камней в  облицовке используется метаморфическая порода мрамор. Имея твердость 3,0–3,5, он достаточно мягок, так как состоит из кальцита, легко пилится, обрабатывается, шлифуется и полируется до блеска. С античных времен мрамор использовался в  строительстве и  для создания скульптуры. В  последнее время в Европе из-за кислых дождей стали сильно страдать мраморный декор старинных зданий и скульптуры, установленные под открытым небом. То, что можно, понемногу переносится под крыши. Самое известное месторождение мрамора в мире — Каррарское в Италии, в Альпах. Разработки велись еще до нашей эры. Мрамор чистый, белый, статуи из него делал Микеланджело. При оформлении внутренних помещений мрамором обычно облицовывают стены, а на пол укладываются более износостойкие, но и более дорогие плиты из гранита или других силикатных пород. 100

Если ожидаемый людской поток в помещении невелик, то мрамор можно положить на пол и даже построить из него мраморную лестницу. В некоторых московских домах постройки XIX в. встречаются мраморные лестницы с сильно потертыми мраморными ступенями — так бывает, если поток людей превысил расчеты архитекторов. Требуется вовремя производить ремонт, ступени поддаются замене. В московском метро почти все стены отделаны мрамором. Он очень красив, имеет цвет от белого до черного, желтый, красный, розовый, голубоватый, обладает разводами, полосами и может быть однотонным. Некоторые станции облицованы мраморной брекчией; в ее составе как обломки мрамора, так и мраморизованный цемент. Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9.

Назовите внешние свойства минералов. Опишите кристаллохимическую классификацию минералов. Приведите генетическую классификацию горных пород. Охарактеризуйте магматические и метаморфические породы. Какими особенностями обладают осадочные породы? Приведите классификацию химических и  биогенных осадочных пород. Укажите происхождение, состав, свойства крупнообломочных осадочных пород. Опишите происхождение, состав, свойства песчаных и  пылеватых пород. Каковы происхождение, состав, свойства глинистых и песчано-глинистых пород.

101

Глава 4 Геохронология и стратиграфия. Геологические процессы, геологические карты и разрезы 4.1. Геохронология и стратиграфия

Разделы геологии, посвященные геологическому времени, геологической истории и  накопившимся толщам горных пород, названы геохронологией, исторической геологией и стратиграфией. Почему геологическая наука так интересуется геологической историей? Ответ следующий: в геологии широко применяется исторический подход, исследования без которого малоэффективны. Исторический подход — это поиск, основанный на мысленном построении порядка цепочки событий. Так люди ищут потерянные вещи, так работают следователи, историки разбираются в  процессах, происходивших много веков назад, врачи анализируют истории болезней. В геологии исторический подход дает ключ к ответу на многие конкретные вопросы: почему Земля и земная кора имеют именно такое строение; почему строение земной коры такое сложное; каковы его закономерности; rак искать и находить полезные ископаемые; как решать прикладные задачи, связанные с использованием геологической среды для нужд природообустройства  — строительства, сельского, лесного, водного хозяйства, охраны природы и т.п.? Итак, геологи давно пришли к  мысли, что необходима реконструкция геологических событий  — тектонических движений, внедрения магматических расплавов, наступления и  отступления морей, накопления и  размыва осадков, метаморфизма и выветривания, прихода ледников, работы рек, т.е. анализ того, что, как, когда и  где происходило. Все это касается как крупнейших, глобальных участков земной коры, миллионов и миллиардов лет истории, так и мелких геологических тел и элементов рельефа, сформированных в современную эпоху. Как уже отмечалось в гл. 1, Вселенная образовалась 13,7 млрд лет назад (эту цифру называют астрономы). Первые 10 из них ушло на  обособление Земли как отдельного небесного тела, а  в последующие 4,57 млрд лет появилась земная кора, и происшедшие в ней 102

процессы записаны в  каменной летописи. Задача геологов  — ее изучить и расшифровать. Возраст древнейших пород, найденных на Земле, оценивается в 3,8 млрд лет. Отметим, что цифры возраста Вселенной и планеты Земля регулярно пересматриваются. Еще в  начале ХХ в. возраст Земли оценивался в  несколько десятков миллионов лет, и  потом эта дата несколько раз передвигалась во все более отдаленное прошлое. Абсолютный и  относительный возраст. Абсолютный возраст  — конкретные миллиарды, миллионы и тысячи лет. Методы определения, основанные на  изучении радиоактивных элементов в  составе пород, появились к  середине ХХ в., однако их применение по  сей день считается непростым. Относительный возраст упрощенно понимается как определение соотношения пород — какие моложе, какие старше. Верхнее всегда моложе нижнего  — очевидное обстоятельство, которое было ясно всегда. После развития палеонтологических методов учение об  относительном возрасте превратилось в науку еще в XIX в. Принципы относительной хронологии следующие: •• первичное накопление осадочных пород горизонтальное; •• вышележащие пласты моложе, нижележащие старше; •• обломки, находящиеся внутри какого-либо слоя, старше этого слоя; •• геологическое тело, пересекающее толщу слоев, моложе этих слоев; •• палеонтологические находки позволяют расставить пласты в хронологическом порядке — моложе, старше, одновозрастные. Как и почему появилось понятие относительного возраста? Изучение геологической среды началось с определения состава пород и разреза, однако только этих знаний оказалось явно недостаточно. Разрез можно расчистить и  пронаблюдать за  ним на склоне гор или в долинах реки, можно пробурить скважины. Стратиграфический метод определения относительного возраста. Проиллюстрируем принцип относительной хронологии. На рис. 4.1 показан фрагмент горизонтального залегания пород. Пласты пронумерованы от  самого древнего и  нижнего № 1 до самого молодого № 8. Заметим, что самый верхний пласт имеет № 7. Последовательность геологических событий была следующей. Первоначально в  морских условиях накопилась толща осадков с пластами, пронумерованными от 1 до 7, которые постепенно уплотнились и превратились в горные породы. Далее произошло тектоническое воздымание, и  на данной территории образовалась 103

Река

6

Река

7

5

Река

4 3

8

2 1

Рис. 4.1. Схематический геологический разрез горизонтально залегающих пород

суша. Пласт № 7 оказался залегающим на поверхности. Потом начались эрозионные процессы, появилась река, она выработала долину, пласты № 6–1 обнажились на  склоне, причем пласт № 1 лишь частично, его подошва (нижняя граница) на  поверхность не  вышла, и  где она находится мы не  знаем. Некоторое временя спустя на дне долины отложились речные накопления — пласт № 8, который частично перекрывает только пласт № 1. Рассуждения такого рода используются при анализе геологических условий на сравнительно небольших площадях, в том числе при изысканиях для целей природообустройства. Используем рис. 4.1 для пояснения некоторых понятий. Кровля и  подошва  — верхняя и  нижняя границы пласта. Например, для пласта № 5 кровля — это его граница с пластом № 6, а подошва — граница с пластом № 4. Мощность — размер (толщина) пласта от кровли до подошвы. Положение подошвы пластов № 1 и  № 8 по  разрезу не  определяется, соответственно не  определима их полная мощность. Видимая мощность пласта № 1 оценивается только по его небольшому выходу на  поверхность в  нижней части склона, а  пласта № 8  — по высоте обрыва над уровнем реки. Петрографический метод определения относительного возраста. Если рассматривается небольшой участок с  простым залеганием пород, то, действительно, многое (но  далеко не  все) упрощается. Например, по сходному составу пород можно сопоставить разрезы, вскрытые на соседних склонах долины реки (рис. 4.2). Одинаковые по  составу породы будут считаться фрагментами единого, существовавшего когда-то пласта, т.е. одновозрастными. 104

Рис. 4.2. Иллюстрация петрографического метода определения относительного возраста пород. Одинаковые по составу пласты на разных берегах долины реки являются частями единого когда-то пласта (показаны штриховкой)

Условия, аналогичные показанным (см. рис. 4.1 и  4.2), регулярно имеют место на площадках строительства, мелиорации и т.п. Вскрытые пласты в массовом порядке становятся предметом инженерно-геологических изысканий. Однако ситуация может быть сложнее. Как сопоставить разрезы, если состав изменяется по  простиранию, если разрезы не  совпадают, если расстояние между разрезами — многие километры; как быть при складчатом или нарушенном разломами залегании (рис. 4.3); как хранить геологическую информацию? Геология отвечает на эти вопросы так: прежде всего пласты маркируются по возрасту и происхождению, возраст определяется биостратиграфическими (палеонтологическими) методами. Чем крупнее рассматриваемые территории и  соответствующие им геологические тела, тем большее значение имеет возраст пород при поиске и анализе геологических закономерностей. Вместе с  тем небольшая площадка инженерного освоения обычно находится в пределах одного-двух (реже больше) геологических тел, выделенных по  возрасту, и  наиболее важным становится правильное определение состава и свойств пород. Геохронологическая и  стратиграфическая колонка. В  конце XVIII—начале XIX в. геологи обратили пристальное внимание на  окаменелости  — остатки живых организмов, встречающиеся в горных породах. Довольно быстро оформилась отдельная наука — палеонтология — учение об ископаемых формах жизни. Палеонтологам удалось выстроить единую для всей Земли цепочку жизни вымерших организмов от самых древних до современных. Именно по появлению, расцвету и исчезновению представителей животного и  растительного мира история Земли была разделена на эры, периоды, эпохи и века. В 1881 г. на Международном геологическом конгрессе была принята геохронологическая колонка. Одним из ее авторов был русский ученый А.П. Карпинский. Комплексы пород, соответствующие геохронологическим подразделениям, были названы стратиграфическими (табл. 4.1), и была составлена стратиграфическая шкала, использующая те же названия. 105

Геохронологическая колонка оказалась очень удобным инструментом систематизации геологических знаний, главное, что на ее основе строятся и  применяются все стратиграфические схемы и карты. Впоследствии геохронологическая колонка многократно дополнялась и уточнялась. Она широко используется и в настоящее время в  областях, использующих геологическую информацию, таких как строительство, мелиорация, водоснабжение, агрономия, гидрогеология и инженерная геология (табл. 4.2).

а

Река

Таблица 4.2 Геохронологическая (стратиграфическая) колонка [13]

Эра (группа)

aQ

Кайнозой KZ

Разлом

б

Мезозой MZ в

Рис. 4.3. Примеры сложностей при определении залегания пород: а — изменение состава пород по  простиранию при наклонном залегании; б — складчатое залегание; в — залегание, нарушенное тектоническим разломом

Период (система) Четвертичный (антропоген) Q желто-серый или белый

Современный QIV Верхний QIII Средний QII Нижний QI

Неоген N желтый

Верхний Плиоцен N2 Нижний Миоцен N1

Палеоген (Pg) оранжевый

Верхний Олигоцен (Pg3) Средний Эоцен (Pg2) Нижний Палеоцен (Pg1)

Мел K (Cr) светло-зеленый

Верхний K2 (Cr2) Нижний K1 (Cr1)

Юра J светло-синий

Верхняя J3 Средняя J2 Нижняя J1

Триас T фиолетовый

Верхний T3 Средний T2 Нижний T1

Пермь Р светло-коричневый

Верхняя P2 Нижняя Р1

Карбон С (каменноугольный) серый

Верхний С3 Средний С2 Нижний С1

Девон D шоколадный

Верхний D3 Средний D2 Нижний D1

Силур S светлозеленый с коричневым оттенком

Верхний S2 Нижний S1

Таблица 4.1 Соотношение геохронологических и стратиграфических подразделений

Геохронологические единицы

Стратиграфические единицы

Эон

Эонотема

Эра

Группа

Период

Система

Эпоха

Отдел

Век

Ярус

Время

Толща, серия, свита, формация, пачка, пласт, слой, горизонт

106

Палеозой PZ

Отдел (эпоха)

107

Окончание табл. 4.2

Эра (группа)

Период (система) Ордовик О темно-зеленый

Отдел (эпоха) Верхний О3 Средний О2 Нижний О1

Кембрий (Сm) Верхний (Cm3) зеленый с синим оттенком Средний (Cm2) Нижний (Сm1) Протерозой Верхний протерозой PR3 PR красноСредний протерозой PR2 розовый Нижний протерозой PR1 Архей AR

Венд V Рифей R

Желто-розовый

Примечание. На картах и разрезах нижние отделы раскрашиваются ярче, верхние — бледнее.

К ископаемым формам относятся окаменелости животных, остатки и отпечатки растений, споры и пыльца растений, и даже археологические находки, относящиеся к древнему человеку. Оговоримся сразу: ископаемые окаменелости — это в основном то, что в  обыденной жизни зовется ракушками, а  также остатки других морских животных — ежей, губок, кораллов и т.п. (рис. 4.4).

а

б Рис. 4.4. Окаменелости:

а — трилобит (палеозой); б — аммонит (мезозой)

По сравнению с  ними находки костей континентальных животных  — большая или очень большая редкость. Находка костей 108

динозавров или костей мамонта  — научное событие. При  работе с  отложениями четвертичного периода (последних 2–3 млн лет) на первый план выходит изучение спор и пыльцы растений. Поиск вымерших форм жизни  — совсем не  простая работа, а датирование на их основе геологических тел — сложное научное исследование. Внутри пласта может быть найдено много различных окаменелостей. Наибольшее внимание к  «короткоживущим» формам, которые в момент своего расцвета широко распространились, но существовали недолго и быстро вымерли. Окаменелости, на  основе которых производится датировка пластов, называются руководящими. Пласт, вообще не содержащий окаменелостей, называется «немым». Как можно видеть, в истории Земли выделено 5 эр, 14 периодов, 37 эпох и около 150 веков — разные авторы и справочники могут давать несколько отличающиеся класификации. Названия эр и  эонов означают: кайнозой  — новая жизнь, мезозой — средняя жизнь, палеозой — древняя жизнь, протерозой — ранняя, архей  — начальная, фанерозой  — явная, криптозой  — скрытая. Названия периодов взяты в  основном из  географии  — по имени той местности, по отложениям которой данный период был выделен. Например, названия кембрий, девон — английские, юра, триас — французские, рифей, венд, пермь — российские. Параллельно с  геохронологией развивалась стратиграфия  — наука об  имеющихся в  земной коре пластах. Любой встреченной где-либо в  разрезе толще пород присваиваются наименование и геологический индекс в соответствии с ее происхождением, относительным геологическим возрастом и географическим местоположением. Например, индекс gQIIm  — ледниковые среднечетвертичные отложения московского оледенения. Первая маленькая латинская буква в индексе означает происхождение, большая латинская буква и цифра при ней — возраст (систему и отдел), последние маленькие буквы — ярус и прочие более мелкие стратиграфические подразделения. При индексировании пород морского происхождения, которых значительно больше, чем континентальных, знак морского происхождения — буква m опускается: C2mp  — каменноугольная система (карбон), средний отдел, московский ярус, подольский горизонт. Индекс нужен для того, чтобы можно было отмечать геологические тела на разрезах и картах, а также находить их в справочных системах. Помимо индекса для обозначения геологических тел осадочных пород на картах и разрезах применяется окраска бледных тонов, т.е. индекс и окраска дублируют друг друга. 109

Для обозначения состава осадочных пород используются штриховые знаки  — точки, галочки, штриховки, крестики и  т.п., что ранее уже использовалось (см. рис. 3.20). Для индексирования и обозначения состава магматических пород используются буквы греческого алфавита, штриховые знаки и окраски яркого тона. Геохронологическая и  стратиграфическая колонки часто рассматриваются как равнозначные. Принципиальное различие состоит в том, что геологическое время было повсеместно и непрерывно, а вот стратиграфическая колонка — это умозрительное построение. Представленные в ней подразделения собраны со всего земного шара. На земле нет такого места, где бы стратиграфическая колонка присутствовала целиком. Временные границы имеющихся геологических тел могут не  соответствовать границам геохронологии. Покажем это на схеме (рис. 4.5).

Конкретных пластов в земной коре только на территории нашей страны насчитывается много тысяч. К настоящему времени все известные геологические тела проиндексированы и  расставлены в  хронологическом порядке. Построены стратиграфические схемы всех регионов мира. Сегодня они широко и эффективно используются не только геологами, но и в  отраслях экономики, где необходимы геологические данные. При рассмотрении очередного геологического тела нужно взять его индекс и разыскать в системе геологической информации. «Стратиграфический словарь СССР» (1985 г.)  — это многотомное издание, причем каждый том содержит несколько сотен страниц [13]. В  алфавитном порядке приводится характеристика всех известных стратиграфических подразделений. Указываются состав, мощность, площадь распространения, руководящая фауна, полезные ископаемые и прочие сведения. В разные годы были выпущены систематизирующие издания, посвященные различным вопросам геологии: «Геология СССР», «Гидрогеология СССР», «Инженерная геология СССР» и  аналогичные сборники по  Российской Федерации. При необходимости разыскать исходную информацию  — полевую документацию, колонки скважин, лабораторные данные свойств пород и т.п. приходится обращаться в геологические фонды и архивы. Рассмотрим пример использования данных стратиграфии (геохронологии). На рис. 4.6 приведен пример инженерно-геологического разреза.

Рис. 4.5. Иллюстрация соотношения границ геохронологии и времени накопления конкретных пластов

На ней изображены четыре века с  их границами и  временные границы двух пластов. Как можно видеть, накопление пласта А произошло внутри первого века, а накопление пласта Б началось в середине первого и закончилось в начале четвертого. Подобная картина наблюдается очень часто, поэтому для обозначения конкретных геологических тел широко используются термины произвольного употребления. Для простых геологических тел — термины «пласт», «пачка», «слой», «горизонт», для более сложных, состоящих из нескольких пластов, — «толща», «серия», «свита», «формация». Соответственно используется слово «время» (см. табл. 4.1). Например, накопление упоминавшегося подольского горизонта происходило в подольское время. 110

Рис. 4.6. Пример построения инженерно-геологического разреза на стратиграфической основе 111

Показаны три пласта, относительный возраст и происхождение которых известны, — днепровская морена (gQIIdn), московская морена (gQIIm), аллювиальные (речные) отложения (aQIII), представленные суглинком. Оба пласта морены — тоже суглинки. Пробурены неглубокие скважины, и в точках 1–7 отобраны образцы для измерения свойств пород в связи с намечаемым строительством. С точки зрения геологии очевидным является факт, что свойства днепровской морены можно оценить по пробам № 2, 4, 7, свойства московской морены  — по  пробам № 1, 3, свойства аллювия  — по пробам № 5 и 6. По всем четырем скважинам имеет место двухслойное основание, представленное двумя слоями суглинков. Вопрос о возможном объединении пластов и принятии схемы однослойного основания может решаться только после количественной оценки свойств в лаборатории. Аналогичны будут рассуждения, если производится поиск полезных ископаемых, например, россыпи внутри одного из пластов, а два других пласта будут неинтересны. Как быть, если вообще выделение пластов по  возрасту и происхождению не было выполнено? Можно ошибиться в выбираемой расчетной схеме. Абсолютный возраст — возраст горных пород в миллиардах, миллионах и тысячах лет. Методы определения абсолютного возраста пород основаны на исследовании естественной радиоактивности горных пород и потому называются радиологическими. Всеми отмечается их высокая стоимость. Радиологические методы появились в середине ХХ в., т.е. примерно на 150 лет позже методов определе­ ния относительного возраста, которые к тому времени уже получили всеобщее признание, когда история Земли, континентов и геологических провинций уже была написана. Благодаря новым методам геохронологическая колонка пополнилась конкретными временными сроками в миллионы лет. Горные породы и Земля в целом оказались намного старше, чем предполагалось первоначально. Сегодня методы абсолютного летоисчисления преобладают в двух случаях: 1) при исследованиях магматических пород — в них нет и не может быть окаменелостей; 2) при исследованиях пород докембрия — в них мало биогенных остатков. Эти породы сильно метаморфизованы, что мешает необходимым измерениям, но других методов пока не существует. Идея методов определения абсолютного возраста заключается в следующем. В минералах в очень незначительных количествах содержатся радиоактивные изотопы элементов, входящих в их состав. Если суметь внутри кристаллической решетки подсчитать количество исходных радиоактивных элементов и продуктов их распада, то, зная период полураспада, можно вычислить, какое время назад 112

образовался данный кристалл. Помимо кристаллов могут быть использованы материал раковин, скелета морских организмов или костная ткань наземных животных. В настоящее время используются свинцовые, рубидий-стронциевый, калий-аргоновый, радиоуглеродный и  аргоновый методы. Приведем формулы превращений (в скобках указаны периоды полураспада [4]): → 206Pb + 84He (Т = 4,56 млрд лет) 235U → 207Pb + 74He (Т = 0,713 млрд лет) 232Th → 208Pb + 64Не (Т = 13,89 млрд лет) 87Rb → 87Sr + β (Т = 49,9 млрд лет) 40K + е → Ca + β (Т = 1,31 млрд лет) 14N + n = 614С = 714N + β (Т = 5,75 тыс. лет) 238U

Сложности методов возникают из-за утечек газообразных продуктов распада и  за счет привнесения дополнительных компонентов. Мнения в отношении точности этих методов разняться — кто-то считает ее хорошей, кто-то — нет. Однако все сходятся во мнении, что результаты должны подтверждаться за  счет применения разных методик. Наиболее надежным считается свинцовый метод, так как возраст определяется по трем изотопам свинца, являющимися конечными продуктами распада. Недостаток метода  — он применим только для магматических пород. Для датировки осадочных пород используются аргоновый и стронциевый методы. Радиоуглеродный метод используется для установления возраста наиболее молодых пород и археологических находок. Возможный диапазон определения возраста объектов — не старше 70 тыс. лет. С помощью радиоуглеродного метода устанавливался возраст находок мамонтов в Сибири, время наступления и отступления ледников на Русской равнине и даже возраст Туринской плащаницы, которую датировали ХIII–XIV вв. Другие методы определения абсолютного возраста по скорости накопления осадка, по  скорости тектонического опускания или подъема эффективны только для незначительных отрезков времени. 4.2. Геологические процессы

Как уже отмечалось, геологические процессы принято делить на эндогенные (глубинные) и экзогенные (поверхностные). 113

К эндогенные процессам относятся тектонические движения, сейсмические процессы, магматизм, вулканизм и метаморфизм. Данные вопросы были рассмотрены ранее в параграфах 2.1, 2.3, 3.3, 3.7. Список экзогенных геологических процессов значительно более длинный. К  ним относятся выветривание, процессы, связанные с  геологической деятельностью подземных и  поверхностных текучих вод, морей и озер, с деятельностью ветра и ледников, живых организмов, человека, склоновые и многие другие процессы. Часть из них, получила название инженерно-геологических процессов. Это процессы, связанные с  деятельностью человека, а  также естественные процессы, активно разрушающие окружающую среду, негативно влияющие на строительство и уже построенные сооружения (Карпенко, Дроздов, Ломакин, 2014). 4.2.1. Эндогенные геологические процессы К эндогенным процессам относятся тектонические движения и сейсмические процессы, магматизм, вулканизм и метаморфизм. Тектонические движения и  сейсмические явления рассмотрены в параграфах 2.1 и 2.3. Тектонические движения бывают горизонтальными (тангенциальными, складчатыми) и  вертикальными (эпейрогеническими, разрывными). Горизонтальные движения длятся многие миллионы и  миллиарды лет и совершаются на многие тысячи километров — перемещаются океаны и  континенты. В  архее и  протерозое все современные континенты представляли собой единую площадь  — Пангею, располагавшуюся в  Южном полушарии. Далее она раскололась сначала на две части, а потом — на шесть. Еще в мезозое (200 млн лет назад) Африка отделялась от Евразии океаном Тетис. Остатки его — это Средиземное море. В сам факт таких масштабных горизонтальных перемещений поначалу трудно поверить, но среди ученых-геологов он считается неоспоримо доказанным. Неясным остается механизм, осуществляющий горизонтальные движения. Предполагается, что его источником является конвективное движение вещества в  астеносфере — в подкоровом объеме верхней мантии, в то время как геофизические данные указывают на это вещество как на твердое. Горизонтальные тектонические движения выполняют колоссальную геологическую работу. Они сминают в  складки пласты горных пород и заставляют их подняться в рельефе высокими горами или опуститься глубоко вниз, образуя океанические впадины. Они формируют разломы земной коры, многие из которых потом превращаются в моря и озера. По разломам земной коры внедря114

ется магма, и  формируются вулканы. Причиной землетрясений тоже являются горизонтальные движения. Вертикальные движения имеют небольшую амплитуду  — в  десятки и несколько сотен метров, они постоянно то поднимают, то опускают поверхность континентов. В итоге на одной и той же территории поочередно образуется то неглубокое шельфовое море, то суша — низменность, равнина или невысокое плоскогорье. Главным результатом вертикальных движений является накопление осадочного чехла. В то время, когда некая территория опускается ниже уровня океана, на ней происходит интенсивное накопление осадочного материала, приносимого реками с окружающей суши (см. рис. 2.6). Дополнительный материал дает само море за счет разрушения береговой линии. Отложенные на дне осадки постепенно уплотняются и  каменеют. Через некоторое время данная территория вновь испытывает поднятие, превращается в сушу, на которой в разрезе горизонтально залегают морские осадочные породы. Сейсмические явления — это землетрясения — мгновенные перемещения земной поверхности, вызванные перемещениями масс земной коры. Источник перемещений — горизонтальные движения земной коры, сталкивающие, тангенциальные, растягивающие (см. рис. 2.12). Землетрясения, как правило, приурочены к  определенным участкам земной коры — геосинклинальным и складчатым поясам. Проявляются землетрясения в основном на границах тектонических структур, где происходит накопление значительных напряжений, готовых реализоваться в  виде сейсмического толчка. Эти территории носят название сейсмических зон, обычно они совпадают с районами интенсивной вулканической деятельности. Для оценки силы землетрясений используется несколько сходных между собой шкал. Первой была шкала Рихтера. В  нашей стране использовалась близкая к  ней шкала Медведева. В  настоящее время часто используется шкала магнитуд. Относительная энергетическая характеристика землетрясения (магнитуда М) определяется так [10, 14]:

M = lg [ A / ( A ⋅ Aэ )],

(4.1)

где А — максимальная амплитуда смещения частиц почвы на удалении от  эпицентра в  100 км; Аэ  — эталонная амплитуда слабого землетрясения. В реальных случаях магнитуда составляет 9,5 баллов при очень сильных землетрясениях. 115

Сейсмические воздействия могут иметь различные проявления на  инженерных объектах в  зависимости от  балльности землетрясений. Воздействия землетрясений различной балльности опасны для всех гидротехнических сооружений, поэтому необходимо уделять внимание сейсмостойкости строительства плотин. Опыт показывает, что гидротехнические сооружения, построенные без учета сейсмического фактора, нередко подвергались частичному или полному разрушению. При землетрясениях частицы грунта движутся в  пространстве по сложной траектории, при этом возникают инерционные силы, величина и направление действия которых резко меняется во времени. В этом случае деформации сооружений и его элементов могут иметь сложный характер с преобладанием деформаций осевого растяжения, сжатия, изгиба, сдвига и  кручения, которые действуют динамически, приводя к  волновым и  колебательным движениям всего сооружения в целом. На рис. 4.7 показаны серьезные разрушения автомобильной трассы при землетрясении.

Рис. 4.7. Серьезные разрушения автомобильной трассы при землетрясении [14]

Землетрясения вызывают серьезные разрушения зданий, при которых возможны большие человеческие жертвы. Различный характер разрушений, интенсивность которых оценивается в  пределах от 6 до 12 баллов по шкале Медведева—Спонейера—Карника, показан на рис. 4.8. 116

VI баллов

VII баллов

VIII баллов

IX–X баллов XI–XII баллов

Рис. 4.8. Характер повреждений зданий при землетрясениях различной силы [14]

Наиболее крупными сейсмическими областями являются Тихоокеанский и  Средиземноморский пояса. К  первому приурочено 68% всех землетрясений, ко второму — свыше 20%. На территории России к сейсмическим областям относятся: Кавказ, Прибайкалье, Южное Приморье, Сахалин, Курильские острова. В настоящее время техногенное воздействие на геологическую среду достигло такой силы, что стали возможными землетрясения, которые провоцирует деятельность человека. Понятие «наведенная сейсмичность» включает в себя как возбужденные, так и  инициированные сейсмические явления. В  качестве основных техногенных причин выступают такие, которые создают избыточную нагрузку или, наоборот, недостаток давления. В качестве первых особенно характерны крупные водохранилища, создание которых провоцирует вероятность возбужденного землетрясения [9]. Магматизм и вулканизм — это совокупность геологических процессов, которые обусловлены движением магмы из  недр Земли. Магма представляет собой природное высокотемпературное расправленное вязкое вещество земной коры, находящееся преимущественно в  астеносфере и  верхней мантии. Основной причиной плавления вещества и возникновения магматических очагов в литосфере является повышение температуры, а  подъем магмы и  ее прорыв в  вышележащие горизонты происходят вследствие инверсии плотностей, при которых образуются очаги менее плотного и  мобильного расплава. Движение магмы вверх происходит пре117

имущественно по ослабленным тектоническим зонам — границам тектонических структур, разломам, осям складок. Магма зарождается на различных глубинах и, поднимаясь вверх, разогревает и расплавляет горные породы, по которым происходит ее движение. В зависимости от характера продвижения магмы выделяют глубинный (интрузивный) магматизм и излившийся (эффузивный) магматизм (рис. 2.7). С точки зрения химического состава магма представляет собой сложную многокомпонентную систему, образованную в основном кремнеземом SiO2 и веществами, химически эквивалентными силикатам,  — Al, Na, K, Ca. В  магме содержатся и  летучие компоненты (пары воды и газы H2S, H2, HCl, CO2), которые химически очень активны, а их содержание при высоком давлении и высоких температурах может достигать 12%. Внедряясь в  толщу горных пород, магма распадается на  две фазы — расплав и летучие компоненты, температура ее снижается, летучие компоненты проникаются вверх по  трещинам горных пород, магма затвердевает и  дает начало магматическим горным породам (габбро, граниты, лабрадориты и т.д.). Процессы магматизма играют исключительно важную роль в формировании земной коры, поставляя в нее материал из мантии и наращивая ее. Магматические горные породы составляют основную часть земной коры и занимают более 90% ее объема. Вулканизм — это совокупность явлений, связанных с перемещением магмы и излиянием ее на поверхность. Вулканизм представляет собой природный геологический процесс, связанный с извержением (выбросом) на  поверхность Земли, в  атмосферу и  гидросферу твердых и газообразных продуктов расплавленной магмы. В настоящее время на континентах и островах Земли насчитывается в общей сложности около 500 действующих вулканов. Наземные вулканы образуются вблизи глубоководных желобов — там, где океаническая литосферная плита подвигается под другую литосферную плиту. Трение литосферных плит в этих зонах сопровождается выделением значительного тепла, что обеспечивает плавление базальтов и затянутых вместе с подвигаемой вниз плитой осадочных горных пород, где температура составляет около 1000°С. Расплавленные массы выжимаются наверх вместе с выделяющимся из  базальтовых пород перегретым водяным паром и  в результате этого происходят не только формирование континентальной коры, но и образование вулканов. В расплавленной магме растворены водяные пары и различные газы (СО2, СО, НС1, HF, SO2, СН4), которые давят на магму и под давлением поднимают ее по жерлу вулкана. Главный продукт вул118

канических извержений — это эффузивные магматические породы (риолиты, андезиты, базальты). Кроме них, из  вулканических жерл выбрасываются газы и водяные пары, а также различные рыхлые твердые продукты (вулканический пепел, вулканический песок, вулканические бомбы, имеющие серо-черный цвет). Вулканический пепел составляет главную массу твердых вулканических выбросов и представляет собой мелкие (от долей до миллиметра) остроугольные частицы, состоящие из  вулканического стекла и различных минералов. Пепел часто выбрасывается вместе с мелкими частицами пемзы, которая представляет собой пористое вулканическое стекло, образованное в результате выделения газов при быстром застывании кислых и средних лав. Облако вулканического пепла представляет собой опасную преграду для летящих самолетов. Острые частички пепла выводят из строя систему снабжения воздухом двигателя. Проблема проявляется даже при небольшой концентрации пепла. Вулканический песок — это частицы лавы размером от 1 до 5 мм, практически всегда содержащие пепловые частицы. Вулканические бомбы являются самым грубым твердым материалом, который выбрасывается вулканами при извержениях. Они могут иметь в  поперечнике от  нескольких сантиметров до  метра. Это куски извергаемой лавы, выброшенные в пластическом состоянии и принявшие разнообразную форму (шарообразную, грушевидную, лепешкообразную и др.). Самым высоким в Европе действующим стратовулканом является вулкан Этна (3340 м), расположенный на восточном побережье Сицилии и имеющий много боковых кратеров и кальдер, через которые периодически происходят выбросы лавы и  вулканических извержений. На рис. 4.9 показаны спящие кальдеры вулкана Этна на о. Сицилия.

Рис. 4.9. Потухшие и спящие кальдеры вулкана Этна на о. Сицилия (Карпенко, 2012) 119

Продукты вулканического происхождения на потухших боковых кратерах вулкана Этна (о. Сицилия) в виде серо-черного вулканического песка и базальтовых отложений показаны на рис. 4.10.

Рис. 4.11. Проявление активности вулкана Эйяфьятлайокудль в Исландии в апреле 2010 г. [23]

Рис. 4.10. Продукты вулканического происхождения (песок, пепел) на потухших боковых кратерах вулкана Этна на о. Сицилия (Карпенко, 2012)

Выпавшие на землю при извержении массы пепла вместе с вулканическим песком и частицами пемзы с течением времени уплотняются и подвергаются цементированию под действием различных природных факторов, в результате чего формируются горные породы, называемые вулканическими туфами. Современные вулканы расположены на земном шаре поясами, вдоль крупных разломов и тектонически-активных областей — Тихоокеанской, Средиземноморско-Индонезийской, Атлантической и Индийско-Африканской. Ежегодно на земле происходит в среднем 20–30 вулканических извержений, которые, к сожалению, не обходятся без человеческих жертв. На  территории России наиболее подвижная в  тектоническом отношении зона — это полуостров Камчатка и Курильские острова, где активно наблюдаются проявления вулканизма. Извержения активно действующего вулкана Шивелуч происходят достаточно часто, последнее мощное извержение произошло в  июне 2013 г., в результате чего произошел выброс вулканического пепла на 10 км. Не менее ярким примером мощного проявления вулканизма может служить вулкан Эйяфьятлайокудль (Исландии), который 14  апреля 2010 г. начал свое извержение, продолжавшееся несколько недель (рис. 4.11). Столб пепла этого вулкана на несколько месяцев нарушил воздушное сообщение между Европой и  Америкой. 120

С поствулканической деятельностью современных вулканов связаны гейзеры  — источники, периодически выбрасывающие фонтаны горячей воды; фумаролы — небольшие отверстия и трещинки, по которым поднимаются струи водяных паров и горячих газов (H2O, HF, SO2, CO2, H2S, H2 и др.), выделяющихся из магмы и из еще не остывших лавовых потоков и находящихся в кратере, на склонах и подножия вулканов. Распространены гейзеры на Камчатке в долине реки Гейзерной, в  Исландии, Новой Зеландии, США (Йеллостоунский национальный парк), Чили. Выбросы водяных паров и  газов в  боковых кратерах вулкана Этна наблюдались в течение 2012 г. и показаны на рис. 4.12.

Рис. 4.12. Выбросы водяных паров и газов в боковых кратерах вулкана Этна на о. Сицилия в 2012 г. (Карпенко, 2012) 121

В России явления поствулканической деятельности сосредоточены в Долине гейзеров на Камчатке (рис. 4.13). Гейзеры периодически выбрасывают вверх столбы горячей воды (рис. 4.14).

Рис. 4.13. Долина гейзеров на Камчатке с периодическим выбросом вверх столбов горячей воды [24]

Рис. 4.14. Долина гейзеров на Камчатке — гейзер Двойной [24] 122

Вулканизм имеет и  положительные черты. Излияние магмы из кратера вулкана, выбрасывание из него пепла и прочих твердых продуктов извержения, фумарольные струи — все это способствует выносу на земную поверхность различных химических элементов, находящихся в земных недрах. Поэтому районы активной тектонической деятельности изобилуют месторождениями различных полезных ископаемых. Метаморфизм (от  греч. metamorphomai  — подвергаюсь изменению, превращению) — это процесс глубокого изменения и перекристаллизации исходных пород за счет высоких температур, давлений и переноса вещества подземными растворами и газами. Процесс протекает постепенно и на начальных стадиях речь идет только о  некоторой метаморфизации исходной породы  — о  появлении в ней небольшого количества новых минералов, частичном изменении структуры и текстуры. Далее изменения нарастают. Действию метаморфизма могут подвергаться любые горные породы: осадочные, метаморфические, магматические. Процессы метаморфизма происходят при температуре от  250 до  900°С. Повышение температуры на 10°С увеличивает скорость химических реакций в  2 раза, а  на 100°С  — примерно в  1000 раз. Химически активные вещества (вода, углекислота водород, соединения хлора, серы и т.д.) являются катализаторами протекания различных химических реакций. Различается много видов метаморфизма, наиболее распространенный среди которых региональный. Он развивается на больших глубинах по всей территории Земного шара и прежде всего просто за счет повышения там давления и температуры. Упоминавшиеся уже гнейсы, кварциты, мраморы, многие кристаллические сланцы — породы регионального метаморфизма. Представление, что чем старше порода, тем сильнее она метаморфизована, верно лишь отчасти; прямой такой зависимости нет. В природе имеются очень древние породы, совершенно не затронутые метаморфизмом, и наоборот, совсем молодые сильно метаморфизованные. Можно говорить о другой зависимости (опять же выполняющейся не всегда): чем глубже залегает порода, тем вероятнее, что она будет метаморфизована. Почему происходит метаморфизм? Любые химические соединения (минералы) устойчивы в довольно узких рамках температур и  давлений. Если условия изменяются, то исходные минералы будут превращаться в  другие, соответствующие новым условиям. Список химических элементов с их процентным содержанием останется прежним. 123

Прочие виды метаморфизма — метасоматоз, контактовый, гидротермальный, пневматолитовый, инъекционный преимущественно связаны с взаимодействием внедряющейся магмы и вмещающих ее пород. Происходит интенсивный обмен химического материала за счет переноса растворами и летучими компонентами. Названные разновидности выделяются в  зависимости от  преобладающих условий, факторов метаморфизма и  вновь образующихся пород. Объем развития процесса  — несколько километров в  стороны от магматического расплава. Динамометаморфизм развивается в результате повышенного давления в тектонических зонах. 4.2.2. Экзогенные геологические процессы Экзогенные процессы — это внешние геологические процессы, происходящие под воздействием воздуха, воды, колебаний температуры, льда и  снега, живых организмов. Процессы, связанные с деятельностью человека, обычно называют инженерно-геологическими [5, 6, 15]. Большинство экзогенных геологических процессов протекает по схеме: разрушение — перенос и накопление материала данного процесса на  суше  — снова разрушение, в  том числе собственных отложений, — перенос, наконец, окончательная аккумуляция материала в море. Денудация и  аккумуляция  — понятия широко используемые в  геологии. Термином денудация называют всю сумму внешних процессов разрушения суши и  переноса материала в  море. Временное накопление материала в  составе континентальных отложений не учитывается, подразумевается конечная аккумуляция материала в море (рис. 4.15).

Рис. 4.15. Схема денудации и аккумуляции материала в море

Выветривание  — разрушающее воздействие на  горные породы и  минералы многих факторов внешней среды, называемых агентами выветривания. К  ним относятся солнечные лучи, механическое и  химическое воздействие воды, воздуха и  живых орга124

низмов. Термин «выветривание» происходит от  немецкого weather — погода, и сходство со словом ветер чисто случайное; выветривание и геологическая деятельность ветра — процессы разные. Обычно имеет место суммарное воздействие внешней среды на горные породы, но в случае преобладания отдельных факторов над другими принято выделять механическое (физическое), химическое и биологическое (органическое) выветривание. Механическое выветривание. Главными агентами являются перепады температур, особенно скачки через 0°С. Днем солнечные лучи разогревают освещенную поверхность горной породы, в то время как внутренний объем остается холодным. Нагретая часть породы чуть увеличивается в объеме и на ее контакте с холодной породой возникает механическое напряжение. Многократно повторяющиеся циклы температурных напряжений приводят сначала к растрескиванию, а потом и к осыпанию обломков породы. Механическое выветривание распространено в  районах с  континентальным климатом  — в  полярных широтах, пустынях, высокогорье. Химическое и биологическое выветривание. Агенты — вода и воздух как химические материалы, растения с их выделениями и микроорганизмы. Процессу способствует влажный теплый климат, под его воздействием часть минералов растворяется, часть превращается в другие соединения. В этом и состоит главный результат процесса выветривания. Большинство минералов магматических и метаморфических пород — полевые шпаты, слюды, пироксены, роговая обманка, скрытокристаллические массы эффузивных пород — превращается в глинистые минералы. Их подхватывают потоки воды, сначала они откладываются на склонах, образуя элювиально-делювиальный el-dQ чехол (см. рис. 3.24 и  3.13), а  потом переносятся ниже и  включаются в  общий круговорот глинистого вещества на поверхности земли. Не выветривается только кварц — он сохраняется зернами, из которых потом образуются пески. К результатам процесса выветривания стоит отнести и почвообразование — важнейшее условие существования богатой и разнообразной жизни на земле. Кора выветривания (элювий — elQ)  — сохранившиеся на  месте образования при горизонтальном рельефе продукты выветривания (см. рис. 3.13 и 3.24). Геологическая деятельность ветра (эоловые процессы) протекает по  схеме большинства внешних процессов: разрушение  — перенос — аккумуляция. 125

Разрушение пород возможно в условиях сухого климата при наличии сильных постоянных ветров. Не защищенные дерново-растительным слоем песчано-глинистые породы перевеваются, из них выдувается песчаный (0,05–2 мм), пылеватый (0,002–0,05 мм) и агрегированный глинистый материал — этот процесс называется дефляцией. Корразия — ударное воздействие на скальную породу песчаных частиц, переносимых ветром. Эоловый перенос может осуществляться на сотни километров. Перенос отдельно взятой частицы происходит постепенно — ее то подхватывает, то опускает обратно на землю. Перенос сопровождается сортировкой материала  — первыми откладываются крупные частицы, последними  — пылеватые. Ветровые пески откладываются в  виде барханов (см. рис. 3.19), лессы  — в  виде сплошной толщи мощностью в  несколько метров. Все ветровые отложения сильно пористые. На площадях, подверженных дефляции, очень легко развивается ветровая эрозия, наносящая непоправимый ущерб почвенному покрову. Геологическая деятельность поверхностных текучих вод. Струйчатая эрозия осуществляется мельчайшими струями воды при слабых затяжных дождях или медленном таянии снега. В отличие от  других видов эрозии оказывает на  поверхность рельефа выравнивающее воздействие. Продукты переноса называются делювием, откладываются маломощным чехлом на склонах (рис. 4.16).

Рис. 4.16. Чехол делювиальных отложений [5, 6] 126

Делювий является ценным почвообразующим материалом, на нем укореняется и держится растительный покров, в том числе и культурные растения. Ниже делювия может залегать совершенно неплодородная коренная порода. Водная (линейная) эрозия — процесс размыва и выноса текучими водами почв и горных пород. Выделяется много видов эрозии, суть которых всегда ясна из названия, — овражная, речная, донная, боковая и  др. При  попятной эрозии происходит рост эрозионной промоины в  сторону верховьев. Иногда в  названиях отражается причина или провоцирующий фактор эрозии — транспортная, пастбищная, техногенная и т.п. В результате водной эрозии происходит медленное, постоянное понижение всей поверхности суши и выработка эрозионных форм рельефа — промоин, долин, наполнение рек и других водных потоков твердым стоком. Геологическая работа рек. Реки выполняют эрозионную работу, являясь в  этом отношении главным фактором на  поверхности земли. Твердый сток — это растворенные вещества, механический материал (песок и  более крупные обломочные частицы), взвешенный материал (пылеватые и  глинистые частицы). Источник твердого стока — не только материал, разрушенный самой рекой, но и многочисленные продукты струйчатой эрозии, смытые с площади бассейна. Уже в  верхнем течении река не  может перенести весь оказавшийся в  ней материал и  начинает откладывать его в  своей долине, формируя аллювиальные отложения. Аллювий  — принятое международное название речных отложений. Формы залегания аллювия во многом зависят от  тектонических процессов и уже рассматривались в разд. 3.6.2 (см. рис. 3.16). Геологическая деятельность временных водных потоков. Речь идет фактически о горных реках, отличающихся следующими особенностями. Большую часть года в них нет стока (воды), он появляется во время дождей или таяния снега. У  них очень короткое русло с большими уклонами, в котором почти нет аллювия, а весь твердый сток выносится и откладывается на предгорной равнине или в межгорной впадине формой, называемой конусом выноса или пролювием. Эти отложения рассматривались в разд. 3.6.4 (см. рис. 3.25–3.27). Геологическая деятельность льда. Серьезного внимания заслуживает оледенение Центральной и Восточной Европы (Русской равнины), происходившее в  четвертичное время  — в  последние десятки-сотни тысяч лет, т.е. совсем недавно по геологическим меркам. Центром оледенения была Скандинавия — невысокая горная страна с отметками 1,0–1,5 км над уровнем моря. Ледники типа со127

временного Антарктического собственной мощностью предположительно 2–3 км распространялись и  двигались на  юг, доходя до широт Москвы и Киева (оледенений было несколько). Именно по положению южной границы те ледники получили свои названия  — Окский, Московский, Днепровский и  др. Оледенение гор Западной Европы здесь не рассматривается. Ледник образуется из атмосферного снега, проходящего преобразование сначала в  фирн, потом в  глетчерный лед, причем 1 м3 снега весит 85 кг, фирна 50–600 кг, а глетчерного льда — 920 кг. Почему ледники двигаются, как они переносят обломочный материал? Лед начинает течь по  схеме очень вязкой жидкости при мощности более 15–20 м, когда его вес превысит силу трения. Сложим отметки Скандинавских гор и мощность ледника в 2–3 км. Получаем высоту 3,0–4,5 км. Дистанция от Скандинавии до Киева около 2,5 тыс. км, т.е. уклон составляет менее 0,001. Этого вполне достаточно; ледники Антарктиды и Гренландии «ползут» при таких же уклонах, постоянно отправляя в плавание айсберги — горы пресного материкового льда. Мелководное Балтийское море препятствия для ледника не представляло, а талая вода в основании выполняла роль смазки. Как ледники переносят обломочный материал? Ответ дает наблюдение за  горными ледниками. Песчано-глинистые породы смерзаются со льдом у подошвы ледника, еще там происходит некоторое перемешивание в  форме тангенциального движения языков льда внутри самого ледника. В итоге горные ледники несут в себе некоторое количество песчано-глинистого материала. Ледники Гренландии и Антарктиды сегодня грунтовый материал не переносят — они давно все вынесли и под ними обнажились магматические и метаморфические породы, значительно более крепкие, чем лед. Ледники Русской равнины вобрали в себя коры выветривания со Скандинавии и песчано-глинистые породы, слагающие поверхность Русской равнины. При таянии ледников перенесенный материал превратился в отложения ледникового комплекса — в морены (gQ), водно-ледниковые пески (fgQ), и более редкие озерно-ледниковые накопления (lgQ), покрывающие северные и  центральные области региона (см. рис. 3.18). Чем дальше на  север, тем больше крупнообломочных включений в ледниковых отложениях — округленных обломков Скандинавских гор. Знаменитый Гром-камень, послуживший постаментом для Медного всадника, — памятника Петру I в Санкт-Петербурге, 128

представляет собой один из  таких обломков гранита, найденных среди болот неподалеку от  Северной столицы. Вблизи Москвы камни такого размера уже не встречаются. Геологическая деятельность озер и водохранилищ. Она заключается в основном в накоплении материала, за исключением самых крупных озер, где заметно проявляются процессы на побережьях. Происхождение озер может быть связано с тектоникой или поверхностными процессами. Тектонические озера образуются за счет опускания дневной поверхности — таковы, несмотря на их различия, Байкал и  Каспийское море. Байкал сформировался за счет погружения по разломам блоков земной коры, а Каспий — за счет общего прогибания земной коры на большой площади. Среди озер, сформированных поверхностными процессами, преобладают ледниковые, выработанные в минеральном ложе при движении ледника или полученные при неравномерной аккумуляции ледниковых отложений. Таковы озера Ладожское, Онежское, Чудское, Плещеево, озера Финляндии и Карелии. В геологической истории такие озера довольно быстро заполняются твердым стоком, зарастают и прекращают существование. Небольшое количество озер сформировалось другими путями — за  счет обвалов горных пород в  горных долинах или в  карстовых понижениях. Равнинные водохранилища можно сравнивать с ледниковыми озерами, а горные — с обвальными. Озера бывают проточными и непроточными. Непроточные озера часто бывают солеными, особенно если они расположены в аридной зоне. Отложения пресных равнинных озер и  водохранилищ  — это слоистые, часто тонкослоистые песчано-глинистые породы — супеси, суглинки, глины, торф, илы. Пески преимущественно мелкие и пылеватые. В соленых озерах возможно интенсивное накопление карбонатов, сульфатов и галоидов, как например, в пересыхающем Аральском море. Форма залегания отложений озер и водохранилищ практически горизонтальная (рис. 4.17).

Рис. 4.17. Залегание озерных, болотных и морских отложений [5, 6] 129

Может выделяться озерная терраса с  условием наложения на более древние породы. Сходные условия залегания имеют также болотные и  морские отложения вблизи побережья. Мощность  — несколько метры. Отложения водохранилищ индексируются как аллювиальные. Отложения горных озер и водохранилищ содержат крупный обломочный материал, который быстро накапливается. Геологическая деятельность болот. Болотом называют постоянно увлажненный участок земной поверхности с  типичной гидрофильной растительностью, покрытый слоем торфа мощностью не  менее 30 см в  неосушенном состоянии. Если мощность торфа составляет менее 30 см, такие земли называют заболоченными. Для создания условий заболачивания необходим равнинный рельеф с  небольшими понижениями. Питание болот водой может быть атмосферным, подземными водами и смешанным. Глубина залегания уровня грунтовых вод обычно небольшая — несколько десятки сантиметров. Геологическая деятельность болот заключается в  накоплении болотных отложений и  в природном регулировании поверхностного стока. Обозначения на картах болотных отложений — hQ или bQ. Состав болотных отложений — различные виды торфа и сапропель. Торф различается составом растительности, из которого он сформирован, и степенью ее разложения. Сапропель — это пресноводный ил, находящийся в  текучем состоянии. Форма залегания торфяных отложений горизонтальная, мощность может достигать нескольких метров (см. рис. 4.17). При строительстве слой болотных отложений обычно удаляется, а при использовании земли под сельскохозяйственные угодья чаще может быть сохранен. В случае полного водонасыщения и высокой степени разложения органического материала болотные отложения превращаются в труднопроходимую трясину. Торф и сапропель могут использоваться в качестве полезных ископаемых, как удобрения, слабо разложившийся торф — как топливо. В центральной и  северной части России болота выполняют важную геологическую роль как регулятор поверхностного стока воды. Весной болота накапливают запасы воды и далее в меженный период, когда осадков выпадает немного, постепенно отдают свою воду, поддерживая речной сток. В ХХ в. в европейской части России были выполнены большие объемы осушительных работ. К  сожа130

лению, при этом был нарушен и подорван природный процесс саморегуляции водного режима многих территорий, что привело к обмелению рек в летний период. Как уже отмечалось, в пределах болот глубина залегания грунтовых вод небольшая и вода целый сезон может стоять практически на  поверхности. Вместе с  тем в  маловодные годы уровень грунтовых вод уходит на глубины в несколько метров, зона аэрации осушается, высыхает, и  создаются условия для торфяных пожаров, которые возможны как в  естественных условиях, так и  на осушенных территориях. При этом горит торф, находящийся на некоторой глубине. Небольшой дождь потушить такой пожар не способен, так как небольшое количество воды проникает в  сухой торф на  глубину всего в несколько сантиметров. Чтобы потух торфяной пожар, необходим период времени в несколько недель, когда дождевая вода сможет проникнуть сверху вниз в  зону горения. По  времени это происходит осенью, зимой или даже под конец зимы. Геологическая деятельность морей. Море выполняет огромную геологическую работу по разрушению, переносу, а главное по накоплению материала. На континентах морских пород значительно больше, чем континентальных, и залегают они в разрезе выше современного уровня моря. Причина заключается в том, что континенты регулярно (в  геологическом времени) погружаются ниже уровня моря и  становятся площадью накопления осадков. Через некоторое время за счет тектонического воздымания континенты вновь становятся сушей, а накопленные на них осадки превращаются в чехол осадочных пород (см. рис. 1.11, 2.4 и 2.6). Морские отложения обозначаются на картах mQ, если породы четвертичного возраста, либо по индексам стратиграфической колонки без маленькой буквы m, так как при этом морское происхождение подразумевается. Состав морских отложений рассматривается в разделах, посвященных горным породам — химическим, биогенным, обломочным и смешанным. Форма залегания морских пород чаще горизонтальная и пласты обычно хорошо выдержаны, т.е. состав медленно изменяется по площади. Такова преимущественно картина неглубоко залегающих морских отложений на Русской равнине — размеры пластов по горизонтали — километры и десятки километров, мощность пластов — метры, десятки метров (см. рис. 3.20). Породы с более сложными формами залегания — складчатой, блоковой находятся здесь на глу131

бинах в сотни и тысячи метров. Если она встречается, проектировщики выбирают соответствующую расчетную схему. Иногда на  разрез нужно вынести морские отложения вместе с участком побережья. В этом случае необходимо показать выклинивание морских отложений и наложение их на более древние породы, как уже изображалось на залегании озерных отложений (см. рис. 4.17). Геологическая деятельность подземных вод. Подземные воды оказывают существенное влияние на формирование общей геологической обстановки любой территории. Кроме того, назовем еще четыре процесса, в  которых подземные воды играют ключевую роль: •• карст  — процесс растворения горных пород подземными водами; •• суффозия  — механический вынос песчано-глинистых частиц подземными водами; •• плывуны — обстановка, при которой подземные воды придают текучесть некоторым пескам и супесям. Карст (химическая суффозия). О растворении карбонатов, сульфатов и галоидов уже говорилось в разд. 3.5 и 3.7. На растворение известняков, мергелей, доломитов, мрамора, мела, карбонатных сланцев, гипса и ангидрита уходят многие тысячи и миллионы лет. Быстро растворяются каменная соль и  некоторые другие, более редкие в природе, легкорастворимые соли. Схема распространения карста показана на рис. 3.11. Растворение происходит при движении пресных подземных вод по трещинам горных пород. Пустоты в породах постепенно увеличиваются, сначала возникают каверны, а  потом могут образовываться даже пещеры, гроты, галереи с  многометровыми подземными залами. Если растворимая закарстованная порода залегает вблизи поверхности, то инфильтрация пресных дождевых и талых вод приводит к  ее дополнительному интенсивному растворению и возникновению карстовых провалов (рис. 4.18). В зависимости от особенностей и формы провалы могут называться воронками, колодцами, желобами, котловинами. При неглубоком залегании уровня грунтовых вод в них возможно даже формирование карстовых озер. Созидательная работа подземных вод. Масштабы несоизмеримо малы в отличие от разрушительной работы при растворении горных пород. В карстовых пустотах карбонатных пород возможны накопление известкового туфа и травертина (породы, похожей на известняк), формирование окремнений (см. рис. 3.10). В пещерах обра132

Рис. 4.18. Схема карстового провала в известняках

зуются сталактиты и сталагмиты, имеющие иногда очень причудливые формы (см. рис. 3.1). Залеченный карст или заполнение карста — природный процесс заполнения карстовых пустот песчано-глинистым материалом, приносимым подземными водами. Суффозия (механическая). Процессу подвержены пески, реже лёссы и даже выветрелые глины. Процесс заключается в том, что у подножья крутого высокого склона могут формироваться большие уклоны грунтовых вод, оказывающие взвешивающее воздействие на  частицы грунта. При  условии интенсивного движения подземных вод отдельные частицы песка уносятся потоком воды и выносятся на поверхность (рис. 4.19).

Рис. 4.19. Схема суффозионного процесса в естественных условиях [5, 6]

В естественных условиях суффозионный процесс не  заметен, но  на освоенных площадях суффозионное оседание поверхности может сказаться отрицательно. Вероятность возникновения суффозионного выноса материала велика только в  искусственных условиях под основаниями плотин в нижнем бьефе водохранилища (рис. 4.20). 133

Рис. 4.20. Схема суффозии в нижнем бьефе водохранилища [5, 6]

Гидростатический напор здесь обусловлен большим перепадом уровней воды и  восходящим потоком подземных вод в  нижнем бьефе. Вынос частиц грунта здесь недопустим, так как грозит серьезной аварией. Для предотвращения здесь суффозии применяются различные мероприятия по  удлинению пути фильтрации воды  — устройство противофильтрационных завес и экранов. Плывуны — это способные мгновенно приходить в текучее состояние водонасыщенные супеси, а также пылеватые и мелкозернистые пески с примесью глинистого и органического материала. Плывуны принято делить на ложные и истинные Ложные поддаются осушению с помощью дренажа, истинные — нет из-за присутствия глинистого и органического вещества, закрывающего промежутки между частицами. Плывуны часто встречаются в  четвертичных и  даже дочетвертичных отложениях на территории европейской России. Мощность пластов — до нескольких метров. При залегании на некоторой глубине плывунные свойства не  сказываются, а  могут проявиться только при вскрытии пласта котлованом или тоннелем (рис. 4.21). Из-за слишком крутой подрезки склона или сотрясений, вызванных работой тяжелой техники, плывун мгновенно разжижается, приходит в текучее состояние и растекается по дну выработки, затапливая технику, инструмент, коммуникации. Слой не слишком глубокий, но известны случаи гибели людей в тоннелях и в уже построенных глубоких помещениях нулевого цикла. Оседание поверхности, сопутствующее прорыву плывуна,  — тоже отрицательное событие. Меры борьбы с плывунами. Наиболее эффективный и распространенный метод — забивка в грунт металлических балок (обычно двутавровых) с последующим устройством по ним шпунтовой затяжки из досок, огораживающей стенки котлована (рис. 4.22). Получающаяся конструкция очень удобна и надежна. В сложных условиях, когда устройство шпунтового ограждения невозможно, 134

Рис. 4.21. Схема прорыва плывуна в строительные выработки [5, 6]: а — в котлован; б — в тоннель

применяется замораживание грунтов  — трудоемкий, требующий времени и специального оборудования метод. Геологические процессы, связанные с  действием силы тяжести. К этим процессам относятся: оползни и оплывины; осыпи, обвалы, лавины, сели; крип; эрозия (см. разделы, посвященные деятельности поверхностных вод). Оползни — медленное смещение вниз по склону крупных масс песчано-глинистых грунтов (см. рис. 3.29). Размеры оползней составляют десятки, реже сотни метров вниз и в стороны по склону. Мощность вглубь составляет метры, реже несколько десятков метров. Обозначения на геологических картах — dpQ или grQ. Причины оползания  — наличие крутого склона, особенно его искусственная подрезка, дополнительное увлажнение, сотрясения склона. Величина подвижек — несколько сантиметров в год, возможно и значительно больше. Временно может наступать стабилизация. 135

3.  Организация поверхностного стока — прокладка канав, труб, лотков, колодцы и т.п. 4.  Сохранение имеющейся растительности, высадка дополнительных деревьев, кустарников. Попытки стабилизации оползней с  помощью буронабивных свай очень сложны. Оплывины  — смещение вниз по  склону небольших приповерхностных масс грунта (рис. 4.24).

Рис. 4.22. Схема защиты котлована от прорыва плывуна при помощи шпунтового ограждения [5, 6]

Редкий, но катастрофический случай — это срыв оползня, если он происходит в населенном пункте. Тогда случаются разрушения зданий и гибель людей. В европейской части России оползни часты на  территории многих городов по  берегам Волги, Днепра, Дона, в Крыму и на Кавказе. Оползни доставляют множество неудобств, сложностей и даже аварий при строительстве и  эксплуатации сооружений. С  учетом высокой ценности земли оползневые участки должны использоваться для многих целей городского хозяйства, за  исключением многоэтажного строительства. Здесь могут быть зоны отдыха, стоянки, мелкие сооружения. Противооползневые мероприятия. 1.  Выполнение инженерно-геологического картирования населенных пунктов и выявление и отметка оползневых участков. 2.  Выполнение отсыпки грунта в  нижней (головной) части оползня, что позволяет добиться его полной стабилизации (рис. 4.23).

Рис. 4.23. Схема стабилизации оползня за счет отсыпки грунта в нижней части склона [5, 6] 136

Рис. 4.24. Формирование оплывины [5, 6]

Внешне оплывины обычно проявляются в виде небольших бугров и трещин, протянувшихся поперек склона. Над свежей оплывиной бывает хорошо видна поверхность отрыва. Оплывины имеют сравнительно небольшие размеры — от нескольких метров в длину и до нескольких десятков метров в ширину. Мощность оплывины обычно не превышает 1 м. Причины возникновения оплывин такие же, как и оползней, — воздействие силы тяжести на породу, слагающую склон, дополнительное увлажнение, нарушение почвеннодернового покрова, подрезка и сотрясения склона. Нередко оплывины возникают при весеннем оттаивании грунтов на склонах южной экспозиции. Сильно увлажненный оттаявший грунт сползает по границе с еще мерзлым грунтом, залегающим глубже. Отрицательным результатом оплывания грунтов является то, что оно может положить начало эрозионному процессу на склонах. Для предупреждения оплывания рекомендуются укрепляющие склон мероприятия  — высадка растений, организация стока, соблюдение требуемых уклонов при закладке насыпей и выемок и т.п. 137

Осыпи  — это процесс падения и  постепенного накопления на склонах обломков скальных пород, образующихся при выветривании (см. рис. 3.13). Обозначения на картах — cQ, colQ, gr Q. Размеры осыпей могут варьировать от  нескольких метров в  длину и ширину до многих сотен метров и даже нескольких километров сверху вниз по склону. Мощность осыпи может изменяться от десятков сантиметров до нескольких метров. В зависимости от  крутизны склона и  состава разрушающихся пород осыпи могут быть крупно-, средне- и мелкощебнистыми, содержать или не  содержать песчано-глинистый заполнитель. Движение осыпи может состоять в перекатывании отдельных обломков и  в постепенном смещении вниз по  склону всего массива. С  поверхности осыпь может быть свежей, задернованной и даже залёсенной. Причины резкой подвижки осыпей те же, что и  других склоновых процессов,  — сила тяжести, дополнительное увлажнение, сотрясения и подрезка склона, нарушение растительности. Довольно распространенным является отрицательное воздействие осыпей на эксплуатируемые дороги. Оно проявляется в виде толкающего воздействия массива осыпи на сооружение и особенно часто в  виде высыпания камней на  дорожное полотно. В  последнем случае с  нагорной стороны дороги возводится и  надстраивается улавливающая стенка, а  служба эксплуатации регулярно убирает упавшие на дорогу камни (рис. 4.25).

Рис. 4.25. Осыпь (улавливающая стенка) [5, 6]

Непосредственно на  массиве осыпи строительство обычно не  производится вследствие ее неустойчивости. При  необходимости материал осыпи удаляется, и основание сооружения располагается на  коренных породах. Возможно использование щебня осыпи как местного строительного материала, но при этом камни могут быть трещиноватыми, выветрелыми, местами покрытыми 138

мхом, содержать глинистый заполнитель. Запасы их незначительны. Обвал  — одновременное падение большого количества каменного материала. Главная причина обвалов — мощные сотрясения, естественные и  искусственные, такие как землетрясения или взрывы. Прочие причины те же, что и других склоновых процессов. Обвалы могут случаться с  частотой от  нескольких лет до  многих тысяч лет. Для правильного освоения территорий необходимо выявить обвалоопасные и безопасные участки. Опасные участки узнаются по распространению на них свежих глыб горных пород, коренное залегание которых находится выше по склону, по наличию утесов и останцов, по историческим данным и опросу местного населения. Лавина — обвал снега в горах. К весне снег уплотняется, перекристаллизовывается небольшими гранулами и  становится тяжелым. Человек, заваленный таким снегом, самостоятельно выбраться из-под него не может и быстро погибает от удушья. Наибольший ущерб лавины наносят автодорогам, участки которых закрываются на опасный период. При необходимости с помощью обстрела производят искусственный сход лавин. Задача геологической и противолавинной службы — составить карты и определить периоды опасности лавин. Сель — горный грязекаменный поток большой разрушительной силы. Периодичность — 1 раз в несколько десятков лет. На территории СНГ сели чаще случаются на  Кавказе и  в горах Средней Азии, редко  — в  горах с  более холодным климатом. Материалом для селя служат скопившиеся на склонах продукты выветривания горных пород — песчано-глинистые и щебнисто-глыбовые накопления. Селевые потоки чаще всего проявляются в узких долинах и ущельях гор, имеющих большое падение. Основными условиями развития селей являются [7]: •• крутое падение горной долины (в верховьях — около 0,35 и в низовьях — 0,05–0,02); •• наличие в  верховьях долины в  пределах ее водосбора рыхлых продуктов выветривания; •• ливни, а в некоторых случаях интенсивное таяние снегов и льда, ведущее к внезапному образованию потоков воды. В случае затяжной весны или долгого периода дождей минеральный материал увлажняется до текучего состояния, в какой-то момент срывается со склонов и устремляется вниз по долине ближайшей горной реки, образуя единый грязекаменный поток, 139

сильно превышающий уровень самой реки. Мощный сель имеет большую скорость и разрушающую силу. Он сносит и полностью перекрывает жилые постройки, вырывает с корнем деревья, сдвигает насыпи, приводит к гибели людей. В месте выхода горной реки на  равнину селевой поток теряет силу, растекается по  большой площади и откладывается в форме, сходной с пролювиальными отложениями (см. рис. 3.25–3.27). Из истории известны случаи катастрофических селей, жертвами которых стали тысячи людей. После схода селя количество продуктов выветривания на склонах уменьшается и для их восстановления требуется несколько десятков лет. Одной из причин возникновения селевых потоков могут быть быстро двигающиеся (так называемые пульсирующие) ледники типа Медвежьего на Памире или Колка на  Кавказе. Последний стал причиной прохождения селя в Кардамонском ущелье в 2002 г., который имел катастрофические последствия. Противоселевые мероприятия состоят прежде всего из  определения площадей питания, транзита и отложения селей. Для этого выполняются геолого-съемочные работы, а также изучаются исторические материалы. Вблизи населенных пунктов в случае необходимости возводятся специальные плотины, дамбы, селеуловители, селепропуски, проводится лесомелиорация склонов. Крипом принято называть смещение вниз по склону массы породы (осыпи, оплывины), вызванное периодическим изменением ее объема. При дневном нагревании солнцем склоновая масса чуть увеличивается в объеме, в том числе удлиняется, но растягивается только вниз. При ночном остывании происходит сжатие, при этом вниз подтягивается верхняя часть геологического тела. Возможно, по такой же схеме растут трещины и развивается физическое выветривание в скальных породах. Геологическая деятельность живых организмов. Такая деятельность очень велика. Можно отметить ее присутствие в следующих случаях: 1)  участие в процессах выветривания; 2)  участие в процессах почвообразования; 3)  формирование биогенных отложений; 4)  создание и  поддержание кислородного состава атмосферы, регулирование соотношения углекислого газа и кислорода в ней; 5)  участие практически во всех экзогенных геологических процессах. Геологическая деятельность человека. В ХХ в. деятельность человека превратилась в главный геологический фактор на поверхности 140

суши. Существенно изменились естественные ландшафты и  глобальная экологическая обстановка: 1)  вырублены леса, осушены болота, исчезли многие виды животных и растений; 2)  на  значительных территориях произошло опустынивание, больше всего поразившее Северную Африку, Ближний Восток, Южную Европу; 3)  огромные площади заняли антропогенные ландшафты  — сельскохозяйственные угодья, мелиоративные системы, гидротехнические сооружения, горные комбинаты, дороги, населенные пункты; 4)  начались процессы парникового эффекта и глобального потепления климата; 5)  глобальный характер приобрели загрязнения поверхностных и подземных вод и атмосферного воздуха. В Тихом океане сформировалось пятно плавающего мусора площадью 20 млн кв. км — это больше площади Российской Федерации. Загрязнение воздуха привело к огромному росту аллергических заболеваний, а еще в середине ХХ в. этих заболеваний отмечалось совсем немного; 6)  перенаселенность некоторых регионов Земли, видимо, превратилась в  реальность. Бедность, быстрый рост населения и  нехватка продовольствия остаются постоянной проблемой; 7)  произошли активизация или затухание естественных геологических процессов, возникли и активно протекают новые геологические процессы: 7.1)  на значительных площадях изменен рельеф — выполнено планирование территорий, срыты возвышенные участки, засыпаны понижения, взяты в трубы малые реки, построены набережные; 7.2)  широкое распространение получили техногенные отложения (обозначение tgQ), часто превращаемые в подпочвенные горизонты, — насыпные и намывные грунты, золы, шлаки и прочие отходы; 7.3)  по всему миру извлекаются миллиарды тонн полезных ископаемых, твердых и жидких — нефть, подземные воды; 7.4)  из-за активного использования полезных ископаемых в окружающую среду в большом количестве поступили химические элементы, ранее ей не свойственные, изменилась общая геохимия поверхности земли — природных вод и атмосферы. К чему это приведет завтра, можно только предполагать; 7.5)  на  значительных территориях произошло уменьшение стока рек и изменение уровня грунтовых вод; 141

7.6)  в глобальном масштабе процессы водной и ветровой эрозии не поддаются обузданию и постоянно уничтожают почвенные богатства мира; 7.7)  замусоривание территорий по своим масштабам превратилось в геологический процесс. Антропогенным изменениям часто принято давать отрицательную оценку. Это неверно. Созданные человеком антропогенные ландшафты и  искусственная среда обитания дают приют и средства к существованию всему населению Земли, выросшему до 7 млрд человек. Многим странам и регионам мира удалось приостановить процессы ухудшения качества окружающей среды и  даже добиться его улучшения по  сравнению с  началом ХХ в. Такие мероприятия в  нашей стране получили название природообустройства. Серьезных успехов в этой области удалось достичь странам Западной и  Центральной Европы, Северной Америки, Японии. Решаются вопросы экономии и ресурсосбережения, утилизации и переработки отходов. Производство продуктов питания обеспечивает свое население и  экспорт. Уверенно на  этот путь встала и Российская Федерация, хотя еще очень много предстоит сделать. Всегда следует иметь в виду, что геологические и земельные ресурсы либо невосполнимы, либо склонны к  серьезному ухудшению. Возникшие неожиданно проблемы массовой миграции и терроризма поставили много новых вопросов, на которые пока что нет вразумительных ответов. Тесно сплелись экономические, национальные, религиозно-конфессиональные, политические, экологические и геоэкологические проблемы. 4.3. Геологические карты и разрезы

Геологическая карта  — карта, отображающая геологическое строение определенного участка земной коры. На  геологической карте изображаются распространение на  земной поверхности, а иногда и на определенной глубине различных геологических тел, свойства горных пород и  другие данные. Вынести на  один лист карты всю геологическую информацию невозможно — такая карта будет безнадежно перегружена, поэтому для отдельно взятой территории в зависимости от необходимости и имеющейся информации может быть составлено много карт различного содержания. Следует предупредить читателей от ошибочного мнения, что для любой точки нашей страны имеются все геологические карты. Это далеко не так. Если какая-либо территория представляет народно142

хозяйственный интерес, для нее могли быть построены десятки крупномасштабных геологических карт различного содержания, если такого интереса не было, то изученность территории будет гораздо меньше, т.е. она будет характеризоваться только картами мелких масштабов. Геологические карты составляются на топографической основе и имеют стандартные масштабы, например, 1 : 10 000 000, 1 : 500 000, 1 : 25 000 или 1 : 1000. По масштабам геологические (стратиграфические) карты делятся так: обзорные — ≤ 1 : 2 500 000; мелкомасштабные — 1 : 1 000 000 и 1 : 500 000; среднемасштабные — 1 : 200 000 и 1 : 100 000; крупномасштабные — 1 : 50 000 и 1 : 25 000; детальные — 1 : 10 000 и крупнее. В литературе можно встретить несколько иные подразделения масштабов, что, впрочем, не  меняет сути дела, так как название масштаба не меняет содержания самой карты. Для всей территории нашей страны только недавно составлена геологическая карта масштаба 1 : 1 000 000 (стратиграфическая). Более крупные по масштабу карты составлялись не для всех территорий. Карты четвертичных отложений, тектонические, гидрогеологические и  инженерно-геологические для всей территории имеются только в масштабе 1 : 2 500 000. Полевая работа по составлению геологических карт называется съемкой, а  наличие карт по  некоторой площади называется покрытием площади съемкой. Геолого-съемочные работы сложное, продолжительное и затратное мероприятие. Необходимо понимать, что когда речь идет о площадях, многое возрастает по квадрату. Для построения карты масштаба 1 : 200 000, т.е. в 5 раз крупнее масштаба 1 : 1 000 000, надо приложить в 25 раз больше усилий и средств. Комплексная съемка (экономически самая разумная) — одновременная работа по составлению комплекта геологических карт некой территории. По единому государственному плану съемкой в  масштабах крупнее 1 : 1 000 000 покрывалась территория Европейской части СССР и Российской Федерации. В масштабах 1 : 500 000, 1 : 200 000, 1 : 100 000, 1 : 50 000 (по части площади) съемка проводилась комплексно, по листам, назначенным заранее, комплект карт сопровождался пояснительными томами. Для ограниченных по площади, но важных, значимых территорий проводились отдельные геолого-съемочные работы в крупных и самых крупных масштабах. Это территории населенных пунктов, 143

месторождений полезных ископаемых, городов, гидроузлов, аэропортов, морских портов, крупных промышленных предприятий, трассы автомобильных и железных дорог, линий электропередачи и т.п. Например, для территории Москвы имеются геологические карты в масштабах 1 : 25 000 и 1 : 10 000. Для обоснования проекта сооружений составляются детальные инженерно-геологические карты участка строительства в масштабе 1 : 500 — 1 : 2000. Все геологические карты сопровождаются условными обозначениями. Знаки обычно заключаются в небольшие прямоугольники. Список условных обозначений иногда называют легендой. Весь использованный материал должен быть расшифрован: размеры прямоугольников 1,5 × 0,75 см с шагом 0,5 или 0,25 см. На демонстрационной графике допускаются размеры 2 × 1 см с шагом 1 см (см. рис. 3.20). Подписи к условным знакам принято начинать с прописной буквы, знак тире не используется. Прежде всего территорию характеризует стратиграфическая геологическая карта со снятыми четвертичными отложениями, показывающая распространение на поверхности дочетвертичных пород. Упрощенно такая карта зовется просто геологической, ее особенностью является то, что на ней не показывают четвертичные отложения. Допускается два исключения из этого правила. 1.  Могут быть показаны аллювиальные (речные) отложения, достаточно крупные, чтобы быть отраженными на карте в заданном масштабе. 2.  Могут быть изображены южные границы распространения ледниковых отложений четвертичного возраста. Площади распространения осадочных пород отмечены индексом и  раскрашены в  соответствии со стратиграфической колонкой (см. табл. 4.2), окраски в  которой специально для этого и  были назначены. Все индексы расшифровываются в  списке условных обозначений. Как поступают, если «не хватает» цветов? Допустим, в крупном масштабе рассматривается территория распространения одного стратиграфического отдела, подробно расчлененного на множество более мелких подразделений  — ярусов, свит, горизонтов и  т.п. В  таком случае разрешается использовать цвета других систем, не присутствующих на данной карте. Кроме того, издание в типографии позволяет варьировать фактурой печати и получать намного больше вариантов одного цвета, чем при обычном использовании карандаша или краски (рис. 4.26). Магматические и метаморфические породы индексируются буквами латинского и греческого алфавита, используются яркие тона 144

Рис. 4.26. Пример геологической карты. Макет

окрасок. Штриховые знаки могут обозначать не только состав, но и возраст пород. Средне- и крупномасштабные карты сопровождаются стратиграфической колонкой и схемой строения четвертичных отложений. Стратиграфическая колонка отражает возрастную последовательность, мощности и состав горных пород как обнажающихся на поверхности, так и  вскрытых горными выработками на  рассматриваемой площади. Для колонки принята стандартная табличная форма из  вертикальных граф. Схема строения четвертичных отложений выполняется в более крупном масштабе по  сравнению с  картой. Схема представляет собой сводный разрез аллювиальных отложений на  территории, охваченной картой. Изображаются высота, по  возможности ширина, соотношение, распространение террас, погребенный аллювий. Подобный рисунок уже приводился (см. рис. 3.16). Карта четвертичных отложений строится для изображения геологических тел четвертичного возраста, т.е. преимущественно континентальных пород, залегающих непосредственно на поверхности. Они обладают рядом особенностей, отличающих их от залегающих ниже дочетвертичных пород. 145

1.  Геологические тела четвертичных отложений значительно меньше по размерам (в плане и по мощности, которая обычно составляет несколько метров и  не превышает нескольких десятков метров). 2.  Четвертичные отложения имеют в  основном континентальное происхождение, а  дочетвертичные  — морское. Соответственно они отличаются друг от друга формой залегания, распространения и составом пород. Четвертичные преимущественно песчано-глинистые, дочетвертичные — разнообразнее. 3.  Четвертичные отложения значительно чаще попадают в область всевозможной деятельности человека — служат почвообразующим материалом, в них закладываются фундаменты сооружений, каналы, канавы, траншеи, дорожное полотно, их используют как перемещаемые насыпные грунты. Четвертичные отложения обозначают на картах определенными цветом и индексом (табл. 4.3). В индексе строчные латинские буквы

означают происхождение пород. Окраски на этих картах также обозначают происхождение, их не следует путать с цветами из стратиграфической колонки. В настоящее время при обозначении четвертичных отложений латинскую букву Q чаще не  пишут, а  отдел системы обозначают большими римскими цифрами, например, в  индексе отложений московского оледенения вместо gQIIm получается gIIm. Пример карты четвертичных отложений приведен на рис. 4.27.

Таблица 4.3 Генетические типы четвертичных отложений

Индекс новый

старый

Наименование отложений

aQ alQ Аллювиальные (речные) cQ colQ, grQ Осыпные (гравитационные, коллювий) dQ dlQ Делювиальные dpQ, grQ dpQ, grQ Оползневые (гравитационные, деляпсивные) eQ, vQ eolQ Ветровые (эоловые) elQ elQ Элювиальные (кора выветривания) fgQ fglQ Водноледниковые (флювиогляциальные) gQ glQ Ледниковые (гляциальные) hQ hQ Болотные lQ lQ Озерные mQ mQ Морские. При индексировании морских дочетвертичных отложений буква m обычно не пишется Пролювиальные pQ plQ Почвенные pdQ pdQ Покровные (проблематичные) prQ prQ Техногенные (насыпные, намывные, отходы, кульtQ tgQ турный слой) смешанного генезиса (объединяются разные индексы) l-aQ l-alQ Озерно-аллювиальные l-pQ l-plQ Озерно-пролювиальные и т.д. 146

Рис. 4.27. Пример карты четвертичных отложений (макет)

Геолого-литологические карты и разрезы составляются обычно для небольших площадей в  крупных масштабах на  стратиграфической и топографической основе. Помимо возраста и происхождения на них показывают состав пород. Такие карты составляются для площадок инженерного освоения, площадей разведки полезных ископаемых и в других аналогичных случаях. 147

Состав пород изображают штриховыми знаками. Условные знаки наиболее распространенных осадочных пород показаны на рис. 4.28. Ангидрит

Известняк

Песок

Брекчия

Конгломерат

Песчаник

Валуны

Лёсс

Суглинок

Галечник

Лёссовидный суглинок

Гипс

Магматические породы

Глина

Мел

Супесь

Гравелит

Мергель

Торф

Гравий

Морена

Трепел

Доломит

Опока

Щебень

Ил

Следует заметить, что знаки состава пород, используемые в различных учреждениях, хотя и  похожи, но  могут отличаться друг от друга — всегда следует быть внимательным при чтении геологической документации, так как может оказаться, что одними (или очень похожими) знаками обозначены различные породы [17, 18]. Например, для обозначения растительного состава торфов используется несколько знаков, похожих на обозначения разновидностей магматических пород. Напомним, что геологи выделяют сотни разновидностей горных пород. Иметь такое количество штриховых знаков представляется нецелесообразным, общий список знаков такой длины не  составляется. Случается, что для обозначения одной породы используются разные знаки (рис. 4.29). Базальт Габбро Излившиеся породы Гнейс

Туф Мрамор Сланцы

Кварцит Рис. 4.29. Условные обозначения некоторых магматических и метаморфических пород 148

Трещиноватость

Кавернозность, закарстованность и т.п.

Пример изображения трещиноватой породы. Здесь: известняк трещиноватый

Рис. 4.28. Условные обозначения некоторых осадочных пород

Гранит

Часто возникает необходимость изображения на разрезе некоторых дополнительных сведений, касающихся состава или свойств горных пород. Например, требуется показать трещиноватость скальных пород, крупность песков, тонкое переслаивание или небольшие прослои одной породы внутри другой. Графика позволяет это сделать (рис. 4.30).

Пример изображения переслаивания пород. Здесь: переславивание суглинка и супеси Пример изображения крупность песков. Здесь: песок мелкий. Прочие обозначения: г — гравелистый; к — крупный; с — средней крупности; м — мелкий; п — пылеватый Пример изображения прослоев. Здесь: глина с прослоями песка Пример изображения рассеянных примесей. Здесь: песок иловатый Песок заторфованный Рис. 4.30. Некоторые условные знаки для изображения особенностей петрографического состава пород

При необходимости любую особенность состава и свойств пород можно отобразить на разрезе с помощью соответствующего условного знака. Пример геолого-литологического (инженерно-геологического) разреза был показан на рис. 4.6. Пример геолого-литологической карты, по которой этот разрез был составлен, приведен на рис. 4.31. Далее на основе геолого-литологической карты строятся инженерно-геологические карты. Геоморфологические карты характеризуют рельеф земной поверхности с точки зрения его возраста, генезиса, истории развития, внешнего облика и современных рельефообразующих процессов. Для одной территории может быть составлен комплект геоморфологических карт (рис. 4.32). В зависимости от масштаба геоморфологические карты изменяются по содержанию. Тектонические карты могут составляться комплектом. Они отображают историю тектонических движений и современное тектоническое строение территории, показывают прежде всего границы и возраст тектонических структур различного порядка. В за149

Баре

мо

ре

нцев о мо ре Мурманск

Финляндия

ое Бел

Онега

Петрозаводск

Онежское озеро Ладожское озеро

Рис. 4.31. Пример геолого-литологической карты (макет)

висимости от  масштаба карты выделяют крупные, средние или мелкие тектонические структуры  — литосферные плиты, платформы, щиты, складчатые пояса, синеклизы и антеклизы, региональные разломы. Показывают глубину залегания кристаллического фундамента, оси складок, углы падения пластов, поднятия и прогибы, направление и скорость тектонических движений. Для примера на рис. 4.33 приведена тектоническая карта современных вертикальных движений Русской платформы. Как можно видеть, площадь весьма неоднородна, рисунок имеет мозаичный характер, но  общая закономерность такова: на  юго-западе преобладает поднятие, а на северо-востоке — опускание. Гидрогеологические карты строятся на геологической основе. Основными являются карты распространения водоносных горизонтов в  четвертичных и  дочетвертичных отложениях. На  гидрогеологических картах показывают абсолютные отметки, направление движения, расходы, глубины залегания, химический состав, запасы, загрязнения и многие другие характеристики подземных вод. Содержание карты сильно меняется в зависимости от площади, которую она охватывает. Если рассматривается территория реги150

Область денудационных возвышенных плато и низкогорья с абсолютными высотами 500–1200 м Область денудационно-аккумулятивных возвышенных равнин с абсолютными высотами 100–500 м Область аккумулятивных равнин с абсолютными высотами до 100 м Рис. 4.32. Пример геоморфологической карты (схема геоморфологического районирования Балтийского щита [2])

она или группы регионов, карты будут показывать общие закономерности залегания, распределения, состава и  свойств подземных вод, если территория отдельного населенного пункта,  — много внимания будет уделено наблюдаемым особенностям. Подробнее гидрогеологические карты рассмотрены в части II «Гид­ рогеология». Инженерно-геологические карты. Мелкомасштабные карты охватывают значительные территории и показывают общие закономерности. Пример такой карты дан на рис. 4.34 (карта пораженности центральных областей оползневыми процессами). 151

Бал тий с кое мор е

Каспийс море

кое

Рис. 4.33. Схематическая тектоническая карта современных вертикальных движений земной коры Русской платформы [2]

Крупномасштабные карты обычно строятся на основе геологолитологической карт и карт четвертичных отложений при необходимости с привлечением данных о более древних породах. Для их составления могут проводиться дополнительные разведочные и  съемочные работы. Пример карты для обоснования схемы районной планировки приведен на рис. 4.35. 152

Рис. 4.34. Карта пораженности территории Центрального федерального округа оползневыми процессами [3]

На детальных картах может представляться информация о свойствах грунтов и  геологических процессах как современных, так и  происходивших в  прошлом, способных активизироваться или возникнуть вновь, особенно под действием антропогенного фактора. Пример карты строительной площадки приведен на рис. 4.36. Прочие карты (месторождений полезных ископаемых, палеогеографические, геоэкологические, геокриологические, геофизи153

Рис. 4.36. Пример детальной инженерно-геологической карты строительной площадки

Рис. 4.35. Пример инженерно-геологической карты для составления схемы районной планировки

ческие, почвенные и др.) составляются в зависимости от практической необходимости. Геологический разрез — вертикальное сечение земной коры от поверхности в глубину. На разрезе изображается залегание геологических тел. Разрезы составляется по геологической карте с топографической основой, обнажениям и расчисткам горных пород на склонах, скважинам, шурфам, прочим выработкам и  геофизическим данным. Горизонтальный масштаб разреза обычно принимается по геологической карте. В случае горизонтального залегания пород вертикальный масштаб разреза приходится увеличивать в 20, 50 или 154

даже в 100 раз. Причина в том, что размеры пластов горных пород по горизонтали в сотни и тысячи раз больше, чем по вертикали. Если не сделать увеличения вертикального масштаба, пласты просто невозможно будет ни изобразить, ни рассмотреть на чертеже. В увеличенном вертикальном масштабе изображены практически все разрезы на рисунках в данном учебном пособии (аналогично и в других книгах по геологии). Увеличение вертикального масштаба считается недопустимым только при складчатом залегании пород, так как на чертеже из-за этого изменяются углы наклона пластов. Гидрогеологические и  инженерно-геологические разрезы. Они строятся на основе геологических разрезов, однако обычно имеют более крупные масштабы, так как составляются в конкретных целях освоения какой-либо территории. Для укрупнения масштаба бурятся дополнительные разведочные скважины и проводится дополнительная съемка. На гидрогеологических разрезах показывают распространение водоносных горизонтов и разделяющих их водоупоров с обязательным точным отображением состава пород. Далее показывают расположение скважин, точки появления и установления подземных 155

вод, данные о химическом составе различных горизонтов. Сводный гидрогеологический разрез южного Подмосковья уже приводился (см. рис. 3.20). Гидрогеологический разрез конкретной площадки обычно сопровождается информационной таблицей, такой же как инженерно-геологические разрезы (рис. 4.37). 152 150

gQ dII

Инженерно-геологические разрезы обычно составляются в масштабах 1 : 10 000 — 1 : 500 по осям и контурам проектируемых сооружений и трасс. На разрезах изображают скважины, уровни грунтовых вод, точки отбора проб пород и  вычисленные показатели свойств. Геологические границы проводятся с  точностью до  разновидностей пород (рис. 4.37). Контрольные вопросы и задания

148 W = 16,8 ρ = 2,21 146 Wр = 16,8 E = 16,8 144

gQ dII

W = 13,7 ρ = 2,25 Wр = 10,7 E = 320

W = 16,6 ρ = 2,22 Wр = 10,4 E = 260

gQ dII

140 С3

138 4

Абсолютная 152,1 отметка устья Расстояния, м Абсолютная 149,7 отметка УГВ Напорные воды: появление/уста- 138,8/142,4 новление

3

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9.

142

№ скважины

Рис. 4.37. Пример инженерно-геологического разреза строительной площадки

Что такое исторический подход и как он используется в геологии? Охарактеризуйте относительный геологический возраст. Опишите принципы относительной хронологии. Назовите эндогенные геологические процессы. Что такое метаморфизм? Что такое денудация и аккумуляция? Опишите геологическую работу поверхностных текучих вод. Укажите, в чем состоит геологическая работа покровных ледников. Что показывают на геологических картах? Что показывают на инженерно-геологических картах?

2

151,7

150,3

49

47 149,5

148,9

138,5/141,8

138,6/141,4

gQ dII

Ледниковые днепровские отложения. Моренные суглинки

С3

Верхний карбон

Известняк трещиноватый

Суглинки тугопластичные

Суглинки мягкопластичные

УГВ — уровень и направление движения грунтовых вод Уровень и величина подъема напорных вод Скважины, точки отбора проб Свойства грунтов: W — естественная влажность, %; ρ — плотность, г/см3; Wр — предел раскатывания, %; Е — модуль деформации, 105 Па 156

157

РАЗДЕЛ II ГИДРОГЕОЛОГИЯ Глава 5 Вода в горных породах и ее происхождение 5.1. Основные направления и история развития гидрогеологии

Гидрогеология — это наука, изучающая подземные воды земной коры и  верхней мантии, их происхождение и  формирование, состав, режим, геологическую и геохимическую деятельность. Гидрогеология изучает процессы взаимоотношений и  взаимодействия подземных поверхностных вод и горных пород. Ее основная практическая задача — изучение гидрогеологических условий для прогноза их изменения и  управления ими при инженерной деятельности человека, т.е. при водоснабжении, орошении, осушении, строительстве различных инженерных сооружений, разведке и эксплуатации месторождений пресных, минеральных, промышленных и  термальных подземных вод, твердых полезных ископаемых, нефти, газа и решении других народнохозяйственных задач. Роль подземных вод в жизни человека, животных и растений исключительно велика, поэтому значение гидрогеологии для народного хозяйства весьма важно. Современная гидрогеология  — это комплексная наука естественноисторического цикла, включающая ряд направлений: 1)  общую гидрогеологию, которая рассматривает общие вопросы распределения подземных вод, изучает их историю, состав, режим и другие особенности; 2)  динамику подземных вод, исследующих движение вод в горных породах, как в естественных условиях, так и при эксплуатации (притоки воды к скважинам и различным горным выработкам); 3)  геохимию подземных вод, которая рассматривает вещественный состав подземных вод и процессы миграции химических элементов; 4)  региональную гидрогеологию, изучающую размещение и скопления подземных вод по отдельным регионам; 158

5)  прикладную гидрогеологию, обслуживающую отдельные отрасли народного хозяйства (сельскохозяйственную, в том числе мелиоративную гидрогеологию, нефтяную, шахтную, рудничную). Гидрогеология решает важные специальные вопросы, связанные с  поисками и  разведкой подземных вод для различных целей, главным образом для питьевого водоснабжения. При  этом определяют запасы пресных подземных вод в отдельных регионах. Гидрогеология — это наука о происхождении, формировании, распространении и движении подземных вод, находящихся в непрерывном взаимодействии с горными породами и водами атмосферы и гидросферы. Ее основной практической задачей является изучение гидрогеологических условий для прогноза их изменения и управления ими при инженерной деятельности человека, т.е. при водоснабжении, орошении, осушении, строительстве различных инженерных сооружений, разведке и эксплуатации месторождений пресных, минеральных, промышленных и термальных подземных вод. Объектом изучения во всех случаях являются подземные воды, которые рассматриваются либо как своеобразный «природный минерал» — драгоценное полезное ископаемое, либо как фактор, осложняющий решение практических задач (например, обводнение месторождений твердых полезных ископаемых, нефти, газа, затопле­ ние котлованов, заболачивание территорий, засоление почв и т. .). В настоящее время проблема использования природных вод (особенно пресных) становится особенно острой, поскольку в ряде районов мира испытывается большой недостаток в  пресных поверхностных и подземных водах. Промышленность и население нашей страны распределены неравномерно, поэтому в отдельных районах ощущается острый недостаток пресных вод. Недостаток в воде испытывают и некоторые страны. Например, в  отдельных районах Перу за  год выпадает только 48 мм осадков, а в Лиме нет пресных поверхностных и подземных вод, Кувейт — государство на северо-востоке Аравийского полуострова, которое импортирует более 1 млн м3 пресной воды в год из Новой Зеландии и других стран. Изучение распределения подземных вод имеет исключительное значение и придает гидрогеологии большую практическую значимость, выдвигая эту научную дисциплину в число основных наук, исследующих Землю. Накопление знаний о  подземных водах началось в  глубокой древности в связи с использованием их для питьевых целей в Египте и Греции [16, 24]. В России основоположниками гидрогеологии следует считать М.В. Ломоносова, а также его учеников И.И. Лепехина, И.Ф. Зуева, 159

С.П. Крашенинникова и др. Комплексные академические экспедиции 1768–1794 гг., изучали подземные воды на обширной территории европейской части России и Сибири. В развитии отечественной науки, в частности горного дела, геологии и гидрогеологии, большую роль сыграл «Горный журнал», основанный в 1825 г. Новый этап этой науки начался в 1882 г. с основания Геологического комитета, а в 1890-е гг. уже был разработан проект реконструкции системы водоснабжения Москвы. В Геологическом комитете сотрудничали видные ученые Г.П. Гельмерсен, С.Н. Никитин, В.В. Докучаев и И.В. Мушкетов, деятельность которых способствовала развитию гидрогеологии. В начале XX в. в высших учебных заведениях России началось чтение лекций по гидрогеологии, а в 1914 г. в рамках инженерного отделениия Московского сельскохозяйственного института была создана первая кафедра гидрогеологии, которую возглавил А.Н. Семихатов. Принципиально новый этап в развитии гидрогеологии начался после Октябрьской социалистической революции, когда все гидрогеологические работы в  нашей стране стали проводиться планомерно в  соответствии с  требованиями развития народного хозяйства. Значительного успеха отечественная гидрогеология добилась в  годы предвоенных пятилеток, а  особенно в  послевоенные годы. Большой вклад в  развитие гидрогеологии внесли работы Ф.П. Саваренского, Г.Н. Каменского, А.Н. Семихатова, Н.К. Игнатовича, О.К. Ланге, И.В. Попова, А.М. Овчинникова, Н.И. Толстихина, П.П. Климентова, И.К. Гавич, В.М. Швеца и  др. Ценный вклад в  развитие гидрогеологии внесли иностранные ученые А. Дарси, И. Дюпюи, А. Шоллер, Г. Тим, Е. Принц, К. Кейльгак, Ч. Слихтер, М. Маскет. 5.2. Круговорот воды в природе

Единство природных вод Земли требует рассмотрения подземных вод в их неразрывной связи и взаимодействии со всеми видами природных вод и с горными породами, в которых они формируются, накапливаются и передвигаются. Поэтому ниже изложены сведения о круговороте воды в природе, видах воды в горных породах и основных закономерностях их передвижения; рассмотрены виды подземных вод и основные свойства горных пород по отношению к воде. Вода  — одно из  самых распространенных в  природе веществ. Она встречается в  парообразном, жидком и  твердом состояниях во всех основных сферах Земли: в атмосфере (пары, облака, снег, 160

град, дождь), гидросфере (океаны, моря, озера, реки, болота, ледники, снег, литосфере (подземные воды, пары, лед, связанная вода), биосфере (во всех живых организмах и растениях). Общий объем воды в Мировом океане равен 1338 млн км3, количество наземных вод (со льдом) — 24,5 млн км3, в атмосфере содержится около 14 000 км3 воды, а в горных породах земной коры — примерно 400 млн км3, причем на долю так называемой связанной воды, видимо, приходится основная их часть. Таким образом, всего на нашей планете (в океанах, на поверхности суши и в земной коре) имеется примерно 1,8 млрд км3 воды. При этом доля пресных вод не превышает 2% (35 млн км3). Все виды воды взаимосвязаны друг с другом. Вода и ее фазовые состояния изучаются различными дисциплинами: парообразная вода  — физикой и  метеорологией, твердая (лед)  — гляциологией и мерзлотоведением; жидкая поверхностная — океанологией и гид­ рологией, подземная — гидрогеологией. Воды атмосферы, гидросферы и литосферы находятся в непрерывном взаимодействии и перемещении. Испаряясь с поверхности океанов, морей, озер, рек и других водоемов, а также с поверхности суши, вода в парообразном состоянии переходит в атмосферу, откуда при благоприятных условиях вновь выпадает на поверхность Земли в виде дождя, снега, града, составляя звенья общего круговорота воды на Земле, который является одним из самых грандиозных процессов, определяющий формирование поверхности Земли, обмен веществ и энергии. Выпадающие на  поверхность Земли атмосферные осадки частично стекают через реки в моря и океаны (поверхностный сток), частично просачиваются (инфильтруются) через почву, обеспечивая питание влагой растений и  пополнение подземных вод, а частично снова испаряются в атмосферу. Подземные воды, в свою очередь, передвигаясь по пластам трещиноватых и пористых горных пород, поступают в  поверхностные водотоки и  водоемы (реки, озера, моря, океаны), обеспечивая их подземное питание, и таким образом снова вступают в общий круговорот воды в природе, начинающийся с испарения поверхностных вод. В ходе круговорота постоянно возобновляются водные ресурсы в атмосфере, на поверхности Земли, в биосфере и верхней части литосферы. Так, в атмосфере в среднем содержится около 14 тыс. км3 воды, преимущественно в  виде пара. Однако благодаря постоян­ ному пополнению атмосферной влаги путем испарения ежегодно на поверхность Земли выпадает 577 тыс. км3 осадков. Если перемещение влаги в атмосфере и на поверхности Земли совершается довольно быстро, то с  глубиной водообмен суще161

где Х0 — среднее годовое количество атмосферных осадков в виде дождя, снега, инея или росы; Y0 — общий сток, т.е. часть осадков, 162

6 2 Соленые воды

Пресные воды Глубокое просачивание

Сток ная вла га Фильтрация

Болото

О

зе

ро

Водохран ка Ре

Перехват осадков растительностью

Рис. 5.1. Общая схема круговорота воды в природе [5]

5 1

а

б

4

3 Океан

илище

Испарение Облака и водяные пары

1 — осадки (а — снег, б — дождь); 2 — хорошо проницаемые породы; 3 — слабопроницаемые породы; 4 — непроницаемые породы; 5 — источник; 6 — направление движения воды и водяных паров

(5.1)

Уровень грунтовых вод Почвен

Х0 = Y0 + Z0,

Испарение и транспирация



Зона насыщения

ственно замедляется, однако и глубокие подземные воды участвуют в общем круговороте воды. Процессы перехода воды из одной геосферы Земли в другую, составляющие общий круговорот воды в природе, слагаются из испарения (И), осадков (О), поверхностного (Qпов) и подземного (Qподз) стоков. Различают большой, малый и внутриматериковый, или местный, круговороты. При большом круговороте часть воды, испарившейся с водной поверхности океанов и морей, ветром переносится на сушу и там выпадает в виде осадков, которые затем расходуются на поверхностный и подземный стоки, а также на испарение. При малом круговороте вода, испарившаяся в пределах океанов и морей, выпадает здесь же. При внутриматериковом круговороте испарившаяся в пределах материков (с поверхности озер, болот, рек, с суши и при помощи растительности) вода вновь выпадает на материке. На рис. 5.1 показаны общая схема круговорота воды в природе и отдельные его составляющие. Определяющее влияние на переход воды из одного состояния в  другое и  ее перемещение из  одной сферы Земли в  другую, т.е. на развитие процессов круговорота воды в природе, оказывают климатические факторы. В формировании отдельных составляющих круговорота существенную роль играют геоморфологические, геолого-литологические, физико-географические и другие факторы, которые в значительной мере предопределяют поверхностный сток, инфильтрацию атмосферных осадков (т.е. их просачивание через почву в  пористые и  трещиноватые горные породы), испарение, транспирацию (испарение влаги растительностью), подземный сток и развитие других важных процессов. Поэтому при изучении гидрогеологических условий какого-либо района или месторождения важно учитывать климатические, геоморфологические, геолого-литологические, физико-географические и другие его особенности и условия, которые влияют на водный баланс изучаемого района. Все атмосферные осадки разделяются на два типа: осадки, выпадающие на  поверхность из  облаков (дождь, град, снег, крупа), и осадки, образующиеся непосредственно на поверхности горных пород вследствие понижения температуры воздуха до точки росы (роса, иней, изморозь, гололед). Уравнение водного баланса в общем виде было предложено в 1884 г. А.И. Воейковым:

163

которая стекает поверхностным или подземным путем; Z0 — часть осадков, которая расходуется на испарение и транспирацию (за вычетом конденсации). Осадки. Систематические наблюдения за  атмосферными осадками очень важны для народного хозяйства. С помощью приборов наблюдения проводятся с середины XIX в., в результате были установлены определенные закономерности  — чередование водообильных лет (дожди, наводнения) с маловодными (засухи). Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в  миллиметрах в  год и  изменяется в  широких пределах. Так, некоторые районы Индии получают 12 000–14 000 мм, а некоторые районы Чили — только 1–17 мм. Величина осадков сильно меняется и  на территории России. Так, на Черноморском побережье Кавказа выпадает 1200–3000 мм осадков, в Москве — 500–600 мм. В Нечерноземной зоне годовое количество осадков в  среднем равно 400–600 мм, причем на питание подземных вод идет от 110 (верховья Волги и Западной Двины) до 20 мм (бассейн река Нары — юго-восток Рязанской области). На  европейской части выпадает 480–500 мм осадков в  год, из  них стекает 170–180 мм, остальная часть идет на испарение и снова включается во влагооборот или остается в почве (рис. 5.2). Установлено, что влагооборот на  юге России осуществляется 4  раза в  год, а  в целом на  всей территории Европейской части России — 2,5 раза в год (Кирюхин, Толстихин, 1987). Испарение представляет собой переход вещества из жидкого или твердого состояния в  парообразное. В  год с  поверхности океана в тропиках испаряется слой воды толщиной в 1,5 м, а в полярных странах  — 0,5 м. Различают испарение и  испаряемость. Испарение  — это фактическая величина испарения с  поверхности Земли, а  испаряемость  — максимально возможное испарение с  водной поверхности при существующих метеорологических условиях. Обе эти величины подвержены суточным и годовым колебаниям: днем и летом они больше, чем ночью и зимой. Испарение следует учитывать при решении вопросов оросительной и осушительной мелиорации. В тундре испарение составляет 70–120 мм, а испаряемость — 200–300 мм, в степи — соответственно 240–550 и  600–1100 мм, в  пустыне  — 50–100 и  1500– 2000 мм. Годовое испарение и испаряемость в засушливых районах больше годового количества садков. Испарение влаги растениями называется транспирацией. При  образовании 1 г растительной ткани испаряется 300–400 г воды. За  вегетативный период травы и  культурные растения испаряют с  1 га 229–254 мм, пшеница  — 200–300 мм, хвойные деревья — 102–154 мм. 164

1

4

2

5

3

6 7

Рис. 5.2. Распределение годового количества атмосферных осадков на европейской части России [13]: величина питания (мм/год): 1  — 110–80; 2  — 80–70; 3  — 70–60; 4  — 60–50; 5 — 50–40; 6 — 40–30; 7 — 30–20

5.3. Виды воды в горных породах и минералах

Основные виды воды в  горных породах следующие: парообразная, гигроскопическая, пленочная, гравитационная, капиллярная, химически связанная и вода в твердом состоянии (рис. 5.3). Парообразная вода (водяной пар) заполняет вместе с воздухом все не занятые водой поры и трещины в горных породах. Пары воды, заключенные в воздухе, находятся в состоянии, близком к насыщению, за исключением верхних слоев, подверженных периодическому иссушению. Количество паров в  горных породах обычно не превышает нескольких тысячных долей процента от массы пород. В определенных условиях пары воды могут конденсироваться и переходить в жидкое состояние. Гигроскопическая вода образуется на поверхности частиц горных пород путем конденсации и  адсорбции парообразной почвенной 165

Атмосфера Почва а

б

в

г

д

1

2

Рис. 5.3. Схема расположения молекул воды в пределах диффузионного слоя твердой частицы и основные виды воды в горных породах [13, 14]: 1 — частицы породы; 2 — молекулы воды в виде пара; а — частицы с неполной гигроскопичностью; б — частицы с максимальной гигроскопичностью; в и г — частицы с пленочной водой (вода движется от частицы г к частице в, окруженной более тонкой пленкой); д — частицы с гравитационной водой

воды. Эта вода прочно удерживается на поверхности частиц молекулярными и электрическими силами и может быть удалена только при температуре 105–110°С. Передвижение гигроскопической воды возможно лишь при ее предварительном переходе в парообразное состояние. В зависимости от количества удерживаемой на частицах горных пород гигроскопической воды различают гигроскопичность неполную (рис. 5.3, а) и максимальную (рис. 5.3, б). Наличие гигроскопической воды в  породе не  заметно для глаз. Вместе с  тем максимальная гигроскопичность тонкозернистых и  глинистых пород может достигать 18%, в более крупнозернистых породах она падает до 1% от массы сухого вещества. Пленочная вода образуется на частицах горных пород при влажности, превышающей максимальную гигроскопичность. Поверхность частицы обволакивается пленкой воды толщиной в  несколько молекулярных слоев, покрывающей гигроскопическую влагу (рис. 5.3, в, г). Пленочная вода удерживается на  частицах 166

пород силами молекулярного сцепления, причем наиболее прочно связывается самый тонкий слой воды, непосредственно прилегающий к  частице. По  мере увеличения толщины пленки действие удерживающих сил заметно уменьшается, на поверхности пленки оно незначительно. Влажность пород, отвечающая максимальной толщине пленки, соответствует максимальной молекулярной влагоемкости. Наличие пленочной воды в породах заметно для глаз, так как породы приобретают при этом более темную окраску. Пленочная вода способна передвигаться как жидкость от более толстых пленок к  более тонким. Пленочная вода не  подчиняется действию силы тяжести, не передает гидростатического давления, обладает пониженной способностью к растворению солей и малой подвижностью. Максимальное содержание пленочной воды (максимальная молекулярная влагоемкость Wмакс) составляет, %: для песков — 1–7, для супесей — 9–13, для суглинков — 15–23 и для глин  — 25–45. При  увеличении толщины пленки до  размеров, не обеспечивающих удержание ее внешних слоев, пленочная вода может переходить в  свободную, которая под действием силы тяжести будет стекать с частиц породы, являясь источником пополнения гравитационных подземных вод (рис. 5.3, д). Гравитационная вода — вода свободная, не подверженная действию сил притяжения к  поверхности частиц горных пород. Она подчиняется действию силы тяжести и способна передавать гидростатическое давление. Свободная гравитационная вода передвигается через пористое пространство и трещины в горных породах как в ненасыщенных водой (в зоне аэрации), так и в зоне насыщения. В зоне аэрации гравитационная вода образуется путем проникновения атмосферных осадков и  поверхностных вод, а  также путем перехода в капельно-жидкое состояние других видов воды (парообразной, пленочной, капиллярной, твердой). В зоне насыщения гравитационная вода образует водоносные горизонты, характеризующиеся определенными гидродинамическими особенностями, что более детально рассмотрено ниже. Капиллярная вода заполняет капиллярные поры, стыки и тонкие трещины в горных породах и удерживается силами поверхностного натяжения. В зависимости от расположения и связи капиллярной воды с  гравитационной водой зоны насыщения выделяют следующие три их вида: подвешенные, стыковые и  капиллярной каймы. Подвешенные капиллярные воды — это воды, удерживаемые в капиллярных породах и трещинах силами поверхностного натяжения и  не имеющие связи с  уровнем грунтовых вод зоны насыщения. Стыковые капиллярные воды образуются в  углах пор и  в 167

стыках минеральных частиц под влиянием капиллярных (менисковых) сил. Воды капиллярной каймы образуются при наличии грунтовых вод в зоне насыщения путем капиллярного поднятия в зону аэрации. При  этом верхняя поверхность капиллярных вод (бахрома) подвержена колебаниям в соответствии с изменением уровня грунтовых вод. Химически связанная вода принимает участие в строении кристаллической решетки минералов. Она бывает кристаллизационной, конституционной и цеолитной. Кристаллизационная вода входит в состав кристаллической решетки минералов (например, гипс CaSO4 ∙ 2H2O) в  виде молекул в строго определенном количестве и может быть выделена из них при температурах ниже 400°С с частичным или полным разрушением минерального вещества. Конституционная вода входит в  состав кристаллической решетки минералов в  виде гидроксильной группы ОН (например, диаспор АlООН) и  может быть выделена из  них при температуре 450–500°С. Цеолитная вода подобна кристаллизационной, она входит в виде молекул в состав минералов, но количество их может непрерывно меняться в широких пределах без нарушения физической однородности вещества. Цеолитная вода может быть удалена из минерала при незначительном нагревании (от 80–120 до 400°С) без его разрушения. Примером минерала с  цеолитной водой является опал SiO2 ∙ nH2O. Вода в твердом состоянии (в виде кристаллов, прослоек и линз льда) широко распространена в зоне многолетней мерзлоты. Наличие в горных породах тех или иных видов воды во многом предопределяет как основные водные свойства горных пород (влажность, влагоемкость, водопроницаемость и водоотдачу), так и условия движения подземных вод. 5.4. Происхождение подземных вод и основные теории их происхождения

Еще в I в. до н.э. Марк Витрувий Полий полагал, что подземные воды образуются за  счет поглощения дождевых и  снеговых вод. Платон считал возможным проникновение в  горные породы соленых вод моря, он допускал, что по мере продвижения в породах морские воды освобождаются от солей и в виде пресных родников выходят на поверхность. Так, по его мнению, из морских соленых вод образуются пресные воды. Аристотель (384–322 гг. до  н.э.) 168

считал, что подземные воды возникают путем сгущения холодного воздуха в пустотах горных пород. Г. Агрикола (1494–1555) объяснял образование подземных вод сгущением на больших глубинах паров, содержащихся в воздухе. М.В. Ломоносов (1711–1765) в своих работах развивал взгляды об  инфильтрационном происхождении подземных вод. Э. Зюсс (1831–1914) в  1902 г. выступил с  теорией магматического происхождения вод. Он считал, что они выделяются из  магмы при ее внедрении в земную кору. Эти глубинные воды Зюсс назвал ювенильными (девственными) и противопоставлял их водам, блуждающим в земной коре, т.е. вадозным водам. Эти ученые указали четыре основных источника образования подземных вод: атмосферные осадки, пары воздуха, морские воды и воды магмы. В настоящее время существует четыре основные теории происхождения подземных вод [5, 8, 9, 11]: 1)  инфильтрационная теория, согласно которой подземные воды образуются в результате просачивания в породы атмосферных и поверхностных вод; 2)  конденсационная теория, допускающая конденсацию водных паров атмосферного и почвенного воздуха с образованием капельножидких свободных вод в поверхностных слоях земной коры; 3)  седиментационно-диагенетическая теория, объясняющая образование подземных вод проникновением морских иловых вод в толщи пород на различных стадиях осадкообразования и позже (Н.И. Андрусов, В.И. Вернадский, Г.Н. Каменский); 4)  теория магматических (ювенильных) вод. В природе подземные воды образуются и смешанным путем, что подтверждается их химическим и  газовым составом, режимом и данными о пьезометрических напорах. Воды смешанного происхождения, пожалуй, самые распространенные. Большинство исследователей полагает, что легколетучие компоненты Н2О и СО2 выделяются из верхней мантии и проникают в Мировой океан и земную кору в  виде готовых соединений. Этот процесс происходил на  ранних стадиях образования Земли и  происходит, видимо, сейчас в рифтовых разломах срединно-океанических хребтов, о чем свидетельствуют излияния базальтовых лав. Состав атмосферы, гидросферы и земной коры изменялся в течение геологического времени. Из магмы вследствие интенсивной вулканической деятельности выделялись водяные пары и газы. Полагают, однако, что эти поступления были незначительными. Выяснение всех этих сложных вопросов — одна из задач современной науки. 169

Для дальнейшего развития представлений о накоплении и формировании вод большое значение имел постулат В.И. Вернадского, выраженный в системе «породы — природная вода — газ — живое вещество», показывающий единство подземных вод в атмосфере, гидросфере и литосфере. В этом сложном процессе следует различать: возникновение молекул воды; образование связанных и свободных вод; формирование вещественного, химического и газового состава. Накопление подземных вод можно представить как процесс возникновения вод под действием сил тяжести, а также капиллярных и  молекулярных сил вблизи поверхности Земли (например, во время паводков речные воды просачиваются в аллювиальные отложения и, питая грунтовые воды, вызывают подъем их поверхности). Формирование подземных вод  — длительный физико-химический процесс преобразования, происходящий на различных глубинах при разных температурах и давлениях и включающий испарение и конденсацию, катионный обмен между водами и породами. Эти процессы иногда сопровождаются выдавливанием вод при уплотнении илов, а позднее и пород, деятельностью бактерий, диффузией, перетеканием и разгрузкой вод через «литологические окна» в глинистых перекрытиях. Таким образом, в верхних слоях земной коры возникают молекулы воды, накапливаются подземные воды, формируется их вещественный, химический и газовый состав. В настоящее время имеется попытки реставрировать в какой-то мере гипотезу ювенильных вод Э. Зюсса; при этом в качестве доказательства приводятся данные о том, что в современном Мировом океане отмечается избыточное количество хлора по сравнению с щелочами водами. Этот факт нельзя объяснить химической денудацией континентов, следовательно, хлор имеет эндогенное происхождение. Полагают, что хлор и некоторые летучие соединения брома и йода накапливаются в результате повсеместного и непрерывного диффузионного проникновения летучих веществ из  верхней мантии, в частности из магмы, через толщу земной коры. В магматических очагах содержится значительное количество воды, но  сколько ее достигает поверхности земли при вулканических извержениях, установить трудно. Геохимики называют различные цифры содержания воды в магме — от 0,5 до 8%. В связи с этим интересны воды Камчатки. Отечественные исследователи, изучавшие лавы камчатских вулканов, по-разному определяют содержание в них воды — от 0,1 до 5,5%. Состав углекислых и термальных вод крайне разнообразен — из ионов обнаружены железо, мышьяк, марганец, медь, алюминий, цинк, большое количество 170

сульфидов и кремнекислоты. Роль эндогенных (ювенильных) вод в формировании термальных вод молодой вулканической области Камчатки остается невыясненной (С.Р. Крайнов и др., 1980). Современная гидрогеология не располагает необходимыми данными для того, чтобы оценить долю магматических вод в  общей массе литосферы. Но она также не располагает и материалами, позволяющими утверждать, что водные растворы магматического происхождения занимают весьма небольшое место в общей массе. Установлено, что в  осадочных породах содержится значительное количество связанной воды — в среднем около 4,31%, что сопоставимо с  содержанием таких оксидов, как СаО и  Fе2О3 (соответственно 5,4 и 3,4%). Весьма велико содержание воды (60–99,7%) в животных и растительных организмах, обитающих в придонных илах. После их гибели часть этой воды уходит, а другая поступает в морские осадки. В дальнейшем воды переходят в породы и при благоприятной геологической обстановке (отсутствие перерывов в  осадконакоплении) сохраняются в них длительное время (например, в породах Прикаспийской впадины). В последние годы геологи, выясняющие роль вод в  региональном метаморфизме, установили большое значение растворов, освобождающихся при метаморфической перекристаллизации осадочных пород. Даже в уплотненных глинистых породах сохраняется часть воды, находящейся в сорбированном состоянии. Кроме того, в этих породах присутствует кристаллизационная вода, входящая в кристаллическую решетку глинистых минералов. Количество ее, по мнению Ф. Петтиджону и др., в глинистых породах составляет примерно 5%, в песчаниках — 1,6 %, в известняках — 0,8%. Таким образом, осадочные породы являются огромным источником седиментационных глубинных вод. Экспериментальными работами установлено, что: •• с увеличением глубины залегания происходят уплотнение осадочных пород и уменьшение их пористости; •• под влиянием геостатической нагрузки происходят отжатие и выделение свободной воды; •• при эксплуатации артезианских вод происходит расширение вод и пород и образуется так называемая упругая система. Пористость пород уменьшается не  только с  глубиной, но  и с увеличением их возраста. Так, пористость глинистых пород кайнозоя составляет 50%, мезозоя — 34% и палеозоя — не более 10%. Молодые, только что отложившиеся донные осадки (илы) очень рыхлые (пористость 80–90%) и содержат много воды. Уменьшение 171

пористости с  глубиной позволяет ориентировочно определить объем воды, выдавливаемой из пород под влиянием геостатической нагрузки. Так, А.А. Алексин выражает этот объем цифрой порядка 1 млн км3 и полагает, что за 370 млн лет, прошедших со времени среднего девона, этот объем можно приравнять к расходу воды родником в объеме 100 л/с. При процессах уплотнения, происходящих при седиментационных циклах, большое количество отжимаемых из глин связанных вод переходит в  свободное состояние и  циркулирует в  пластах. Таким образом, очевидно, что пути накопления седиментационных вод весьма многообразны: •• иловые воды, отжатые из  свежих илов при их уплотнении на ранней стадии диагенеза; •• воды, выделяющиеся при разложении животных и растительных организмов; •• постседиментационные воды, выдавливаемые при уплотнении уже затвердевших пород, главным образом глин и  глинистых сланцев, при региональном метаморфизме. Все эти воды сохраняются в  осадочных породах длительное время и влияют на минерализацию почв и грунтовых вод. На территории Восточно-Сибирской платформы ниже местного базиса эрозии распространены преимущественно воды седиментационного происхождения. В условиях, когда нет современного питания вод, а  изучение геологической истории указывает на отсутствие континентальных периодов, т.е. возможность проникновения инфильтрационных вод в горные породы отпадает, накопление и формирование подземных вод, очевидно, осуществляется иными путями. По составу это соленые и  рассольные бессульфатные воды с сухим остатком от 10 до 350 г/л; для них характерно большое содержание хлоридов, кальция, брома, йода, бора, лития, стронция, рубидия, органических веществ и газов биохимического происхождения. Эти воды обычно называют хлоридными. Состав соленых и  рассольных вод генетически связан с  нормальными морскими водами или в  различной степени засоленными осадочными породами, находящимися в зонах затрудненного и крайне затрудненного водообмена. Воды в большинстве случаев являются в той или иной мере метаморфизованными водами морского генезиса. Накопление морских вод происходит в глубоких частях закрытых бассейнов, сложенных обогащенными органическим веществом — соленосными, битуминозными, нефтеносными и угленосными породами. 172

Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.

Что изучает гидрогеология? Назовите ее основные задачи. Какие направления включает современная гидрогеология? Укажите виды круговорота воды в природе и роль в них подземных вод. Чему равно среднее количество атмосферных осадков в  Нечерноземной зоне России? Перечислите виды воды в горных породах. Перечислите основные виды воды в минералах. Назовите генетические типы подземных вод. Назовите основные теории происхождения подземных вод.

173

Глава 6 Основы гидрогеологической стратификации 6.1. Коллекторские свойства горных пород

Водные свойства горных пород зависят от  их минерального и  гранулометрического состава, строения (структуры), сложения (текстуры), трещиноватости (скважности) и пористости. Выделяют коллекторские и  водные свойства. К  основным коллекторским свойствам горных пород относят гранулометрический состав, плотность породы, пористость, трещиноватость и скважность. Трещиноватость  — это совокупность трещин  — линейных, прямых или изогнутых разрывов сплошности пород. Трещиноватость может быть первичной, тектонической, вызванной силами давления, литогенетической, связанной с формированием пород, вторичной, связанной с  выветриванием, растворением, усыханием и  т.д. Различают трещины открытые (большие разрывы) и  закрытые, заполненные каким-либо материалом. Трещины являются путями движения подземных вод. При выходе на дневную поверхность пород с  большими трещинами происходит втекание атмосферных вод в толщу земной коры, называемое инфлюацией. Гранулометрический состав показывает процентное содержание (по массе) частиц различного размера, слагающих данную рыхлую породу. Для определения гранулометрического состава производят механический (гранулометрический) анализ. Обломочную породу расчленяют на  группы частиц более или менее одинакового размера (фракции) и определяют процентное (по массе) содержание в ней отдельных фракций. Обычно определяют содержание крупнообломочных (размером > 2 мм; в зависимости от их размера выделяют валуны, гальку, гравий), песчаных (0,05–2 мм), пылеватых (0,005–0,05 мм) и глинистых (< 0,005 мм) частиц. В зависимости от процентного соотношения различных фракций устанавливают классификационное название породы (глина, суглинок, супесь, песок, щебень, дресва и т.д.). Гранулометрический состав породы определяет многие ее свойства: скважность, пористость, водопроницаемость, сжимаемость, высоту капиллярного поднятия, пластичность, усадку, набухание и др. Его необходимо знать для выбора фильтрационных обсыпок к фильтрам скважин, сеток фильтров, шага проволочной обмотки и т.д. 174

Скважность и пористость пород в значительной степени влияют на  водопроницаемость, теплопроводность, прочность (сжимаемость) и другие их свойства. Под скважностью породы Ф.П. Саваренский предложил понимать совокупность пустот всех размеров и  форм. По  размеру пустот скважность делится на  капиллярную (пористость) и некапиллярную. Граничные размеры капиллярных и  некапиллярных пустот в  горных породах в  зависимости от  их форм приведены в табл. 6.1. Таблица 6.1 Подразделение различных пустот в горных породах

Виды скважности

Виды пустот

Некапил- Каверны, лярная трещины Сверхкапилляры Капиллярная (пористость)

Капилляры Субкапилляры

Размеры пустот, мм диаметр округлых пустот

ширина трещин

>2

>2

2–0,5

2–0,25

0,5–0,002 < 0,0002

Типичные породы Закарстованные, трещиноватые, крупнообломочные

0,25–0,0001 Тонко трещиноватые, пористые, мелкообломочные < 0,0001 Ультрапористые, глинистые

Пористость количественно характеризует объем пустот (пор, трещин, полостей и т.п.) в объеме горной породы. Она выражается двумя показателями: коэффициентом пористости п и коэффициентом приведенной пористости е. Коэффициент пористости п представляет собой отношение объема пустот Vn к объему всей породы V, а коэффициент приведенной пористости е — отно­шение объема пустот Va к объему скелета породы Vc, т.е. n = Vn /V и е = Vn / Vс. Как видно из этих формул, коэффициенты пористости и приведенной пористости — величины безразмерные (измеряются в долях единицы или %). Коэффициент пористости всегда меньше единицы, а  коэффициент приведенной пористости может ее превышать. В частности, у некоторых глинистых пород, обладающих высокой пористостью, коэффициент приведенной пористости может быть намного больше единицы. Соотношение между пористостью и  коэффициентом пористости можно выразить формулами:

n = e/(1 + e);  e = n (1 - n).

(6.1) 175

Скважность в грунтах колеблется в широких пределах, причем наименьшей скважностью обычно обладают магматические, метаморфические и плотные осадочные породы. Ниже приведена пористость некоторых пород, %: граниты, гнейсы, кварциты — 0,02–2; известняки, мергели — 1,5–22; песчаники — 2–38; пески — 35–42; глины каменноугольного возраста — 35–37; глины верхнеюрские — 40–46; глины четвертичные — 50–54; лёссы — 52–56. Пористость глин высокая (до 54 %), однако поры у них очень тонкие, чешуйчатые, что делает их непроницаемыми для воды. У песков пористость меньше (35–42%), но поры у них округлые, хорошо проницаемые для воды. Характерные значения общей пористости для различных типов горных пород приведены в табл. 6.2. Таблица 6.2 Характерные значения общей пористости для различных типов горных пород [20]

Горные породы Свежие осадки

Общая пористость, %

Илы глинистые

50,0

Торф

80,0

Различные типы почв

55,0

Породы верхней части зоны выветривания

Пески

35,0

Лёсс, лёссовидные суглинки

45,0

Покровные суглинки

35,0

Осадочные породы

Пески рыхлые

25,0–35,0

Песчаники

10,0–20,0

Глины

20,0–40,0

Глины

35,0

Гипс

1,0

Мел

30,0

Опока

35,0

Метаморфические породы

Сланцы глинистые и др.

4,0

Кварциты, гнейсы, мрамор

2,0

Магматические породы

Порфириты

2,0

Граниты, сиениты

1,0

Эффузивы

2,0

Интрузивы

1,0

176

Пористость грунтов обычно вычисляется по плотности частиц грунта, плотности грунта и его влажности. Точность вычисления зависит от  качества определения этих величин в  лаборатории. Данные о пористости используются при построении компрессионных кривых и  определении коэффициента уплотнения. С  помощью последнего рассчитывается величина осадки грунта под сооружением. Кроме того, по  величине пористости можно судить о плотности пород, она может быть использована для вычисления коэффициента фильтрации песков по эмпирическим формулам [20]. Показатели пористости, определяемые лабораторным или расчетным путем, являются важными характеристиками горных пород, так как от  пористости зависят водопроницаемость, водоотдача, сжимаемость, плотность, влагоемкость и  другие свойства пород. Многие из  этих свойств зависят также от  размеров пор, трещин и  пустот. Например, фильтрация подземных вод возможна лишь при наличии сверхкапиллярных пор и трещин (размером > 0,5 мм). Капиллярные (0,5–0,002 мм) и субкапиллярные (< 0,002 мм) поры заполнены капиллярной и физически связанной водой (пленочной и гигроскопической), что делает их практически водонепроницаемыми. В частности, глинистые породы, пористость которых может достигать 60%, водонепроницаемы. Поэтому в гидрогеологии выделяют еще эффективную (активную) пористость, характеризующую объем пор, по которым возможна фильтрация подземных вод. Естественно, что активная пористость всегда меньше общей пористости, характеризуемой коэффициентом пористости п. 6.2. Свойства горных пород по отношению к воде

Водные свойства горных пород зависят от  их минерального и  гранулометрического состава, строения (структуры), сложения (текстуры), трещиноватости (скважности) и пористости. Влажность пород в естественных условиях Wе характеризуется количеством воды, содержащейся в их порах и трещинах в данный момент. Влажность пород изменяется во времени и в пространстве. Она определяется отношением количества воды (массы или объема) к массе или объему содержащей ее породы (измеряется в %). Влажность является важной характеристикой пород, определяющей их прочность и  поведение под действием инженерных сооружений. Используется она и  при водно-балансовых расчетах. Влажность пород определяют в лаборатории (метод высушивания) и полевых условиях (нейтронный каротаж, тензиометрический и другие методы). 177

Влагоемкость — это способность горных пород вмещать и удерживать в  своих пустотах определенное количество воды при возможности ее свободного стекания. Она определяется лабораторным путем, выражается в процентах (по массе или объемных), используется при гидрогеологических расчетах для определения других параметров (пористости, водоотдачи и т.п.). Различают следующие виды влагоемкости: полную  — максимальное количество воды, удерживаемой породой при полном насыщении всех пустот водой; капиллярную — максимальное количество воды, удерживаемое в капиллярных порах; пленочную (или максимальную молекулярную) — максимальное количество физически связанной воды, удерживаемой частицами породы; гигроскопическую, соответствующую количеству прочно связанной (адсорбированной) воды. По степени влагоемкости горные породы подразделяются на следующие виды: очень влагоемкие (торф, ил, глина, суглинки); слабо влагоемкие (мел, мергель, лёссовые породы, супеси, мелкозернистые пески); невлагоемкие (скальные породы, галечники, гравий, крупнозернистые пески). Водоотдача — это способность водонасыщенных горных пород отдавать гравитационную воду при возможности ее свободного стекания. Численно водоотдача характеризуется коэффициентом водоотдачи μ, представляющим собой отношение объема свободно отдаваемой воды к объему всей породы (величина безразмерная). Водоотдача зависит от размеров и структуры пор и трещин. Наилучшей водоотдачей обладают породы с крупными порами и пустотами (гравий, галечник, крупнозернистые пески), у которых коэффициент водоотдачи близок по величине к коэффициенту пористости или полной влагоемкости и изменяется в пределах от 0,15 до 0,4. Более мелкозернистые песчаные и суглинистые породы обладают незначительной водоотдачей (0,15–0,005), которая определяется по разности между полной и максимальной молекулярной влагоемкостью. Водоотдача является важным гидрогеологическим параметром, широко используемым при решении задач водоснабжения, осушения, прогноза подпора и др. Определяется она лабораторными и полевыми методами, а также по данным наблюдений за режимом подземных вод. Близким к водоотдаче параметром является коэффициент недостатка насыщения, характеризующий способность горных пород принимать гравитационную воду при их насыщении. Численно коэффициенты водоотдачи и  недостатка насыщения близки между собой, однако недостаток насыщения может быть 178

больше водоотдачи. Обычно его определяют по  разности между полной влагоемкостью и естественной влажностью. Оба показателя широко используют при гидрогеологических расчетах. Коэффициент фильтрации, как это следует из формулы закона Дарси, представляет собой скорость фильтрации при напорном градиенте, равном единице. Размерность его: м/сут, м/ч, см/с. Определяется коэффициент фильтрации с помощью лабораторных методов, полевых опытно-фильтрационных работ, геофизических исследований и эмпирических формул с использованием данных о гранулометрическом составе, пористости и других свойствах горных пород. Водопроницаемость — это способность горных пород пропускать через себя (фильтровать) воду. Водопроницаемость зависит от гранулометрического состава пород, размеров пустот и  трещин, свойств фильтрующейся жидкости и  других факторов. Количественно она характеризуется коэффициентом фильтрации, являющимся одним из основных гидрогеологических параметров, широко используемым при различных геофильтрационных расчетах и гидродинамических прогнозах. Выше уже отмечалось, что чем больше зернистость и  крупнее обломки слагающих породу частиц, тем больше ее водопроницаемость. Для ориентировочного определения коэффициента фильтрации зернистых пород нередко используют эмпирические формулы, учитывающие зависимость водопроницаемости от гранулометрического состава, пористости и других показателей. Средние значения коэффициента фильтрации для различных горных пород показаны в табл. 6.3. Таблица 6.3 Средние значения коэффициента фильтрации для различных горных пород [2]

Группа пород

ГравитациПроницаемость, онная емкость (КФ, м/сут) (водоотдача), μ

Очень высоко проницаемые

> 100

0,2–0,3 0,10–0,15

Хорошо (высоко) проницаемые

10–100

0,20–0,25 0,03–0,05

Типы горных пород Гравийно-галечниковые образования, интенсивно закарстованные породы (известняки, гипсы) Крупнозернистые и грубозернистые пески, интенсивно трещиноватые скальные породы (песчаники, граниты, базальты и др.) 179

Глины, метаморфические и интрузивные породы при глубинах залегания более 500–800 м

Практически непроницаемые

< 10–3

< 0,01

Плотные глины, гипсангидритовые толщи при глубинах залегания более 500 м, соляные пласты

Как видно из табл. 6.3, скальные горные породы (магматические и метаморфические) при отсутствии трещиноватости характеризуются весьма низкими значениями скважности и невысокими значениями проницаемости. Крупнозернистые и грубозернистые пески, интенсивно трещиноватые скальные породы характеризуются, напротив, высокими значениями коэффициента фильтрации, связанными с высокой активной скважностью и пористостью горных пород. 6.3. Основные разновидности подземных вод и их характеристика

Классификации подземных вод отражают разнообразие условий их распространения, залегания и формирования, а также особенности состава и  свойств (В.И. Вернадский, Ф.П. Саваренский, Н.И. Толстихин, Е.В. Пиннекер и др.). Наиболее полной является классификация, разработанная А.М. Овчинниковым, которая отражает основные типы и подтипы подземных вод и геометрию фильтрационных сред (табл. 6.4). 180

Воды артезианских систем (в пластах, мас- Подмерзлотные сивах и штоках трещиноватых горных воды пород) Карстово-трещинные воды Воды зон тектонических разрывов Воды артезианских склонов (в краевых частях массивов интрузивных пород)

< 0,01

Межмерзлотные воды

10–3–10–6

Надмерзлотные воды

Весьма слабо проницаемые

Трещинные грунтовые воды кровли коренных пород и основания лавовых потоков Пластово-трещинные и трещинно-пластовые воды осадочных отложений Карстовые воды массивов карбонатных пород (а также гипсоносных и соленосных)

Валунные суглинки, глины песчанистые, аргиллиты, слаботрещиноватые скальные породы, незакарстованные известняки

Воды деятельного слоя

0,01–0,05 0,01–0,03

Локальные воды коры выветривания трещиноватых горных пород Воды верхнего (дренированного) этажа закарстованных массивов Воды кровли лавовых потоков и туфобрекчий

10–3–0,1

Воды зоны Почвенные воды аэрации Болотные воды Верховодка Воды такыров и бугристых песков (в пустынях) Воды песчаных массивов и дюн (побережья морей) Грунтовые Аллювиальные воды воды Воды речных террас Воды древнеаллювиальных отложений Воды флювиогляциальных отложений (над-, меж- и подморенных песчано-галечниковых накоплений) Воды коры выветривания коренных отложений Артезиан- Воды артезианских бассейнов (в песские воды чаных пластах) Воды артезианских склонов (в моноклинально залегающих песчано-галечниковых свитах предгорных районов)

Слабо проницаемые

Особые типы

Разнозернистые, тонкои мелкозернистые глинистые пески, слаботрещиноватые и слабозакарстованные породы

Воды районов вечной мерзлоты

0,15–0,20 0,01–0,05

Воды в трещиноватых горных породах (трещинные воды)

0,1–10,0

Подтипы

Проницаемые

Воды в пористых горных породах (поровые среды)

Типы горных пород

Основные типы

ПроницаеГравитацимость, онная емкость (КФ, м/сут) (водоотдача), μ

Таблица 6.4

Группа пород

Классификация подземных вод по видам и условиям залегания [15]

Окончание табл. 6.3

181

Почвенные воды. В  почвенном слое содержится влага, называемая почвенными водами. К ним относится: гигроскопическая, рыхло связанная, капиллярная (поднятая, подвешенная, стыковая) вода. Эти воды, передвигающиеся под действием молекулярных, капиллярных сил и реже сил тяжести, во многом определяют плодородие почв. Небольшие постоянные скопления воды образуются лишь в почвах болотного типа; они характеризуются большим содержанием органических веществ и микроорганизмов. В почвоведении выделяют следующие виды увлажнения почвы: атмосферное, грунтово-атмосферное, грунтово-атмосферное с дополнительным поверхностным питанием и грунтово-атмосферное с дополнительным паводковым питанием [18]. В соответствии с балансом влаги (соотношением между ее поступлением и  уходом (испарение и  отток)) выделяют различные типы водного режима почв с разными значениями коэффициента увлажнения КУ: мерзлотный (КУ ≥ 1); промывной (КУ > 1, тайга, лес, лесостепь — почвы дерново-подзолистые, лесные, черноземы); непромывной (КУ < 1, сухие степи, полупустыни  — каштановые почвы, сероземы). В почвенном разрезе (2,0–2,5 м) выделяют горизонты: почвенный — корнеобитаемый слой; подпочвенный, куда в некоторых зонах «промокание» не  доходит; капиллярной каймы. Геологическая деятельность почвенных вод незначительна, однако агрономическое значение этих вод огромно, так как почвенная влага необходима для выращивания сельскохозяйственных культур. Гравитационные подземные воды сосредоточены главным образом в зоне насыщения, где они образуют различные по условиям залегания и питания водоносные горизонты и системы водоносных горизонтов (комплексы, этажи, бассейны). В зоне аэрации свободные гравитационные воды могут образовывать временно существующие водоносные горизонты, называемые верховодкой. В зоне насыщения распространены грунтовые и межпластовые напорные или безнапорные подземные воды. Взаимоотношения и связи верховодки, грунтовых и напорных вод могут быть самыми разнообразными, что зависит от геологоструктурных, геоморфологических, тектонических, литологических, климатических и других факторов и условий. Общая схема их взаимного расположения в разрезе показана на рис. 6.1. Верховодка  — это горизонт, который формируется за  счет небольших скоплений в зоне аэрации вод временного, сезонного характера, имеющих гидравлическую связь с  почвенными водами 182

УВ 1 ПУНВ УГВ 2

3

Рис. 6.1. Схема соотношения верховодки, грунтовых и напорных вод [18]: 1 — верховодка; 2 — грунтовые воды; 3 — напорные воды; УВ — уровень верховодки; УГВ — уровень грунтовых вод; ПУНВ — пьезометрический уровень напорных вод; стрелками показано направление движения подземных вод

и залегающих на невыдержанных водонепроницаемых и слабопроницаемых слоях вблизи поверхности земли. Зимой она промерзает, а летом пересыхает. Верховодка всегда усложняет инженерно-геологические условия строительства, поскольку может быть не замечена при изысканиях. Иногда режим верховодки характеризуется относительной устойчивостью, и тогда ее воды используются для местного водоснабжения (например, в  Тульской, Калужской и Смоленской областях используются воды, содержащиеся в покровных суглинках водоразделов). Возникают верховодки вследствие просачивания с поверхности атмосферных осадков, поверхностных и  оросительных вод и  накопления их на линзах и прослойках слабопроницаемых пород, играющих роль местных водоупоров. Верховодки обычно залегают неглубоко и расположены в разрезе выше постоянных горизонтов грунтовых вод. Их воды расходуются в  основном на  испарение, транспирацию и питание грунтовых вод. Особенности верховодки как своеобразного типа подземных вод: •• расположение в пределах пород зоны аэрации; •• временный характер, сезонность (обычно в периоды интенсивного выпадения атмосферных осадков и  утечек воды из  различных систем); •• ограниченность распространения (локальный характер предопределяется локальным распространением водоупоров); 183

•• резкая зависимость ее запасов, режима и качества от климатических условий и хозяйственной деятельности человека; •• легкая загрязняемость и непригодность для постоянного водоснабжения. Накопление верховодки происходит весной при оттаивании почвы и уменьшении мерзлого слоя; осенью — после периода длительных дождей. Необходимым условием задержания влаги в породах должно быть переслаивание проницаемых и слабопроницаемых пород. Например, погребенные горизонты почв должны залегать в толще лёссов, линзы размытой глинистой морены — среди флювиогляциальных песчаных отложений, линзы и карманы суглинистых отложений — среди аллювиальных песков и т.д. Обычно верховодка встречается в суглинках и лёссовидных отложениях на  водораздельных плато. В  районах распространения многолетней мерзлоты верховодка (воды сезонно-талого слоя) весьма своеобразна и  широко распространена. Воды верховодки не имеют связи с реками. Уровень ее характеризуется крайней изменчивостью. В районах больших городов эти воды легко загрязняются. Для гидротехнического и гражданского строительства ее присутствие неблагоприятно. По химическому составу воды верховодки неодинаковы: прес­ ные и слабоминерализованные с повышенным содержанием кремнекислоты, органического вещества и железа в северных районах и обычно минерализованные в южных районах (из-за испарения). При бурении скважин для целей водоснабжения верховодку необходимо тщательно изолировать при помощи обсадных труб во избежание загрязнения ею лежащих ниже водоносных горизонтов. Грунтовые воды. К грунтовым водам относятся подземные воды первого от поверхности постоянно действующего водоносного горизонта, залегающего на  относительно выдержанном водоупоре и имеющего свободную поверхность (рис. 6.2). Сверху грунтовые воды обычно не  перекрыты водоупорными отложениями, поэтому они имеют тесную связь с  атмосферой и  давление на  их поверхности равно атмосферному давлению, т.е. поверхность грунтовых вод при вскрытии их скважинами устанавливается в  них на  той глубине, где они были встречены. Нередко поэтому грунтовые воды называют безнапорными (в отличие от напорных, имеющих избыточный напор над перекрывающей их водоупорной кровлей). Условия залегания грунтовых вод на первом от поверхности выдержанном водоупоре предопределяют особенности их питания, распространения, движения и разгрузки. Области питания и рас184

99 60

60

98 55

55

97 96 а

60

50

50

60 55

45

45

50 45

б

60 55 50 45

55

60

50

55

45

50 45

в

г

Рис. 6.2. Различные соотношения между поверхностными и грунтовыми водами [19, 20]: а — связь между водами отсутствует; б — река питает грунтовые воды; в — грунтовые воды питают реку; г — один берег реки питает грунтовые воды, а другой — дренирует. Стрелками показно направление движения вод, пунктиром — уровень грунтовых вод (УГВ)

пространения грунтовых вод совпадают, т.е. их питание через зону аэрации осуществляется по всей площади их распространения. Поэтому расход потока грунтовых вод является величиной переменной (как правило, увеличивается по пути их движения). Основными источниками питания грунтовых вод являются атмосферные осадки, поверхностные и конденсационные воды. Грунтовые воды имеют тесную гидравлическую связь с поверхностными водотоками и водоемами и в зависимости от соотношения их уровней либо разгружаются в них (дренируются), обеспечивая их подземное питание, либо питаются поверхностными водами (особенно при подпорах и в паводки). При изменении уровня воды в поверхностных водоемах изменяется уровень в гидравлически с ними взаимосвязанных горизонтах грунтовых вод. Характерна также тесная зависимость режима уровней, качества и количества грунтовых вод от климатических факторов, процессов, протекающих в зоне аэрации, и инженерной деятельности человека (повышение уровней и запасов в дождливое время и понижение их в засуху, ухудшение качества вод при инфильтрации сточных вод). Грунтовые воды разгружаются в  виде источников, пластовых выходов, мочажин в  местные понижения и  поверхностные водотоки и водоемы. При залегании близко к поверхности (0–4 м) они могут разгружаться путем испарения через зону капиллярной каймы. На отдельных участках возможна гидравлическая взаимосвязь грунтовых вод с  лежащими ниже напорными водами через 185

отдельные литологические окна и участки размыва разделяющих их водоупорных толщ. При  этом в  зависимости от  соотношения уровней взаимосвязанных горизонтов будет происходить либо питание, либо разгрузка грунтовых вод. Грунтовые воды движутся от мест с их более высоким уровнем к местам с их пониженным уровнем, обычно от участков с повышенным рельефом и водоразделов в сторону местных понижений, оврагов, балок и  речных долин. Разгружаются грунтовые воды в  этих понижениях обычно в  виде нисходящих источников. Поверхность грунтовых вод (зеркало), как правило, в несколько сглаженном виде соответствует рельефу местности. При этом гидравлические уклоны поверхности грунтовых вод обычно невелики и составляют в  среднем 0,05–0,001. На  отдельных участках уровень грунтовых вод может быть практически горизонтальным, что свидетельствует о  незначительной скорости их фильтрации либо о полном ее отсутствии. Наглядное представление об условиях распространения и движения грунтовых вод дает карта гидроизогипс, на которой показано положение поверхности грунтовых вод в изолиниях, соединяющих точки с  одинаковыми отметками уровня подземных вод. Строят такую карту аналогично карте рельефа земной поверхности в горизонталях, используя результаты единовременных замеров уровня грунтовых вод во всех имеющихся скважинах, колодцах и в их естественных выходах. Если наблюдается резкое изменение уровня грунтовых вод в различные периоды, то карты гидроизогипс составляют на эти характерные периоды и даты (например, когда уровень грунтовых вод бывает максимальным и  минимальным). Для получения данных об изменении данного уровня проводят специальные наблюдения их режима (так называемые режимные наблюдения). Карта гидроизогипс позволяет определять: •• направление движения грунтовых вод (по нормалям к гидроизогипсам); •• гидравлические уклоны и скорость фильтрации; •• глубину залегания грунтовых вод (по разности отметок горизонталей поверхности Земли и гидроизогипс водной поверхности); •• характер взаимосвязи грунтовых вод с поверхностными (по характеру сопряжения гидроизогипс с поверхностными водоемами и направлению движения подземных вод) и решать другие практические задачи. Нередко на основе карты гидроизогипс составляют карту глубины залегания грунтовых вод (в изолиниях равных глубин или с выделением зон определенной глубины залегания грунтовых вод). 186

Такие карты широко используют при бурении скважин для целей водоснабжения, орошения и осушения. Грунтовые воды распространены повсеместно там, где температурные условия верхней части литосферы допускают их накопление и  существование в  жидкой фазе. Изучение условий их формирования и распространения показало, что существуют определенные закономерности зонального распределения различных по  происхождению типов грунтовых вод. Грунтовые воды имеют большое народнохозяйственное значение: их широко используют для целей хозяйственно-питьевого и сельскохозяйственного водоснабжения и орошения. Основными типами широко используемых грунтовых вод являются грунтовые воды речных долин, ледниковых отложений, степей, полупустынь и  пустынь, конусов выноса и  предгорных наклонных равнин, горных районов, песчаных морских побережий. В гидрогеологии определение грунтовых вод часто дается по С.Н. Никитину, который к этой категории относит только воды первого от поверхности земли выдержанного горизонта подземных вод, залегающего на водоупоре. Разновидности подземных вод, залегающих вблизи поверхности земли под невыдержанным водоупором, называют водами межпластовыми, закрытыми или подземными (например, подземные воды предгорных конусов выноса или ледниковых отложений). Особенности грунтовых вод следующие: •• залегание вблизи поверхности земли в рыхлых отложениях изменчивой мощности, преимущественно четвертичного возраста, дренируемых реками или вскрываемых эрозионной сетью; •• если пласт первый от  поверхности и  не полностью насыщен водой, то воды ненапорные, а если пласт перекрыт невыдержанными по  мощности слоями разной проницаемости, то воды обычно напорные; •• область питания совпадает с областью распространения, и питание происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков и  снеговых вод; фильтрации из  рек, озер и  каналов; конденсации водяных паров и внутри грунтового испарения; подтока (подпитывания) из более глубоких водоносных горизонтов; •• глубина залегания уровня, температура, минерализация и расход грунтовых вод подвержены систематическим суточным, месячным, годовым и многолетним колебаниям; •• подземный сток грунтовых вод обычно направлен от водораз­ делов к речным долинам, где осуществляется их разгрузка в реки; •• режим грунтовых вод (инфильтрация и боковой приток, отток и  испарение, а  также баланс, условия формирования и  стока) 187

обычно тесно связан с современным климатом, рельефом и поверхностными водами. Межпластовые безнапорные воды. Эти воды, как и  грунтовые, имеют свободную поверхность, давление на которой равно атмосферному, но залегают они обычно между двумя водоупорными толщами (рис. 6.3). Из-за этого межпластовые воды питаются на  ограниченных участках (в областях выхода водовмещающих отложений на поверхность, на участках их взаимосвязи с поверхностными водотоками и напорными водами) и находятся в более благоприятных санитарных условиях, чем незащищенные с поверхности грунтовые воды. В периоды интенсивного выпадения осадков и  половодий уровни межпластовых вод могут повышаться вплоть до появления избыточных напоров над перекрывающей их водоупорной кровлей, тогда межпластовые безнапорные воды могут становиться напорными водами. Таким образом, межпластовые безнапорные воды являются как бы промежуточным типом подземных вод — по гидравлическому характеру они безнапорные и аналогичны грунтовым водам, однако по условиям залегания близки к напорным водам. Артезианские воды и бассейны. Под Парижем, в предместье Артуа, в 1126 г. неожиданно при бурении скважин были вскрыты фонтанирующие воды, которые получили название артезианских вод. В первое время артезианскими водами называли только воды, фонтанирующие выше поверхности земли, — «водометы», позднее этим понятием стали объединять все межпластовые напорные воды, за-

легающие в тектонических структурах, вогнутых или наклонных пластах, поднимающиеся над кровлей пласта в стволе скважины. Для образования артезианских вод необходимо следующие условия: •• обилие атмосферных осадков в области питания, т.е. приуроченность ее к поясу избыточного увлажнения; •• породы области питания должны выходить на поверхность выше пунктов заложения скважин, т.е. необходимы наклон и изогнутость пластов, обусловливающие гидравлический, артезианский напор; •• оптимальные возможности водопоглощения, наличие хорошо проницаемых почв, в  зоне аэрации — малое количество и  небольшая мощность глинистых водоупорных горизонтов и толщ; •• наличие в  области распространения или напора выдержанной глинистой кровли; •• высокая пористость, трещиноватость и водопроницаемость водовмещающих пород. Отличительная черта артезианских вод — это наличие избыточного напора над поверхностью кровли водосодержащего пласта. При вскрытии напорных вод горными выработками их уровень под действием избыточного напора поднимается и устанавливается выше водоупорной кровли, соответственно положению пьезометрической поверхности напорного водоносного горизонта (рис. 6.4). а

б

в

г

2 УГВ 1

3 3 1 5

УМНВ 2 Рис. 6.3. Грунтовые и межпластовые ненапорные воды [11]: 1 — грунтовые воды; 2 — межпластовые ненапорные воды; 3 — разгрузка грунтовых вод в  виде источников; W  — инфильтрационное питание; УГВ  — уровень грунтовых вод; УМНВ — уровень межпластовых ненапорных вод

188

4

Рис. 6.4. Схема артезианского бассейна [15]: а — область питания; б — область напора; в — область разгрузки; г — область возможного самоизлива напорных вод; 1, 2 — пьезометрический уровень напорных вод первого горизонта; 3 — восходящий источник; 4 — участок возможной гидравлической взаимосвязи напорных горизонтов (гидрогеологическое «окно»); 5 — напорные водоносные горизонты

189

Величину напора обычно определяют по положению пьезометрического уровня водоносного горизонта относительно горизонтальной плоскости сравнения О  — О. Напорные воды расположены, как правило, ниже горизонтов грунтовых вод и характеризуются своеобразными условиями залегания, распространения, питания и  разгрузки. Наличие водоупорной кровли, перекрывающей водоносный пласт, затрудняет питание и разгрузку напорных вод и их взаимосвязь с поверхностными водами и атмосферой. Питание напорных водоносных горизонтов оказывается возможным лишь в области выхода водопроницаемого пласта на поверхность, где создаются условия для проникновения в пласт путем инфильтрации атмосферных осадков и поверхностных вод. Как уже говорилось, эта область, имеющая меньшие размеры, чем область распространения напорных вод, называется областью питания. Она обычно расположена на  наиболее высоких отметках, нередко на  значительном удалении от  областей распространения и  разгрузки напорных вод. В области питания подземные воды имеют свободную поверхность и тесную гидравлическую взаимосвязь с поверхностными водами. Область, в пределах которой подземные воды имеют избыточный над перекрывающей их водоупорной кровлей напор, называется областью напора (или областью распространения напорных вод). В  этой области подземные воды, как правило, не  получают питания по пути их движения (так как они изолированы в разрезе водоупорами) и  расход их не  изменяется. На  отдельных участках возможен самоизлив напорных вод при вскрытии их скважинами там, где отметки пьезометрического уровня превышают отметки земной поверхности. Разгрузка напорных вод происходит в области их выхода на поверхность (на  пониженных по  сравнению с  областью питания участках), а также на участках естественного (реки, овраги, балки и  т.п.) и  искусственного (скважины, колодцы, шахты, карьеры и т.п.) вскрытия напорных вод. В естественных условиях напорные воды, разгружаясь, образуют восходящие источники, ключи, грифоны и  т.п., питают реки и другие поверхностные водоемы. Движутся напорные воды в направлении от областей питания к областям разгрузки. Интенсивность их движения уменьшается по  мере увеличения глубины и удаления от областей питания. Положение пьезометрической поверхности напорных вод характеризуется картой пьезоизогипс (гидроизопьез), которая составляется аналогично карте гидроизогипс грунтовых вод и представ190

ляет собой систему изолиний, соединяющих точки с одинаковыми отметками пьезометрического уровня. На карты пьезоизогипс наносят также изолинии отметок поверхности кровли и подошвы рассматриваемого напорного горизонта, что облегчает решение многих практических задач. Например, по карте пьезоизогипс определяют направления движения напорных вод, гидравлические уклоны, напоры, участки возможного самоизлива вод. Если известны мощность напорного горизонта и  его фильтрационные свойства, то можно определить скорость фильтрации подземных вод и  расход потока. Напорные воды, изолированные от  атмосферы (связь имеется лишь в  области питания и  разгрузки), характеризуются меньшей зависимостью их режима от  климатических факторов, относительным постоянством уровней температуры и  химического состава, меньшей загрязненностью и лучшим санитарным качеством воды. Поэтому их можно использовать для различных видов водоснабжения (хозяйственно-питьевого, производственно-технического, лечебно-питьевого, термального и др.) и орошения. При эксплуатации высоконапорных вод, находящихся в пластах под значительным давлением, большое практическое значение имеют их упругие запасы, высвобождающиеся из  водоносных пластов при частичном снятии давления благодаря разуплотнению ранее сжатых пород и  воды. Несмотря на  незначительную сжимаемость воды и  горных пород, упругие запасы напорных вод довольно велики, так как содержащие их водонапорные системы занимают значительные пространства. В реальных природных условиях схема распространения, питания и разгрузки напорных вод зависит от геолого-структурных, тектонических, литологических, климатических и других особенностей того или иного района. В частности, напорные воды могут питаться и  разгружаться на  участках, где возможна их гидравлическая взаимосвязь с соседними напорными и безнапорными водоносными горизонтами через литологические гидрогеологические «окна», тектонические нарушения и участки с размывом разделяющих их водоупорных отложений. Их интенсивная разгрузка возможна также на участках, где напорные воды вскрываются карьерами, котлованами, шахтами, водозаборными сооружениями, а  в естественных условиях  — через русловые и донные отложения рек, озер, морей (скрытая разгрузка). Пласты с напорными водами могут соединяться друг с другом или выклиниваться (исчезать), что обеспечивает своеобразные условия накопления и распространения напорных вод. 191

Напорные воды часто называют артезианскими, а вмещающие их геологические структуры (мульды, синклинали, моноклинали, впадины и др.) — артезианскими бассейнами. В пределах артезианского бассейна могут иметься один или несколько напорных водоносных горизонтов или комплексов, взаимосвязанных или изолированных друг от друга водоупорными отложениями. Положение пьезометрических поверхностей, входящих в состав бассейна напорных водоносных горизонтов, зависит от высотного расположения областей их питания и  разгрузки, а  также от степени гидравлической взаимосвязи напорных горизонтов. Пьезометрическая поверхность глубоко залегающих водоносных горизонтов в значительной мере определяется геостатическим давлением толщи вышележащих отложений. Значительно более высокие давления в  центральных частях бассейнов, чем в  краевых, могут вызывать движение подземных вод от  центральных частей к краевым, т.е. к периферийным областям питания артезианских бассейнов. Своеобразные бассейны напорных вод встречаются в  предгорных и горных районах, где имеются моноклинальное залегание и выклинивание водовмещающих отложений, способствующие образованию так называемых артезианских склонов (рис. 6.5). б 2

в

а

3 1

Рис. 6.5. Схема артезианского склона [15]: а — область питания; б — область напора; в — область разгрузки; 1 — свободный уровень подземных вод в области питания; 2 — пьезометрический уровень подземных вод в области напора; 3 — источники нисходящего и восходящего типов в области разгрузки

Формирующиеся в области питания артезианского склона подземные воды разгружаются в виде источников восходящего и нисходящего типов в непосредственной близости от области питания. Напорный характер воды артезианского склона имеют в зоне их перекрытия водоупорными отложениями. Гипсометрически область напора находится на более низких абсолютных отметках, чем область разгрузки. В артезианских бассейнах с интенсивным движе192

нием подземных вод распространены, как правило, пресные инфильтрационные воды с невысокой минерализацией (зона интенсивного водообмена). Мощность зоны интенсивного водообмена в благоприятных условиях может составлять 1000 м и более. В крупных артезианских бассейнах с небольшими по площади областями питания пресные воды приурочены к неглубоко залегающим водоносным горизонтам и комплексам. В более глубоко залегающих горизонтах, не охваченных интенсивным водообменом, широко распространены минерализованные и высокоминерализованные подземные воды различного состава (гидрокарбонатносульфатные, сульфатные, сульфатно-хлоридные). Обычно эту зону называют зоной затрудненного водообмена. В артезианских бассейнах с неблагоприятными условиями водообмена (незначительная разница в высотном положении областей питания и разгрузки, глубокое залегание и широкое региональное распространение напорных вод, закрытый характер водовмещающих структур и  т.д.) ниже этой зоны находится зона весьма затрудненного водообмена, в  пределах которой в  водоносных горизонтах сохраняются седиментационные древние воды (воды морского происхождения). Таким образом, для артезианских бассейнов характерны определенные гидродинамическая и гидрохимическая зональности. Наличие и  мощность каждой из  зон и  их взаимное расположение зависят от конкретных условий бассейна и совокупности факторов, определяющих формирование, накопление, движение и расходование подземных вод. Напорные воды артезианских бассейнов имеют большое практическое значение не только как источник водоснабжения. В зависимости от их химического и газового состава, наличия в них биологически активных и промышленных микрокомпонентов, их температуры и других показателей напорные подземные воды широко используют в курортно-санаторном деле (минеральные воды), для промышленного извлечения солей и  ценных микрокомпонентов (промышленные воды), для целей теплофикации, теплоэнергетики и теплично-парникового хозяйства (термальные воды). Примерами крупных артезианских бассейнов платформенного типа являются Западно-Сибирский, Московский, Прибалтийский, ДнепровскоДонецкий и др. Поровые воды — это воды, которые насыщают пористые породы (галечники, пески, слабо сцементированные песчаники, супеси, суглинки и т.п.). Количество воды, которое можно извлечь из таких пород в единицу времени, т.е. их дебит, зависит от гранулометрического состава, структуры и  типа пористости породы, которые 193

определяют скорость подтока воды к колодцу или скважине. Чем больше пор в  горных породах, тем быстрее откачивается из  них вода, так как ее движение происходит свободнее. Скорость движения подземного потока обычно достигает в лёссе и суглинистых породах 0,1–0,3 м/сут, в супесях и мелкозернистых песках — 0,5– 1,0 м/сут, в  грубозернистых песках и  мелком галечнике  — от  1,5 до 10 м/сут. Трещинные и карстовые воды. Подземные воды в трещиноватых и  закарстованных породах по  гидравлическому характеру могут быть как грунтовыми, так и напорными. Рассмотрение их как самостоятельного типа подземных вод вызывается лишь некоторым своеобразием вмещающих их коллекторов, что, в  свою очередь, предопределяет некоторые особенности их накопления, распространения и движения. Трещинные воды. Подземные воды, залегающие и  циркулирующие в  трещиноватых магматических, метаморфических и  осадочных горных породах, называют обычно трещинными. Условия их залегания и  распространения зависят от  происхождения и  характера трещиноватости горных пород. По происхождению выделяют три основных типа трещин: трещины выветривания, литогенетические и  тектонические. Трещины выветривания возникают в процессе выветривания, что обусловливает наибольшую трещиноватость верхних слоев пород. Максимальная трещиноватость наблюдается на глубине первых 2–3 м, затем она постепенно уменьшается; иногда трещиноватость распространяется до  глубины 200 м. Наиболее водообильными являются трещины выветривания в  породах, подверженных выщелачиванию (известняках, доломитах, меловых отложениях и т.д.). Менее водообильны трещины в метаморфических и изверженных породах. Трещинные воды современной коры выветривания обычно имеют свободную поверхность, т.е. являются грунтовыми. Подземные воды древней коры выветривания, перекрытые водоупорными отложениями, могут быть напорными. Тектонические трещины находятся в зонах разломов, сбросов, надвигов и  других тектонических нарушений. Они пересекают пласты разного состава, могут обладать значительной водообильностью и иметь в глубину много сотен метров. Через тектонические трещины и нарушения может осуществляться гидравлическая связь различных водоносных горизонтов. Наибольшая водообильность пород связана обычно с  зонами разрывных тектонических нарушений (сбросов, взбросов), где не194

редко отмечаются дробление и интенсивная трещиноватость пород. Глубокие тектонические трещины и нарушения служат хорошими коллекторами для вывода на  поверхность термальных и  минеральных вод. Характерным примером является Копет-Дагская зона тектонических нарушений, где из крупных сбросовых нарушений, проходящих вдоль подошвы Копет-Дага, выходят мощные термальные источники. Сильно обводненные тектонические трещины и нарушения при бурении скважин являются причиной значительного притока воды, разбавления глинистого раствора, повышения его температуры и других аномальных явлений. Среди различных видов трещин для подземных вод наиболее важны трещины двух типов — тектонические и вторичные (выветривания). Образование первых вызвано тектоническими причинами, часто они носят региональный характер, поскольку приурочены к участкам дробления горных пород (сбросы) и распространяются на глубину 100–500 м и более. Воды, циркулирующие по  трещинам магматических пород (гранитов, базальтов), называют трещинно-жильными водами, а  воды, содержащиеся в  трещинах и  пустотах осадочных пород, трещинно-пластовыми. Особенности циркуляции и  режима этих вод различны Напорные трещинно-пластовые воды образуются при наличии среди проницаемых пород прослоев более плотных пород и менее проницаемых пород. Режим вод тесно связан с климатом и характером трещиноватости. Минерализация вод небольшая, водообильность резко возрастает от водоразделов к речным долинам, где раздробленность пород на  определенных гипсометрических уровнях увеличивается. Многие трещинные воды Кавказа (типа мацесты, талги, нарзана) широко используются для лечебных целей. Запасы трещинных вод определяются размером трещин, для их количественной оценки проводятся специальные опытные нагнетания в  скважины (метод удельного водопоглощения). Питание подземных вод трещиноватых пород осуществляется главным образом путем инфильтрации атмосферных осадков и поверхностных вод. Поэтому по минерализации это преимущественно пресные воды. Подземные воды тектонических нарушений и трещиноватых пород фундамента, перекрытого мощной толщей осадочных отложений, могут быть высокоминерализованными (вплоть до рассолов). Карстовые воды. Воды, приуроченные к  подземным каналам и большим пустотам, образующимся в результате выщелачивания водами осадочных горных пород, называют карстовыми (рис. 6.6). 195

а

б

г

в

д

Рис. 6.6. Схемы залегания трещинно-карстовых вод [21]: а — массив известняков с обособленными водотоками; б — массив со сплошным общим уровнем подземных вод; в — мульдообразное залегание (трещиноватость и водообильность приурочены к долинам); д — магматические породы, прикрытые корой выветривания

Ниже указаны особенности карстовых подземных вод: •• воды пресные, обычно ненапорные, грунтового типа, как правило, имеют связь с поверхностными водотоками, из-за отсутствия водоупорной кровли часто легко загрязняются; •• уровни вод в  мелком карсте залегают высоко, а  в глубоком  — низко, вблизи меженного уровня рек; междуречья обычно дренированы до уровня местного базиса эрозии; •• режим вод крайне неустойчивый, наблюдаются очень резкие колебания уровня, расхода и температур; глубина водной поверхности изменяется от 30 до 100 м; •• связь карстовых вод с  водами рек довольно своеобразна: реки исчезают в закарстованных породах и, появляясь вновь, образуют мощные родники; •• движение вод сложное и разнонаправленное: в области питания вод — вертикальное, а в зоне полного насыщения — обычно горизонтальное, по уклону пластов к участкам разгрузки. В карстовых массивах в зависимости от гипсометрического положения по отношению к базису дренирования выделяют три яруса карстовых вод, различающихся режимом и условиями движения: 1)  верхний ярус — от поверхности земли до уровня грунтовых вод (зона аэрации). Здесь происходит вертикальное, гравитаци196

онное движение дождевых и снеговых вод, а при наличии местных водоупоров образуются «висячие» карстовые воды; 2)  промежуточный ярус, или ярус периодического полного насыщения. В  зависимости от  времени года колебания глубины уровня достигают больших величин (после выпадения дождей несколько десятков метров). Здесь благодаря вертикальному и горизонтальному движению вод формируются так называемые пещерные горизонты, обычно имеющие в длину сотни метров; 3)  ярус постоянного полного насыщения, где движение вод преимущественно горизонтальное. Здесь происходит питание некоторых рек и родников. Карстовые воды в глубоких пещерах циркулируют много ниже уровня различных местных базисов эрозии. Температура вод более или менее постоянная, близкая к среднегодовой температуре. Карст сильно влияет на  гидрологию местности, уменьшая зональный поверхностный сток и превращая его в подземный сток. Растворимые осадочные породы (карбонатные, сульфатные) широко развиты в природе, поэтому с различными карстовыми явлениями часто встречаются при строительстве. Известняково-доломитовые массивы с карстом часто являются основанием различных гидротехнических сооружений (крупных плотин), поэтому служат объектом тщательного инженерно-геологического изучения, так как наличие карста крайне осложняет строительство, а карстовые воды из-за повышенной жесткости обычно агрессивны по  отношению к бетону. Карстовые воды широко распространены в России (Крым, Северный Кавказ, Приуралье, Ленинградская и Свердловская области), Прибалтике, Средней Азии, Центральном Казахстане, Югославии, Чехии, Испании. Подземные воды зоны многолетней мерзлоты. Зона отрицательных многолетних температур занимает около 14% площади суши. В СНГ она охватывает огромную площадь — более 10 млн км2, или 49% ее территории (рис. 6.7). Многолетняя мерзлота не  представляет собой единого щита, а носит то островной, то слоистый (ярусный) характер, иногда она пронизана участками глубоких, сквозных таликов, составляющими в целом большие площади (рис. 6.8). Многолетнемерзлыми называют горные породы, длительное время сохраняющие отрицательную температуру (минус 3–4°С), содержащие прослойки льда, иногда значительной мощности. Наличие многолетнемерзлых пород вносит много особенностей в природные и, в  частности, в  гидролого-почвенно-мелиоративные условия. В  этих породах значительно уменьшается испарение. 197

80°

20°

40° 60° 100° 140° 160°

180°

80°

60°

40°

1 80°

2

3

4 120°

100°

Рис. 6.7. Распространение многолетней мерзлоты на территории стран СНГ [21]:

6.4. Гидрогеологическая стратификация

1 — сплошная мерзлота; 2 — мерзлота с талыми грунтами; 3 — мерзлота с преобладанием таликов; 4 — мерзлота островного характера

C 0

Сплошная мерзлота Мерзлота с таликами

Островная мерзлота

Ю

200 400

1

2

3

600 м Рис. 6.8. Схема формирования многолетнемерзлых пород с севера на юг [16]: 1 — многолетнемерзлые породы; 2 — сквозные талики; 3 — движение подземных вод

По мнению некоторых ученых, присутствие мерзлых пород способствует в сухих районах Сибири накоплению влаги. Все подземные воды описываемой территории подразделяются на  над-, межи подмерзлотные. 198

Надмерзлотные воды. Воды сезонно-талого слоя (верховодка) зимой промерзают. Значение этих вод для водного режима почв и  их плодородия исключительно велико. Верховодка приурочена к  опесчаненным разностям глин, супесям и  пескам; она широко развита в понижениях рельефа на водораздельных пространствах, реже  — на  склонах. Водоупором служат мерзлые породы, залегающие на различной глубине. Межмерзлотные воды. Морфология массива мерзлых пород весьма разнообразна. В  одних случаях они образуют сплошную толщу мощностью до 500 (п-ов Таймыр) и даже 1100–1300 м (верховье р. Мархи за  Полярным кругом), в  других  — представляют собой отдельные значительные острова, часто пронизанные таликами, иногда глубокими, сквозными. Подмерзлотные артезианские воды. Они широко распространены, по  минерализации разнообразны  — от  пресных, используемых для водоснабжения (Якутск, Вилюйск), до  рассолов. Однако вскрытие и эксплуатация этих вод связана с рядом трудностей.

Рассмотрим некоторые формы скопления подземных вод. Водопроницаемость — это способность пород пропускать воду, которая изучается в полевой обстановке или в лабораториях. Водоупорный горизонт (водоупор) — это водонепроницаемая порода, не пропускающая гравитационную воду (монолитные магматические, метаморфические и  некоторые плотные осадочные горные породы). Он может быть локальным (ограниченное распространение) и региональным (широкое распространение). Отметим, что понятие «водоупорный слой» относительно, поскольку теоретически все породы в той или иной степени пропускают воду. Водоносный горизонт — это однородная порода или толща пород, насыщенных гравитационной водой и  ограниченных снизу, а иногда и сверху водонепроницаемыми породами. По гидрогеологическим признакам водоносный горизонт может быть напорным и безнапорным. Уровень подземных вод фиксируется при вскрытии их колодцами или скважинами. При безнапорных подземных водах уровень остается в этом же положении. Выделяют свободную поверхность подземных вод, которую называют также зеркалом подземных вод. Если после вскрытия подземных вод уровень воды в  скважине поднимается на  некоторую высоту, то такую поверхность называют напорной, а уровень — пьезометрическим. В водоносном горизонте выделяют области питания, распространения и разгрузки (стока). Участки выхода горных пород раз199

личной проницаемости на дневную поверхность, где атмосферные осадки просачиваются и пополняют запасы подземных вод, называются областями питания. Пониженные участки поверхности рельефа, а также места, где водоносные горизонты прорезаются глубокими долинами рек или оврагов, где образуются родники, называют областями разгрузки (стока). Между этими областями находится область распространения напора подземных вод. У грунтовых вод и  верховодки области питания и  распространения совпадают (рис. 6.9). Область

распространения Область питания Осадки

Область разгрузки Болото

Родники

обстановкой и сходной минерализацией подземных вод (например, этаж пресных вод). В верхней части земной коры могут быть выделены три этажа подземных вод: верхний этаж с пресными водами (минерализация до 1 г/л); промежуточный этаж солоноватых (1–10 г/л) и соленых (10–35 г/л) вод; нижний этаж рассольных вод (> 35 г/л). Мощности этих этажей могут быть различными; в некоторых областях первые два этажа отсутствуют. Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10.

Рис. 6.9. Артезианские водоносные горизонты

Водоносные горизонты часто называют по возрасту водосодержащих пород (например, четвертичный древнеаллювиальный или нижнемеловой). Скопления подземных вод по типам пород называют пластовыми, трещинно-жильными и лавовыми; их подразделяют на  классы поровых, трещинно-поровых, трещинно-карстовых, трещинно-жильных вод, а  также воды зон выветривания и т.д. (Кац, 1981; Клементов, Богданов, 1977; Толстой, Малыгин, 1988 и др.). Водоносным комплексом называется толща водоносных и  водоупорных пород, охватывающая крупное стратиграфическое подразделение, в котором по различным причинам (например, из-за недостаточной изученности) нельзя выделить самостоятельные в гидравлическом отношении водоносные горизонты Гидрогеологический этаж — крупное гидрогеологическое подразделение, представляющее собой совокупность водоносных комплексов, характеризующихся определенной гидродинамической 200

11. 12. 13. 14.

Что количественно характеризует пористость? Охарактеризуйте влагоемкость и водоотдачу горных пород. Что такое верховодка? Каковы условия ее образования и  особенности? Какими особенностями залегания, питания, разгрузки и режима характеризуются грунтовые воды? Что такое карта гидроизогипс и какие задачи она позволяет решать? Чем отличаются напорные воды от межпластовых безнапорных? Каковы основные элементы артезианского бассейна? Нарисуйте его схему. Перечислите особенности режима напорных вод. Что такое карта гидроизопьез? Для каких целей ее используют? Назовите особенности залегания, питания, движения и  разгрузки подземных вод трещиноватых и закарстованных пород. Какими особенностями характеризуется режим карстовых вод? Приведите примеры водонепроницаемых горных пород. Дайте определение понятия «водоносный горизонт». Дайте определение понятия «водоносным комплекс».

201

Глава 7 Основы формирования химического состава подземных вод 7.1. Физические свойства природных вод

Вода как химическое вещество состоит из кислорода и водорода, имеет формулу Н2О и является одним из самых важных соединений на Земле. Процессы формирования химического состава природных вод весьма разнообразны. Вода — очень активный растворитель. Циркулируя в земной коре и взаимодействуя с горными породами, она осуществляет грандиозный массоперенос и массообмен. Вода (оксид водорода  — Н2О)  — простейшее и  самое распространенное в природе устойчивое химическое соединение водорода с  кислородом. В  состав воды также могут входить другие химические элементы, газы, пары воды, коллоиды, бактерии, органические вещества и  различные взвеси. Никакая другая жидкость не может сравниться с водой по числу веществ, которые могут в ней растворяться, и по количеству вещества, которое она может удерживать и переносить в растворе. Объяснение этому — особенности структуры молекулы воды (Климентов, Богданов, 1977). Химическое соединение диссоциирует: Н2О ⇔ Н+ + ОН–, в тетраэдре две пары электронов свободны (рис. 7.1). H+

H+ O−

−

−

Рис. 7.1. Кристаллическое строение молекулы воды [12]

Молекулы воды, разрушая кристаллические решетки минералов, растворяют их. Различные ионы в растворе обладают неодинаковой подвижностью (миграционной способностью), что обусловливает очень большое разнообразие состава воды. Рассмотрим основные физические свойства и состав подземных вод. 202

Поскольку природные воды способны диссоциировать на ионы, они могут обладать кислотными и щелочными свойствами — в зависимости от преобладания ионов Н3О+ и ОН–. В качестве характеристики кислотности или щелочности воды или любого раствора используют показатель концентрации водородного иона Н+, обозначая его символом рН. Значения рН < 7 будут соответствовать преобладанию ионов Н + и  характеризовать среду как кислую, рН = 7 соответствует нейтральной среде, рН > 7 характеризует щелочную среду. Большинство природных подземных вод имеет реакцию, близкую к нейтральной. Низкие значения рН (0,5–3,0) характерны для рудничных вод сульфидных месторождений и  фумарольных вод, т.е. вод, обогащенных свободными кислотами — серной и соляной. Высокие значения рН (8,5–11,5) свойственны содовым и  некоторым термальным водам. Многие компоненты химического состава могут находиться в  растворе только в  строго определенных интервалах значений рН. Характеристикой способности системы (раствора, подземных вод) к окислительным или восстановительным реакциям является окислительно-восстановительный потенциал Еh. Поскольку в природных растворах может одновременно проходить несколько разнонаправленных реакций, измеренная величина Еh дает интегральное представление о характере, направлении и интенсивности протекающего процесса (при положительных величинах преобладают окислительные процессы, при отрицательных — восстановительные). Величина Еh измеряется в В или мВ. Вода является природным растворителем, однако при рассмотрении состава подземных вод следует иметь в виду различную растворимость минералов, особенно породообразующих. Так, наибольшей растворимостью обладают хлориды: галит, сильвинит и др. Менее растворимы сульфаты: гипс, ангидрит и т.д. Еще меньше растворяются карбонаты: кальцит, доломит. Растворимость силикатов в обычных условиях мала. На растворимость почти всех минералов значительное влияние оказывают температура, плотность, насыщенность газами, особенно такими активными, как углекислый, сероводород и кислород, состав и концентрация раствора. Температура подземных вод изменяется в  широких пределах: в  областях распространения многолетней мерзлоты она отрицательная — от -5 до -10°С, а в районах деятельности молодых вулканов  — более 100°С. Температура неглубоко залегающих подземных вод обычно изменяется от 5 до 15°С и зависит от климатических условий. 203

Плотность воды является важной характеристикой. Наибольшей плотностью вода обладает при 4°С. В отличие от других жидкостей при охлаждении от 4 до 0°С вода расширяется, поэтому лед легче воды (его плотность  — 0,92 г/см3). Плотность пресной воды при 4°С составляет 1,0 г/см3, морской — 1,03–1,08 г/см3. Ориентировочное определение плотности производят ареометром, точное — пикнометром. С  увеличением суммы растворенных в  воде солей (минерализации) плотность воды увеличивается: Плотность, г/см3 Минерализация, г/л

1,001

1,010

1,020

1,051

1,107

1,200

1,262

2,0

15,0

27,0

70,0

140,0

240

300

Прозрачность  — это способность воды пропускать световые лучи, которая зависит от  содержания в  воде механических примесей и  органических веществ. По  прозрачности выделяют прозрачные, слегка мутные, мутные и очень мутные воды. Определение производится с  помощью специальных приборов и  заключается в чтении специального шрифта через слой воды, налитой в мерный цилиндр. По высоте столба воды, через который ясно различается шрифт, определяют степень прозрачности воды. Цвет подземных вод зависит от их химического состава. Химически чистая вода обладает небесно-голубым цветом. Болотные воды окрашены в желтый цвет, обусловленный присутствием органических гуминовых кислот, соли оксида двухвалентного железа придают воде зеленовато-голубую окраску, а соли оксида трехвалентного железа — ржавую, буроватую. Цветность подземных вод определяется по специально разработанным образцам цвета. Запах. В  большинстве случаев пресные подземные воды не  имеют запаха. Воды, богатые гуминовыми веществами, обладают особым болотным запахом; застойная вода в колодцах, крепленных деревянными срубами, часто имеет затхлый запах; присутствие сероводорода придает воде запах тухлых яиц. Вкус воде придают растворенные в ней минеральные вещества, газы, различные примеси. Обычно различают соленый, горький, сладкий и кислый вкус, который придают воде растворенные в ней вещества. При содержании в воде хлористого натрия > 600 мг/л она имеет соленый вкус, сульфата магния  — горький, солей железа  — терпкий, органических веществ  — сладковатый, и  т.д. Вода может иметь также различный привкус — хлорный, металлический и др. Приятный освежающий привкус придает воде свободная углекислота. Интенсивность вкуса определяют по пятибалльной шкале. 204

Органолептические свойства (зараженность) подземных вод. Для оценки содержания органических веществ в  подземных водах, а также болезнетворных микроорганизмов (бактериальное загрязнение) используют понятия «коли-титр» и  «коли-индекс». Колититр 500 означает, что в 500 см3 воды содержится одна кишечная палочка Ваktеrium Коlli. Коли-индекс — это содержание кишечных палочек в  1 л воды согласно ГОСТу на  питьевую воду; коли-тест не должен превышать 3. Радиоактивность. Подземные воды, содержащие природные радиоизотопы урана, радона и радия, называются радиоактивными. В настоящее время минеральными водами называют не только лечебные — бальнеологические, но и любые природные воды лечебного, промышленного (для добычи йода, брома) и энергетического (горячие, перегретые более 100°) значения. 7.2. Химический состав подземных вод

Под химическим составом природных вод принято понимать весь сложный комплекс газов, ионов, коллоидов минерального и органического происхождения [17, 21]. В природных водах содержатся различные минеральные соли, химические элементы, газы и бактерии, влияние которых на организм человека, урожайность сельскохозяйственных культур и условия строительства различно. Некоторые соединения не оказывают какого-либо воздействия на  здоровье человека, другие  — полезны, третьи, наоборот,  — вредны, они угнетают сельскохозяйственные культуры, разрушают бетонные сооружения. Изучением состава подземных вод, процессов, приводящих к его формированию, закономерностей распределения различных компонентов в подземных водах занимается гидрогеохимия. Знания в области гидрогеохимии используются в геологии, например, для решения таких вопросов, как рудообразование, происхождение солей, нефти и газа, формирование, сохранение и разрушение месторождений различных полезных ископаемых. Многие практические вопросы использования подземных вод вообще нельзя решать без знания их химического состава. Так, при оценке качества подземных вод, используемых для хозяйственно-питьевого и технического водоснабжения, нужно знать не только общую минерализацию вод, т.е. суммарное количество растворенных в них компонентов, но и содержание отдельных химических элементов. Например, установлено, что недостаток в воде фтора (< 0,75 мг/л) вызывает кариес зубов, а его избыток (более 1,5 мг/л) — флюороз. 205

Воды, бедные йодом, влекут базедову болезнь (увеличение щитовидной железы). Наличие болезнетворных бактерий, некоторых классов органических веществ (фенолов, бензола и др.), тяжелых металлов влияет на  санитарно-гигиеническую оценку подземных вод. Применение минеральных лечебных вод основано главным образом на содержании в них различных физиологически активных компонентов химического и газового состава. Многие подземные воды содержат некоторые ценные компоненты в  таких количествах, что их извлекают из  вод в  промышленных масштабах. Такие воды называются промышленными. Так, весь добываемый для использования в народном хозяйстве йод извлекают из подземных (йодных) вод, также из подземных (бромных) вод получают большую часть брома. В настоящее время весьма перспективным является комплексное извлечение из промышленных подземных вод таких химических элементов, как стронций, бор, литий, германий, рубидий, цезий и др. Очень важно знать химический состав вод, используемых при орошении земель, так как их общая минерализация, содержание в них ряда компонентов влияют на развитие сельскохозяйственных культур, засоление почв. Применяемый в настоящее время в геолого-поисковой практике гидрохимический метод поисков рудных и  нефтегазовых месторождений основан на  изучении закономерностей распределения в подземных водах их минеральных и органических компонентов, определении их газового и бактериального состава. Изучение химического состава вод и прогноз его изменения необходимы при разработке месторождений полезных ископаемых, а  также при различных видах строительства, чтобы своевременно предусмотреть меры против коррозии бетона и металла посредством воды. По мере накопления знаний о составе и свойствах подземных вод будет расширяться и  область теоретического и  практического их применения. Ионный и солевой состав. В природных водах обнаружено более 80 химических элементов, среди них макроэлементы (макрокомпоненты), определяющие химический тип воды, микроэлементы (микрокомпоненты), а  также газы, органические соединения и микрофлора. Они находятся в воде в виде ионов (катионов и анионов), простых и  комплексных молекул, коллоидов. Сумма всех найденных при химическом анализе воды минеральных веществ (в мг/л и г/кг) называется минерализацией воды. Макроэлементы. Важнейшими ионами (согласно ГОСТу «главными»), определяющими минерализацию воды, являются: К+, Na+, 206

Ca2+, Mg2+, C1-, SO42-, HCO3-, CO32-. В пресных водах обычно пре­ обладают ионы Са2+ и НСО3-, а в соленых — Na+ и С1-. Поэтому пресные воды в основном имеют гидрокарбонатно-кальциевый состав, а соленые — хлоридно-натриевый. Различное сочетание указанных ионов дает очень большое разнообразие химических типов подземных вод. + Наиболее широко распространены С1-, НСО3-, СО32-, SО24 , Na , + 2+ 2+ К , Са , Мg , которые часто называют главными; их разнообразные сочетания определяют основные типы природных вод. В природных водах содержатся также ионы ОН-, F -, NО3-, NО2-, Н+, NН4+, Fе2+, Мn2+, Sr2+ и некоторые микроэлементы — йод, бром, бор, медь, свинец, мышьяк, барий, хром и т.д. Микроэлементами называют те химические элементы, которые находятся в водах в количестве < 10 мг/л. Некоторые из них (бор, медь, молибден) повышают урожаи сельскохозяйственных культур (микроудобрения). В щелочных водах в  виде ионов может присутствовать также SiO2, а в кислых (распространенных на севере) — Fе3+, А13+ и другие металлы. Необходимо подчеркнуть, что малое содержание в водах таких элементов, как Si, А1 и  Fе, широко распространенных в горных породах, объясняется их малой подвижностью и растворимостью; наоборот, Сl- и Nа+ весьма подвижны и хорошо растворимы (Кирюхин, Толстихин, 1987). Наиболее изучены йод, бром, фтор, бор, кремний, железо, алюминий, медь, цинк, свинец. Многие из микроэлементов, хотя и не определяют химического типа воды, являются специфическими для определенных геолого-гидрогеологических условий. Например, для вод нефтегазовых месторождений характерны йод, бром, бор, стронций, содержание которых может достигать сотен и более мг/л. Для вод рудных месторождений характерны медь, молибден, мышьяк, никель, железо, олово, ртуть, свинец, серебро и др.; содержание их обычно составляет единицы и  десятки мг/л, но  может достигать и сотен мг/л. Главными ионами являются следующие. Хлор-ион Сl-. Он находится в воде в виде соединений хлористого натрия. Главный компонент солоноватых, соленых и  рассольных вод — хлор вызывает засоление почв и грунтовых вод, вреден для растений. Если присутствие хлора в подземных водах обусловлено растворением каменной соли морского происхождения, то такая вода не опасна в санитарном отношении, а только может иметь соленый привкус. Хлор-ион может иметь и  эндогенное происхождение (выделение при вулканических извержениях), он также 207

не  опасен в  санитарном отношении. Если же в  густонаселенных районах в неглубоко залегающих грунтовых водах при отсутствии каменной соли обнаруживается повышенное содержание хлора, то это указывает на загрязнение вод, и употребление таких вод для питьевых целей не разрешается. Сульфат-ион SO42- в соединениях с кальцием и магнием обусловливает жесткость воды (постоянную), засоляет почвы и грунтовые воды, ядовит для растений. Происхождение иона SО42- в водах различно: выщелачивание гипса или ангидрита в  осадочных толщах морского происхождения, окисление сульфидных минералов (преимущественно пирита) в  песчано-глинистых отложениях, разложение диоксида серы и Н2S, а также загрязнение сточными водами. Гидрокарбонатный ион НСO 3- очень широко распространен в водах. Его появление вызывается растворением карбонатов Са2+ и  Мg2+. Гидрокарбонатный ион обусловливает щелочность подземных вод. Карбонатные соединения в  подземных водах при обычных температурах и давлении труднорастворимы. На рост растений и плодородие почв углекислые соединения оказывают различное воздействие: так, поташ К2СО3 полезен для растений, сода Са2СО3 ∙ 10Н2О вредна, а кальцит СаСО3 — нейтрален. Содержание карбонатного иона в водах, используемых для питьевых и оросительных целей, не лимитируется. Натрий-ион Nа+ широко распространен в  подземных водах и  сопутствует главным образом иону хлора (в  солоноватых и  соленых водах), реже он связан с сульфатным и гидрокарбонатным ионами. Однако в пресных водах (до 1 г/л) он часто присутствует в виде соды. Все соединения натрия вредны для растений. Калий-ион К+. Содержание этого иона в  подземных водах намного меньше, чем натрия, хотя процентные содержания этих элементов в земной коре (кларки) близки (Nа — 2,83; К — 2,59). Это объясняется главным образом тем, что калий хорошо усваивается растениями, являясь одним из  главных источников их питания, а также легко поглощается глинистыми минералами. Кальций-ион Са2+ и магний-ион Мg2+ очень широко распространены в водах, они обусловливают важное свойство вод — их жесткость. Источником Са2+ в подземных водах являются известняки, гипс, минералы-алюмосиликаты. Ионы магния поступают в воду при растворении доломитов, мергелей, слюд, амфиболов. В  пресных водах обычно Са2+ доминирует над Мg2+, что объясняется преобладанием в породах Са2+ над Мg2+ и большей энергией удержания при адсорбции. 208

Железо. Валентность железа различна; Fе2+ ↔ ± Fе3+ — эта реакция широко распространена и имеет большое значение В водах железо присутствует в закисной форме в виде иона Fe2+, окисной — в виде иона Fе3+ и коллоидов. Оксидные формы железа неустойчивы, в присутствии кислорода легко окисляются. Процесс окисления происходит при участии бактерий. В водах с нейтральной реакцией (рН ~ 7) железо малоподвижно, а  в кислых (рН < 7) оно легко переходит в  раствор и  выносится из породы (так называемый подзолистый тип почвообразования). Соединения железа придают воде неприятный вкус и чернильный оттенок. В питьевых водах допустимый предел содержания соединений железа — до 0,3 мг/л. Газовый состав. Практически все подземные воды содержат то или иное количество растворенных газов. По закону Генри их количество по  массе прямо пропорционально давлению газа (или парциальному давлению в смеси газов). Основными газами являются О2, N2, СО2, H2S, Н2, СН4. В большинстве случаев по массе преобладают один или два, редко три газа. Большое геохимическое значение имеет кислород, содержание которого уменьшается с глубиной. Кислород расходуется на окисление минеральных и газовых компонентов воды, а также на образование сложных кислородсодержащих ионов SO42-, НСO3-, СО23 и др. Углекислый газ очень химически активен, с водой и ее компонентами он вступает в многочисленные реакции, участвует в равновесии СО2  — СO32-  — НСО3-; характерен для углекислых минеральных вод, в которых его количество достигает нескольких г/л. Азот содержится во всех водах и составляет до 95–99% общей газонасыщенности вод. Сероводород характерен для глубоких вод, иногда его содержание достигает нескольких сотен мг/л (Мацеста); он является важным агентом химических реакций, участвует в  равновесии H2S — SO42- — SH. Углеводородные газы (метан, этан, пропан, бутан и др.) всегда насыщают воды нефтегазовых месторождений. Метан часто преобладает над другими газами, образуя метановые воды с газонасыщенностью до  10 000 мл/л. Водород менее изучен; он иногда составляет 25–30% общего количества растворенных газов. Помимо основных вышеназванных газов в  подземных водах могут присутствовать инертные газы (неон, аргон), гелий, эманации радия и  тория, а  также СО, HCI, HF, SO2, Cl, S, NH3. Большой интерес представляют так называемые фумарольные 209

термы областей современного вулканизма, содержащие газы сложного состава (HCI, HF, CO, CO2, H2S, SO2 и  др.). Воды, содержащие значительное количество углекислоты, большей частью имеют кислую реакцию; воды, содержащие кислород, действуют как окислители, а содержащие сероводород — как восстановители. Кислород О2 содержится в  подземных водах в  довольно значительных количествах (до 14 мг/л). Обогащение подземных вод кислородом происходит при фотосинтезе. К процессам, уменьшающим содержание растворенного кислорода, относятся реакции, связанные с  его потреблением на  окисление различных веществ, в частности органических, загрязняющих воду, а также брожение, гниение и т.д. Углекислота СО2, присутствующая в воде в виде растворенного углекислого газа, носит название свободной. Просачиваясь в горные породы, вода обогащается углекислотой, образующейся в  результате разложения органических соединений при участии микроорганизмов. Коллоидный состав. В  коллоидном состоянии в  воде присутствуют гидроксиды железа Fе(ОН)3 и алюминия А1(ОН)3, кремнекислота SiО2 и органические соединения. Эти вещества образуют неустойчивые коллоидные растворы (золи), которые выделяют коллоидно-растворенное вещество в виде гелей. Органические соединения весьма широко распространены в подземных водах. Это представители всех химических групп (углеводы, белки, жиры) и таких органических соединений, как углеводороды, спирты, гумусовые вещества, гуминовые кислоты, карбоновые кислоты. Общее содержание Сорг колеблется от 25 до  40 мг/л. При  этом грунтовые воды аридных зон содержат 20–25 мг/л Сорг, гумидных — 35 мг/л, а  глубокие напорные воды  — до  40 мг/л. Эти вещества представляют собой неустойчивые химические соединения сложного состава (гуминовые вещества, гуминовые кислоты). Гумусовые вещества неядовиты и  с гигиенической точки зрения безвредны, они придают воде характерные свойства — желтый цвет, затхлый запах и сладковатый вкус. Микрофлора. Бактерии обнаружены в подземных водах, расположенных на глубину до нескольких километров. В зоне активного водообмена наиболее распространены гнилостные и  болезнетворные бактерии и сапрофиты, разлагающие вещества белкового характера и  загрязняющие воду. В  глубоких водах развиваются такие группы бактерий, как сульфатредуцирующие, метанообразующие, денитрифицирующие и др. В результате жизнедеятельности 210

бактерий образуются многие газы: H2S, CO2, CH4, N2, H2 и  др. Многие бактерии способствуют окислению минеральных и органических веществ, газов. Это тионовые и  серобактерии, бактерии, окисляющие водород, метан, гептан и др. Большая часть бактерий относится к термофилам, активно развивающимся при температуре более 37°С. Предел температуры, при которой еще может протекать, хотя и в ослабленном виде, жизнедеятельность организмов, составляет 75–80°С. Существует ряд бактерий, способных развиваться при минерализации воды до  300 г/л. Число бактерий колеблется от  10 до 500 тыс. клеток в 1 мл воды. В особо благоприятных условиях их количество может достигать 2 млн клеток в 1 мл воды. 7.3. Формы и способы выражения химического состава подземных вод

Основными задачами химического анализа подземных вод в практике гидрогеологических исследований являются: •• изучение закономерностей формирования и  распространения подземных вод различного состава; •• оценка состава и свойств подземных вод для питьевого, технического, сельскохозяйственного, лечебного и других видов исследования; •• исследования подземных вод как критерии при поисках месторождений полезных ископаемых  — нефти, газа, солей, различных руд; •• оценка подземных вод как химического сырья для получения йода, брома, бора и других элементов. Существует четыре типа химических анализов подземных вод: полевой, сокращенный, полный и специальный. Полевой анализ наиболее прост, он применяется для предварительной характеристики подземных вод района. Его проводят в полевых условиях в походных гидрохимических лабораториях, часто упрощенными методами. При полевом анализе определяют: физические свойства воды, ее рН, наличие Сl-, SО42-, NО3-, НСО3-, СО32-, общую жесткость, присутствие Са2+, Fе2+, Fе3+, NН+4 , NО2-, СО2 своб; вычисляют: Nа+ + К+, карбонатную жесткость, Мg2+ и общую минерализацию. Сокращенный анализ. Этот анализ производят более точными методами в  стационарных лабораториях. При  сокращенном анализе определяют: физические свойства воды, величину рН, содержание ионов и компонентов (Сl-, SО42-, NО3-, НСО3-, СО32-, Nа+, К+, 211

Са2+, Мg2+, Fе2+, Fе3+, NН4+, NО2-, свободную и агрессивную углекислоту СО2, SiО2, окисляемость, сухой остаток, жесткость общую, карбонатную и некарбонатную. Полный анализ применяется для подробной характеристики химического состава подземных вод. Он производится наиболее точными методами в  стационарных лабораториях. Анализ позволяет произвести контроль определений как по сухому остатку, так и по суммам мг-экв катионов и  анионов. При  полном анализе определяют: физические свойства воды, ее рН, наличие Сl-, SО42-, NО3-, НСО3-, СО32-, Nа+, К+, Са2+, Мg2+, Fе2+, Fе3+, NН+4 , NО2-, СО2 своб и  СО2 агрес, SiО2, окисляемость, сухой остаток; вычисляют: жесткость общую, карбонатную и некарбонатную, СО2 агрес. Специальный анализ. Помимо характеристик, определяемых при перечисленных выше типах анализа, этот анализ включает установление специальных показателей (микрокомпонентов, органических веществ, газов, Еh и др.) по особому заданию в соответствии с целевым назначением исследований. Количество отбираемой для анализа воды зависит от  точности и  чувствительности анализа и минерализации воды. Чем выше требования к чувствительности и  точности анализа, тем больше должен быть объем пробы; пресные и  слабо минерализованные воды отбирают в  больших объемах, чем сильно минерализованные. При полевом анализе обычно бывает достаточно 0,5 л воды, при сокращенном — от 0,5 до 1,0 л (в зависимости от минерализации), а при полном — от 1,0 до 2,0 л. Для определения неустойчивых (изменяющихся во времени) компонентов — СО2, Н2S, О2, Fе и др. — применяют специальные методы отбора и хранения проб. Результаты химического анализа воды выражают в массовых количествах веществ, растворенных в 1 л (или в 1 кг воды), в эквивалентных количествах или в  процент-эквивалентных количествах (%-экв) воды. В гидрогеологической практике принято массовые количества компонентов выражать в миллиграммах на 1 л (мг/л), а эквивалентные количества ионов — в миллиграмм-эквивалентах (мг-экв) каждого иона в 1 л воды. Величину сухого (плотного) остатка получают взвешиванием пробы после выпаривания воды. Сумму ионов определяют суммированием массы всех ионов, содержащихся в  исследуемой воде. Сумма минеральных веществ  — более полное выражение, чем сумма ионов, так как она учитывает и недиссоциированные неорганические вещества SiО2 и Fе2О3. В настоящее время принята ионная форма выражения химичеcких анализов воды. Данные лабораторных анализов подземных 212

вод, выраженные в  мг/л, подвергаются дальнейшей обработке (табл. 7.1). Таблица 7.1 Результаты химического анализа подземных вод

Анионы С1

-

SО24

Содержание мг/л

мг-экв/л

%

Катионы

Содержание мг/л

мг-экв/л

%

2+

124,5

3,51

36

Са

88,6

4,42

45

83,0

1,73

17

Мg2+

24,4

2,01

21

76,6

3,93

34

189,6

9,36

100

НCO3-

276,3

4,52

47

Nа

Сумма

483,8

9,76

100,0

Сумма

+

Разнообразие химического состава подземных вод вызывает необходимость в их систематизации. Существует различные формы и  множество способов наглядного изображения химического состава вод (графики, формулы, коэффициенты и т.п.). Формула Курлова. Принцип этой формулы — изображение содержащихся в  воде ионов в  убывающем порядке в  виде псевдодроби, в числителе которой записаны анионы, а в знаменателе — катионы. Слева от дроби формулы приводятся следующие показатели: SР — микроэлементы (Вr, I, Аs) и свободные газы (СО2 и др.), мг/л, а  также общая минерализация воды М в  г/л; справа  — рН, температура воды t и дебит D [14, 21]. Ионы, содержание которых в воде менее 10%, в формуле не указываются, однако некоторые исследователи считают, что следует указывать все ионы, входящие в  состав подземных вод. В  общем виде формула Курлова имеет вид:

SpM

анионы рН, t, D. катионы

Например, паспорт воды знаменитого кисловодского нарзана по формуле Курлова будет иметь следующий вид:

СО2(1,9)М(3,9)

4 HCO366SO18 Cl16 t17o D3000 . Ca 60 Na 23Mg7

Формула Курлова была предложена в 1928 г., а затем претерпела некоторые изменения. Наиболее рациональным представляется вариант этой формулы, предложенный И.Ю. Соколовым в  1970 г. Он заключается в следующем. 213

1.  В левой части формулы записывают (в  мг/л) содержание газов, а затем микрокомпонентов, если их количество превышает норму для отнесения подземных вод к минеральным или представляет геохимический интерес. 2.  Далее указывают величину минерализации воды М в  виде дроби: в  числителе  — в  г/л, с  точностью до  одного десятичного знака, в  знаменателе  — в  эквивалентной форме, выраженной в мг-экв/л суммы анионов. 3.  В знаменателе псевдодроби записывают в  нисходящем порядке все катионы, в  числителе  — анионы, содержание которых составляет более 1%-экв (с точностью до целых процентов). 4.  После псевдодроби указывают показатели, характеризующие состояние воды (рН и  Eh) и  ее температуру, а  также перманганатную окисляемость (в  мг О/л). Для сильно минерализованных вод и рассолов в конце формулы проставляют плотность воды. Формула Курлова позволяет полно отразить все важнейшие химические характеристики исследуемой воды и  при этом считать эквивалентное и  массовое содержание найденных при анализе ионов. Наименование воды по ее ионному составу, т.е. чтение этой формулы, согласно ГОСТу 13273–73 на минеральные воды таково: сначала называют подчиненные ионы, потом  — преобладающие. Так, название воды, записанное в  виде приведенной выше формулы, следующее: сульфатно-гидрокарбонатная, кальциево-натриевая вода (в названии обычно учитывают два катиона и два аниона или ионы, содержание которых равно или превышает 25%-экв). Жесткость. Для пресной воды различают общую, временную (или устранимую) и постоянную жесткость. Общая жесткость обусловлена суммарным содержанием в воде ионов Са2+ и Мg2+. Временную (устранимую) жесткость придают воде карбонаты кальция и магния, осаждающиеся при кипячении воды в виде накипи вследствие разрушения гидрокарбонат-иона:

2HCO3– → 2+

Са

+

CO32- +

СО32-

I % Вода А 100

= СаСО3 (осадок)

III

II

Вода Б

Вода Б

Вода А 100%

80 Вода Б 100%

60 Вода А 40

20

Масштаб 1% = 1 мм 1

2

IV

Масштаб 1 мгэкв = 0,5 см2 6 5

Масштаб 1 мгэкв = 5 мм 3 4 7

8 V HCO3−

Ca2+ 100% Б

0%

H2O + CO2;

Разность между общей и временной жесткостью называют постоянной жесткостью, она связана с присутствием сульфатов и галоидов кальция и  магния. В  настоящее время в  России принято выражать жесткость в  мг-эквг/л (1 мг-экв/л соответствует содержанию 20,04 мг/л Са2+ или 12,16 мг/л Мg2+). Для графического изображения химического состава вод пользуются различными геометрическими фигурами (квадратом, треу214

гольником и т.д.), на сторонах которых откладываются преобладающие шесть катионов и  анионов, а  также различными химическими формулами, например, формулой Курлова, которую часто называют паспортом подземных вод (рис. 7.2).

Кальциевые

Смешан ные Магние вые вые

Na+ + K+ Натрие 100%

0%

0% Mg2+ 100%

Cl(+NO3−)

0% 100% Кар бонат ные

А

Смешанные

Хло рид ные

100%

Б 0%

0%

Суль фид ные

SO42− 100%

Рис. 7.2. Способы графического изображения химического состава воды [20, 21]: I, II — графики-прямоугольники (соответственно без учета и с учетом минерализации); III — график-круг; IV, V — графики-треугольники (соответственно катионного и анионного состава); 1 — К+; 2 — Nа+; 3 — Mg2+; 4 — Са2+; 5 — NО3 –; 6 — Cl–; 7 — SО42–; 8 — НСО3–

215

К основным видам гидрогеохимической графики относятся гид­ рогеохимические карты, профили, колонки, разрезы, которые позволяют комплексно изучать гидрохимический режим подземных вод и выявлять определенные закономерности формирования химического состава подземных вод. 7.4. Классифицирование подземных вод

В гидрогеохимии классифицирование подземных вод является одним из  распространенных приемов их систематизации. Ввиду разнообразия химического состава существуют различные классификации подземных вод: по их температуре, степени общей минерализации, жесткости, соотношению анионов и катионов, содержанию некоторых газов, коллоидному и  бактериальному составу и  др. Классифицирование подземных вод по  степени минерализации используют для решения многих теоретических и  прикладных вопросов. Наиболее широко распространена несколько видоизмененная классификация вод по общей минерализации (по плотному, или сухому, остатку того количества солей, которое остается при полном выпаривании 1 л исследуемой воды, г/л) В.И. Вернадского. В соответствии с классификацией Вернадского по величине общей минерализации различают воды ультрапресные, пресные, слабосолоноватые, сильно солоноватые, соленые и рассолы (табл. 7.2).

Таблица 7.3 Классификация природных вод по температуре

Наименование Очень холодные

0–4

Холодные

4–18

Теплые

18–37

Горячие

37–42

Кипящие

42–100

Термальные

Вода Ультрапресная Пресная

ГОСТ 17403–72, г/л

По В.И. Вернадскому, г/л

Таблица 7.4 Классификация природных вод по общей жесткости [2, 10, 17, 21]

Градация вод

Соленая

25–50

10,0–35,0

> 50

> 35,0

По температуре подземные воды подразделяются на  очень х­ олодные, холодные, теплые, горячие, кипящие и  термальные (табл. 7.3). Классификация подземных вод по общей жесткости. Для пресной воды различают общую, временную (устранимую) и  постоянную жесткость. 216

1,5–3,0 3,0–6,0

16,9–25,2

6,0–9,0

> 25

> 9,0

Жесткие

Сильно солоноватые 3,0–10,0

< 1,5

4,2–8,4

Очень жесткие

1–25

< 4,2 8,5–16,8

0,2–1,0

Солоноватая

мг-экв/л

Мягкие

До 1

Слабо солоноватые 1,0–3,0

Жесткость немецкие градусы

Умеренно жесткие

До 0,2

1–25

Рассол

Очень мягкие

—

Солоноватая

> 100

Общая жесткость обусловлена суммарным содержанием в воде ионов кальция и магния. Временную жесткость придают воде карбонаты кальция и  магния, осаждающиеся при кипячении воды в  виде накипи вследствие разрушения гидрокарбонат-иона. Разность между общей и временной жесткостью называют постоянной, она связана с присутствием сульфатов и галоидов кальция и магния. По общей жесткости выделяют очень мягкие, мягкие, умеренно жесткие, жесткие и очень жесткие воды (табл. 7.4).

Таблица 7.2 Классификация природных вод по минерализации

Температура, °С

Классификация подземных вод по показателю концентрации водородного иона (рН). В  соответствии с  рН выделяют сильнокислые, кислые, слабокислые, нейтральные, слабощелочные, щелочные и сильнощелочные воды (табл. 7.5). При равенстве концентраций ионов Н+ и ОН– вода нейтральна (рН 7). При концентрации ионов Н+ < 10–7, например 10–4, вода будет иметь кислотные свойства, а рН равняться 4. И наоборот, при концентрации ионов Н+ < 10–7 вода будет иметь щелочную реакцию и рН будет > 7. Таким образом, при нейтральной реакции рН 7, при кислой — рН < 7, а при щелочной — рН > 7. 217

Таблица 7.5

Таблица 7.6

Классификация подземных вод по показателю рН [5, 10, 21]

Наименование Сильнокислые

Величина рН < 1,9

Кислые

1,9–4,1

Слабокислые

4,1–7,0

Нейтральные

7,0

Слабощелочные

7,0–8,3

Щелочные

8,3–10,3

Сильнощелочные

> 10,3

Сильнокислые и кислые подземные воды встречаются в районах современной вулканической деятельности (фумаролы), а  также на некоторых месторождениях полезных ископаемых (сульфидные, каменноугольные и др.) и в районах распространения болот. Значение рН 7–9 обычно свойственно содовым водам. Для вод рек и озер характерны значения рН в пределах 6,8–8,5, а для вод океанов величины рН изменяются от  7,8 до  8,3. Согласно ГОСТ 2874–73 рН питьевых вод должен составлять 6,5–8,5. Определение рН в подземных водах производят колориметрическим и электрометрическим методами. Электрометрический метод более точен и  позволяет выполнить определение с  точностью 0,02 рН. Подземные воды обычно имеют рН 6–8. Воды сульфидных и каменноугольных месторождений почти всегда кислые (рН 4 и  менее). Знать величину рН вод необходимо для решения многих вопросов, например, для оценки агрессивности подземных вод, их коррозионной способности и др. В гидрогеологической практике принято подразделять подземные воды по  химическому составу, т.е. по  преобладанию того или иного иона. К  преобладающим относятся ионы, содержание которых в воде не превышает 25% суммарного содержания анионов и катионов. В соответствии с классификацией О.А. Алекина все природные воды делятся на три класса: гидрокарбонатные, сульфатные и хлоридные. По преобладающему катиону в каждом классе выделяются три группы (кальциевая, магниевая, натриевая). Каждая из них по соотношению между ионами делится на четыре типа. Всего в классификации выделено 27 разновидностей (табл. 7.6). 218

Определение типа подземных вод [2, 10, 17, 21]

Тип

Соотношение между катионами и анионами, мг-экв/л

Воды

Первый (I)

HCO3- ≥ Са2+ + Mg2+

Второй (II)

HCO3- < Са+2 + Мg+2 ≤ HCO3- + SО42- Пресные и солоноватые, жесткие

Третий (III)

HCO3- + SО42- < Са2 + Мg2+

Четвертый HCO3- = 0 (IV)

Пресные, мягкие

Соленые, агрессивные Кислые

Для решения практических вопросов из множества классификаций рекомендуется использовать те, которые наиболее реально отражают химический состав подземных вод. Окислительно-восстановительный потенциал (Eh). Одним из важных факторов, определяющих физико-химические условия среды, является ее окислительно-восстановительный потенциал, обусловленный содержанием в подземных водах соединений с переменной валентностью. Количественно он измеряется в вольтах или милливольтах, обозначается Eh. Системы с более высоким потенциалом являются окислителями по отношению к системам с более низким потенциалом, которые служат восстановителями. Если в  подземной воде преобладают окисленные формы, Eh будет положительным, а  если восстановленные — отрицательным. Наиболее универсальным окислителем в  грунтовых и  неглубоко залегающих пластовых водах является кислород. Значения Eh при содержании кислорода > 7 мг/л находятся в  пределах от  +350 до  +700 мВ. Наличие в  воде более 10 мг/л сероводорода всегда указывает на восстановительную среду (Eh ниже — 100 мВ). Обычно Eh определяют на месте отбора проб при помощи потенциометра путем электрометрического измерения разности потенциалов электрохимической ячейки. Сведения о физико-химическом состоянии среды необходимы для изучения миграционных особенностей элементов с переменной валентностью и других вопросов. Как уже упоминалось, для оценки бактериального (органолептические свойства) загрязнения воды пользуются понятиями «коли-титр» и «коли-индекс». Коли-титр 500 означает, что в 500 см3 воды содержится одна кишечная палочка Ваktеrium Коlli. Если 219

коли-титр изменяется от 100 до 200, то воды считаются загрязненными. Коли-индекс  — это содержание кишечных палочек в  1 л воды. Согласно ГОСТу на питьевую воду коли-индекс не должен превышать 3. Исходя из  этих норм подземная вода систематизируется на  весьма благоприятную, менее благоприятную и  неблагоприятную с различными величинами коли-индекса и коли-титра. ГОСТ 2874–73 «Вода питьевая» указывает, что по органолептическим показателям вода должна соответствовать следующим требованиям: запах при 20°С и при подогревании до 60°С — не более 2 баллов, привкус при 20°С — не более 2 баллов, цветность (по платино-кобальтовой или имитирующей шкале)  — не  более 20°С. По  согласованию с  органами санитарно-эпидемиологической службы цветность питьевой воды не может составлять 35°, а мутность по стандартной шкале — не более 1,5 мг/л. Классифицирование подземных вод в прикладных целях. Понятие минеральных, промышленных и  термальных вод. К  минеральным водам относятся природные воды, которые могут оказывать на организм человека лечебное действие, обусловленное повышенным содержанием в них полезных биологически активных компонентов ионно-солевого и газового состава либо общим ионно-солевым составом воды, а также содержанием органического вещества. Основными типами минеральных вод являются железистые, мышьяковистые, сероводородные (сульфидные), углекислые, радоновые, йодные, бромные. Для отнесения воды к лечебной минеральной в ней должно быть не  менее 0,5 г/л СО2, не  менее 10 мг/л H2S, 30–200 мг/л H2SiО3, 50–140 мг/л (редко больше) НСО2, 0,7–1,5 мг/л As, 20–70 мг/л Fe, 5–15 мг/л I, 25–200 мг/л Вг при минерализации обычно не менее 2 г/л (для минеральных питьевых вод). Подземные воды, рассматриваемые в  качестве минерального сырья, получили название промышленных. Промышленные воды содержат ценные химические компоненты, которые извлекают из них в промышленных масштабах. Из промышленных вод в России извлекают йод, бром. Месторождением йодо-бромных вод называется территория, в  недрах которой повсеместно распространены горизонты йодо-бромных вод и рассолов промышленной концентрации (йода не  менее 18, брома не  менее 250 мг/л). Подземные воды перспективны и для извлечения многих других ценных компонентов — лития, германия, вольфрама, бора, мышьяка стронция, рубидия, цезия. 220

Термальные воды имеют повышенную температуру и часто являются минеральными и промышленными. Их широко используют для теплофикации, лечебных целей, в сельском хозяйстве и для извлечения химических элементов. На  Камчатке успешно работает первая в России геотермальная станция, использующая термальные воды для выработки электроэнергии. Общие запасы термальных вод в нашей стране составляют много сотен миллионов кубометров, и тепло этих вод, температура которых достигает 300°С, может заменить десятки миллионов тонн топлива. 7.5. Источники и факторы формирования химического состава подземных вод

Гидрогеохимические процессы, под действием которых происходит формирование химического состава подземных вод, имеют достаточно сложный характер. Вода — очень активный растворитель. Циркулируя в земной коре и взаимодействуя с горными породами, она осуществляет грандиозный массоперенос (миграция) и  массообмен. Гидрогеохимические процессы можно разделить на следующие виды: •• физико-химические превращения в жидкой фазе (водном растворе); •• физико-химические взаимодействия водного раствора и водовмещающей породы; •• миграция и перенос вещества в подземных водах. Тесная взаимосвязь и  многообразие гидрогеохимических процессов определяет разнообразие химического состава подземных вод. К  ведущим гидрогеохимическим процессам, которые протекают подземной гидросфере, относятся: растворение и выщелачивание, адсорбция, сорбция, гидролиз, ионный обмен, диффузия, концентрирование, микробиологические процессы, радиоактивный распад, массоперенос, смешение, гидробиохимические процессы и др. Растворение — важный и широко распространенный процесс, при котором вся порода целиком переходит в раствор (например, растворение галита NaCl) и кристаллическая решетка вещества разрушается. Растворение продолжается до тех пор, пока вода не достигнет предела насыщения. Выщелачивание горных пород состоит в том, что в раствор переходит не вся порода, а только ее растворимая часть. Например, при взаимодействии подземных вод с глинистыми известняками вода удаляет (выщелачивает) только их растворимую часть — углекислый кальций, образуя пустоты, а остальная часть остается на месте. 221

Обменные реакции (обменная адсорбция) заключаются в том, что некоторые катионы (например Na+), содержащиеся в  подземных водах, вытесняют из породы находящиеся на ее поверхности адсорбированные катионы (например Са2+). Такие катионы называют поглощенными. Диффузия — это взаимное проникновение соприкасающихся веществ друг в друга вследствие теплового движения частиц. Диффузионные процессы  — это процессы, протекающие при перемещении атомов, ионов, молекул из-за стремления к равновесному распределению концентрации мигрирующих частиц в  данном объеме. Концентрирование  — это процесс в  подземных водах, приводящий к  увеличению концентрации элементов, ионов, веществ. Данный процесс вызывается испарением подземных вод, транспирацией, промораживанием и т.д. Микробиологические процессы, обусловленные жизнедеятельностью организмов, являются важным фактором преобразования подземных вод.В свою очередь они обусловливают реакции окисления и  восстановления различных солей. Для неглубокозалегающих подземных вод, находящихся в  окислительной среде, большое значение имеют так называемые аэробные серобактерии, окисляющие сероводород и серу до серной кислоты. В результате этих процессов воды обогащаются сульфатными соединениями, что повышает их агрессивность и жесткость. Жизнедеятельность бактерий, например, в районах Поволжья, ограничивается глубинами до 3 км. Смешение различных типов вод происходит и  в природных, не нарушенных человеком, условиях. Например, разломы являются путями, по которым глубинные воды поступают в верхние пласты, а в речных долинах часто происходит «подпитывание» ненапорных вод напорными. Так образуются смеси различных химических типов подземных вод, происходят процессы засоления и  рассоления почв и грунтовых вод. К источникам вещественного состава подземных вод относят главным образом горные породы, атмосферные осадки, органические вещества и др. Факторы формирования химического состава подземных вод — это природные условия, которые обусловливают действие тех или иных определенных источников вещественного состава вод и физико-химических процессов. На формирование химического состава подземных вод оказывает влияние совокупность геологических, гидрогеологических, климатических, гидродинамических, биологических, термодинамических 222

и других факторов. В природе имеется большое разнообразие факторов и источников формирования химического состава подземных вод. В  итоге подземные воды имеют разнообразный химический состав как по степени минерализации (от нескольких мг/л до 600 г/л и более), так и по ионному составу. Горные породы имеют первостепенное значение в формировании макро- и микроэлементного состава подземных вод. Связь химического состава подземных вод с составом горных пород еще до конца не изучена, а многие элементы подземных вод в породах представлены соединениями с различной растворимостью, которые могут разлагаться водами при соответствующих условиях. Но для многих регионов установлены корреляционные зависимости между компонентами подземных вод и вмещающих их горных пород. Например, хлор в  горных породах наиболее широко распространен в виде хлористых солей галита, сильвина и др. Небольшие примеси хлористых солей имеются в карбонатных и терригенных породах. Среди изверженных пород хлор присутствует только в эндогенных минералах (слюды). Установлена приуроченность хлоридно-кальциевых вод к карбонатным или терригенным породам, которые обогащены карбонатными примесями. Максимальное количество магния приурочено к доломитовым породам и галогенным породам, сложенным магниевыми солями. Атмосферные осадки также являются источником состава подземных вод, поскольку они содержат те или иные вещества, и для некоторых типов вод между ними установлена тесная зависимость. Обогащение грунтовых вод веществами, которые поступают с атмосферными осадками, характерно для районов, где горные породы не  имеют хорошо растворимых солей, платформенных областей с гумидным климатом, горно-складчатых областей, районов развития кристаллических массивов и др. В атмосферные осадки вещества поступают двумя путям: из воздуха и из литосферы при взаимодействии с породами зоны аэрации при инфильтрации и  их попадании в  грунтовые воды. Органические вещества поступают в  воздух в  районах развития почв и пород, которые обогащены органикой. Большое количество хлора содержится в осадках районов, которые прилегают к  областям с  аридным климатом. Атмосферные осадки поставляют в подземные воды помимо веществ различные газы, особенно кислород и углекислый газ, которые играют существенную роль в формировании химического (анионного) состава грунтовых вод. Так, кислород участвует в формировании сульфатиона в подземных водах при окислении сульфидов металлов, а уг223

лекислый газ участвует в формировании гидрокарбонат-иона при гидролизе силикатных горных пород и  выщелачивании карбонатных пород. Для большинства подземных вод органические вещества можно рассматривать как источник их вещественного состава. При разложении этих веществ подземные воды обогащаются непосредственно органическими соединениями и некоторыми элементами. По обогащенности органическими веществами горные породы делятся на  две крупные группы: изверженные и  метаморфические, практически лишенные органических веществ и  осадочные морского и континентального генезиса, обогащенные органикой. В свою очередь выделяют среди осадочных горных пород породы песчано-глинистые, карбонатные, сульфатные и галогенные, а также песчано-глинистые отложения, которые максимально обогащены органическими веществами. В  осадочных породах наибольшее количество органических веществ содержится в болотных отложениях, а наименьшее — в аллювиальных, делювиальных, пролювиальных и других континентальных отложениях. Рельеф также сказывается на  содержании органических веществ в  подземных водах. Значительная расчлененность рельефа определяет активный водообмен, который способствует обеднению органическими веществами пород и подземных вод. Ювенильные воды могут рассматриваться в  качестве источника состава подземных вод современных областей вулканической деятельности. В этих областях широко развито поступление из магматических очагов к  поверхности земли таких элементов, как хлор, бром, бор, мышьяк, сера, углекислота и др. Поступая в подземные воды вулканических областей, они в определенной степени влияют на химический состав подземных вод. Седиментационные воды могут также рассматриваться в качестве исходного материала для формирования значительной части подземных вод земной коры, т.е. вод, приуроченных к осадочным отложениям морского генезиса. В  различных частях земной коры седиментационные воды древних морей претерпели различные преобразования, в  результате чего эти воды смешивались с  инфильтрационными. Влияние древних седиментационных вод на химический состав современных подземных вод в каждом конкретном случае необходимо рассматривать с учетом комплекса природных условий, в которых формировались подземные воды. На формирование химического состава подземных вод большое влияние оказывают гидрометеорологические, геоморфологические, 224

структурно-тектонические, термодинамические, гидродинамические и антропогенные факторы. Так, климат — температура воздуха, ветра, атмосферные осадки оказывают влияние на химический состав грунтовых вод через просачивание атмосферных осадков и  их поступление в  водоносные горизонты, вызывая, как правило, разбавление вод и снижение минерализации. Газовая составляющая атмосферных осадков также влияет на  химический состав подземных вод, снабжая их кислородом, углекислотой и  т.д., что усиливает взаимодействие вод с  горными породами и  вызывает их усиленное разложение. Это, в свою очередь, формирует определенный химический состав подземных вод. Температура воздуха влияет на  гидрохимический режим подземных вод через растворимость, интенсивность которой, как известно, меняется при смене температурного режима. Известно, например, что растворимость карбоната кальция и магния уменьшается с повышением температуры, в то время как сульфата кальция, наоборот, понижается в  определенном диапазоне температур. В районах распространения карбонатных и сульфатных пород пониженные температуры определяют гидрохимическое равновесие и переход этих элементов из горных пород в подземные воды. В районах вечной мерзлоты смена промерзания и  оттаивания грунтовых вод влияет на степень минерализации: при промерзании грунтовых вод минерализация, как правило, повышается. В южных областях с аридным климатом высокие температуры воздуха способствуют активному испарению грунтовых вод, которое вызывает увеличение степени минерализации и изменение ионного состава. В определенной ситуации изменению химического состава грунтовых вод способствуют ветра, которые усиливают участие в этих процессах атмосферных осадков и попадание веществ из атмосферного воздуха в грунтовые воды. Геоморфологические факторы, и прежде всего рельеф, оказывают огромное влияние на  гидрохимические свойства верхней части земной коры, что послужило выделению зон грунтовых тундровых вод, грунтовых вод оврагов и т.д. Влияние рельефа на химический состав грунтовых вод проявляется через гидродинамические и гидрогеологические показатели, среди которых определяющими являются возобновляемость, длина пути фильтрации, глубина залегания подземных вод и расчлененность рельефа. Например, при хорошей расчлененности рельефа создаются условия хорошей дренированности и  возобновляемости. Ровный пологий рельеф и слабая расчлененность рельефа, наоборот, при225

водят к увеличению взаимодействия горных пород с подземными водами и возрастанию минерализации последних. Структурно-тектонические условия влияют на  формирование химического состава подземных вод, создавая в  горных породах различные зоны трещиноватости и очаги повышенной водопроводимости, что способствует поступлению по  ним перетоков глубинных вод и  смене химического состава подземных вод. На  крупных платформах изменения химического состава подземных вод, как правило, происходят в направлении погружения (это касается прежде всего сульфатных и галогенных горных пород, в  которых при погружении наблюдается смена ионного состава подземных вод с гидрокарбонатно-кальциево-магниевого на хлоридно-натриевый и хлоридно-натриево-кальциевый). В горных областях и  предгорных прогибах смена состава подземных вод сопровождается увеличением минерализации и повышением содержания в воде хлора, кальция и магния. Установлено, что воды, приуроченные к положительным структурам, отличаются по  составу от  вод, приуроченных к  отрицательным структурам: в  положительных структурах чаще распространены подземные воды гидрокарбонатного и сульфатного типа, а в отрицательных — хлоридные натриево-кальциевые воды. Термодинамические факторы включают такие показатели, как давление и температура, которые существенно влияют на физикохимическое состояние горных пород и их взаимодействие с подземными водами. Влияние температуры сказывается прежде всего на  изменении растворимости химических соединений: растворимость одних соединений с увеличением температуры уменьшается, других — увеличивается, а некоторых — практически не меняется. Установлено, что с повышением температуры уменьшается растворимость карбонатов кальция и  магния (СаСО3 и  MgСО3), например, при повышении температуры до  70°С их растворимость уменьшается в  несколько раз. Растворимость сульфатов натрия Na2SO4 c повышением температуры до 50°С увеличивается в четыре раза, а галита при 25–450°С — в три раза. Растворимость химических элементов под влиянием давления и одновременно температуры и давления, как правило, увеличивается. Например, при увеличении давления на  100 атм растворимость кальцита повышается на  7,5, а  ангидрита и  гипса  — на  7,7 и  5,7% соответственно. Одновременное повышение давления и температуры существенно влияет на интенсивность взаимодействия подземных вод с горными породами. Это относится к районам развития тектонических нарушений и  областям развития склад226

чатых систем, где из-за вулканической деятельности и  высоких температур формируются подземные воды повышенной минерализации. Гидродинамические факторы влияют на формирование химического состава подземных вод, что проявляется в направлении движения подземных вод, скорости и  времени движения подземных вод, длине путей фильтрации, наличии перетоков из выше и нижележащих водоносных горизонтов и др. Влияние гидродинамических факторов по-разному проявляется в грунтовых и межпластовых водоносных горизонтах. Так, в пределах грунтового горизонта в направлении движения вод изменяется степень их минерализации вследствие взаимодействия грунтовых вод с горными породами. Важным условием формирования химического состава пластовых подземных вод является длительность развития водоносных горизонтов. Поэтому подземные воды, приуроченные к водоносным комплексам, однородным в литолого-геохимическом отношении, но различным в стратиграфическом, могут иметь различный показатель разнообразия длительности развития, а значит, и разный химический состав. Примерами могут служить карбонатные отложения мезокайнозойских водоносных горизонтов Предкавказья, воды которых имеют минерализацию М = 60–100 г/л. Минерализация подземных вод этих же отложений юга Русской платформы превышает 200 г/л, а в Иркутском регионе минерализация подземных вод составляет > 500 г/л. В настоящее время из-за интенсивного развития многих отраслей народного хозяйства антропогенные факторы активно влияют на формирование химического состава подземных вод. Изменения химического состава подземных вод при их эксплуатации, вследствие гидротехнического, водохозяйственного и мелиоративного строительства, воздействия сельского хозяйства и т.д. определяются потоками загрязнителей, которые попадают в водоносные горизонты. В этом случае при смешении образуются воды нового солевого состава, неравновесные по отношению к вмещающим породам. Основными задачами, которые стоят при изучении подземных вод под влиянием эксплуатации, являются: •• изучение характера процессов смешения и миграции подземных вод; •• исследование состава смешанных вод в различных частях водоносного комплекса на площади, подверженной антропогенному влиянию; 227

•• выявление закономерностей распространения смешанных вод в пространстве и времени; •• изучение физико-химических процессов взаимодействия смешанных вод с горными породами и др. Большой круг гидрохимических задач возникает при изучении формирования химического состава подземных вод при решении проблемы, связанной с захоронением промышленных стоков в глубокие водоносные горизонты, складировании опасных отходов на  свалках, использовании животноводческих стоков на  землях сельскохозяйственного использования и т.д. 7.6. Оценка пригодности подземных вод для целей питьевого и хозяйственного водоснабжения, орошения и строительства

Хозяйственно-питьевое водоснабжение. Требования, нормы и кондиции для питьевого централизованного водоснабжения, водопотребления, орошения и различных видов строительства разработаны в России в зависимости от местных, главным образом климатических, условий (Климентов, Кононов, 1973). Требования к качеству воды источников централизованного хозяйственно-питьевого водоснабжения (ГОСТ 2874-82), т.е. предельные значения некоторых показателей, приведены в табл. 7.7 [24]. Предельные нормы содержания отдельных элементов и общей минерализации воды, предназначенной, например, для питья, изменяются очень существенно и  зависят от  природных условий. По нормам воды с плотным остатком около 2 г/л будут непригодными для питьевого водоснабжения в Смоленской области, и пригодными в засушливых районах (например, в старых водопроводах Мариуполя и Таганрога вода имела плотный остаток 1,9 и 2,0 г/л соответственно). Для различных районов России допустимые пределы содержания хлора в питьевых водах неодинаковы. Например, для центральных районов, обеспеченных высококачественными водами, требования повышены (не  более 50 мг/л), а  для засушливых районов — понижены до 150 и даже 700 мг/л. Пределы содержания сульфатного иона также различны: в  центральных районах они не  превышают 100 мг/л, а  в засушливых районах повышаются до 300 и даже 800 мг/л. Известны случаи искусственного улучшения качества вод. Так, на Кольском полуострове, где жесткость питьевых вод не превышает 0,36 мг-экв/л, вода по вкусу приближается к дистиллированной, приходится обогащать ее минеральными со228

Таблица 7.7 Требования к качеству воды источников централизованного хозяйственно-питьевого водоснабжения (ГОСТ 2874–82)

№ п/п

Показатель (единицы измерения)

Предельное содержание

1

Сухой остаток, мг/л

До 1000

2

Активная реакция, рН

6,5–8,5

3

Общая жесткость, мг-экв/л

4

Хлориды, мг/л

До 350

5

Сульфаты, мг/л

До 500

6

Железо

(Fe2+,

Fe3+),

мг/л

До 7

До 0,3

7

Медь (Cu)

8

Марганец (Мn2+) мг/л

9

Цинк (Zn2+), мг/л

До 5,0

10

Остаточный алюминий (Al3+), мг/л

До 0,5

11

Свинец (Рb2+), мг/л

До 0,1

(Аg+)

12

Серебро

13

Мышьяк (As3+, As+5), мг/л (F– —

До 3 До 0,1

До 0,05 До 0,05

14

Фтор в зависимости от климатических районов), мг/л

15

Нитраты (пo N), мг/л

16

Аммиак (по N), мг/л

До 2,0

17

Стронций (Sr2+), мг/л

До 0,001

От 0,7 до 1,5 До 10

18

Уран природный (U) и уран-238, мг/л

19

Радий-226 (Ra), мг/л

До 1,2–10–10

20

Стронций-90 (Sr), мг/л

До 4,0–10–10

21

Бериллий (Ве2+)

22

Молибден (Мо2+) (Sе6+)

23

Селен

24

Полиакриламид

25

Коли-титр

26

Коли-индекс

До 1,7

До 0,0002 До 0,5 До 0,001 До 2,0 Не менее 300 До 3,0

лями с целью улучшения вкусовых качеств. В Германии, например, используются грунтовые воды хорошего качества из  долины р. Шпрее, но в них железа > 7 мг/л и от него освобождается путем 229

230

> 2,5 > 2,5 > 2,0 >10,0 *  ППК — почвенно-поглощающий комплекс

> 1,5 > 1,2 IV — опасный

> 1,5

1,25–2,5 1,5–2,5 1,5–2,0 4,0–10,0 1,2–2,0 0,8–1,2 III — умеренно опасный

1,0–1,5

1,0–1,25 1,0–1,5 0,5–1,0 2,0–4,0 0,7–1,2 0,5–0,8 II — мало опасный

0,6–1,0

< 1,0 < 1,0 < 0,5 < 2,0 0,2–0,7 0,2–0,6 0,2–0,5 I — неопасный

−(Ca +2 + Mg +2 )

(CO3−2 + HCO3−2 )

Mg +2 Ca +2 Na + Ca +2

Сl–

Содообразования Осолонцевания Засоления

С легким механическим составом или ППК* < 15 Со средним механическим составом и/или ППК* 15–30 С тяжелым механическим составом и/или ППК > 30 Классы качества воды

Оценка качества воды по степени опасности развития процессов Минерализация воды (г/л) для орошения почв

Таблица 7.8 Почвенно-мелиоративная классификация качества оросительной воды (концентрация ионов выражена в мг-экв/л) [1]

специального аэрирования. Удельное водопотребление на душу населения в различных городах мира неодинаково: так, нормы водопотребления в Брюсселе 141 л/сут, а в Бостоне — 836 л/сут. В настоящее время во всех странах водопотребление снижается. Воды, используемые для орошения. Решение вопроса о возможности применения для орошения подземных вод с разным ионным составом и  общей минерализацией весьма сложно. Необходимо учитывать литологический состав пород зоны аэрации, дренированность территории, глубину уровня грунтовых вод, вид сельскохозяйственных культур и их солевыносливость. На мелиоративных оросительных системах качество оросительной воды должно обеспечивать сохранение и  повышение плодородия почв, получение экологически безопасной сельскохозяйственной продукции, охрану почв, поверхностных и подземных вод от загрязнения и деградации. Показатели качества воды предназначены для его оценки с позиций охраны окружающей среды от  загрязнений, обеспечения безопасной санитарно-гигиенической и  медико-биологической обстановки, сохранения и  воспроизводства почвенного плодородия, обеспечения необходимого объема и  качества сельскохозяйственной продукции. Оценка воздействия оросительной воды на развитие процессов осолонцевания в почвах проводится в соответствии с определенной классификацией (табл. 7.8). На мелиоративных системах следует строго регламентировать нормы и режим поливов, промывок, дозы органических и минеральных удобрений. Наиболее вредными являются соли натрия; степень их вредности можно выразить отношением Nа2SО4 : NаС1 : Nа2СО3 = = 1 : 3 : 10. При хорошо проницаемых почвах принимаются следующие предельные нормы для солей натрия, мг/л: Nа2СО3 — 1000, соли NаС1 — 2000, Nа2SО4 — 5000. Токсичны для растений соли МgС12, СаС12, МgSО4 и NаНСО3. Содержание соли Na2СО3 в    количестве 300 мг/л вредно для растений, в то время как такое же содержание гипса СаSО4– ∙ 2Н2О безвредно. Содержание SО4 допустимо в пределах 1000–1400 мг/л. Оценка агрессивности вод при гидротехническом, гражданском и  промышленном строительстве. Вредное (разъедающее) действие подземных вод на отделочные части и материал сооружений (бетон, железные трубы, фильтры), находящиеся в  зонах колебания их уровня и насыщения, называется агрессивностью (Ломтадзе, 1977). Особенно важно выяснение агрессивности подземных вод по отношению к бетону. Наблюдения, экспериментальные и теоретические работы показывают, что разрушение бетона происходит

231

в  результате растворения и  выщелачивания составных частей затвердевшего бетона, а также в связи с образованием в бетоне новых соединений, возникающих в результате взаимодействия его ингредиентов с растворенными в воде веществами. Различают следующие виды агрессивности: углекислую, выщелачивающую, сульфатную, магнезиальную, общекислотную и кислородную. Углекислая агрессивность заключается в разрушении бетона в результате растворения карбонатов кальция под действием агрессивной угольной кислоты:

СаСО3 + 2Н2СО3 ⇔ Са2++ СО3– + 2НСО3–

Нормы содержания СО2 в водах различны и зависят от условий, в которых происходит агрессия, — проницаемости пород, напора воды, толщины конструкции, марки цемента. Максимальное содержание агрессивной СО2 при большой скорости фильтрации составляет около 3 мг/л, при малой — до 8,3 мг/л. Выщелачивающая агрессивность проявляется в виде растворения карбонатов кальция и  вымывания из  бетона гидроксида кальция Са(ОН)2. В зависимости от конкретных условий вода считается агрессивной при минимальном содержании НСО3– от 0,4 до 1,5 мгэкв/л. Сульфатная агрессивность наблюдается при большом содержании ионов SО42–, в результате чего образуются новые соединения (гипс, бетонная бацилла), имеющие больший объем, чем исходные, что приводит к их вспучиванию и разрушению. Для обычного бетона агрессивна вода, содержащая > 250 мг/л SО42. Магнезиальная агрессивность отмечается при высоких содержаниях иона Мg2+. Бетон при этом теряет несущую способность. Общекислотная агрессивность проявляется при рН < 7 и приводит к частичному растворению Са(ОН)2, входящего в состав бетона. Кислородная агрессивность очень опасна, она вызывает коррозию обсадных труб, фильтров и  др. Для изделий из  железа (буровые трубы, трубопроводы, насосы) агрессивны кислые воды с рН 3–4, к  которым относятся грунтовые воды Крайнего Севера и  многих болот Нечерноземной зоны России. Агрессивность вод может проявиться при смешивании двух даже неагрессивных вод. При оценке вредного действия водорастворимых солей надо принимать во внимание их концентрацию (общую минерализацию) в водах, содержание различных газов, температуру и давление. Водорастворимые соли в смеси частично теряют свою агрессивность (по сравнению с токсичностью одной соли в чистом виде). 232

Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4.

Перечислите основные физические свойства природных вод. Что определяет химический состав природных вод? Какие химические элементы называются микроэлементами? Перечислите основные (главные) ионы, присутствующие в  природных водах. 5. Зачем нужно изучать химический состав подземных вод? 6. Назовите основные факторы формирования химического состава подземных вод. 7. Какие свойства подземных вод необходимо учитывать при их санитарно-гигиенической оценке? 8. Назовите основной ионный состав подземных вод и  типы химического анализа. 9. Что содержится в подземных водах кроме основных ионов? 10. Охарактеризуйте формулу Курлова. Напишите ее в общем виде. 11. Назовите химические элементы питьевой воды, нормируемые ­ГОСТом. 12. Перечислите типы минеральных и промышленных вод.

233

Глава 8 Основы динамики подземных вод 8.1. Законы фильтрации подземных вод в зоне насыщения

Воды находятся в  постоянном движении под действием природных и измененных человеком факторов. Динамика подземных вод изучает закономерности их движения, разрабатывает методы гидрогеологических расчетов и  управления режимом. Основное внимание при этом уделяется движению гравитационных вод. Фильтрация представляет собой сложный процесс движения гравитационных вод в  пористых, трещиноватых и  закарстованных породах в  условиях их полного насыщения водой. В  динамике подземных вод этот процесс рассматривается как движение сплошной массы воды без выделения движения отдельных ее частиц, двигающихся в этой массе с различными скоростями. Такая масса движущейся подземной воды называется фильтрационным потоком. Движение гравитационных вод в  потоке обусловлено потенциальной энергией воды (напором) и  в некоторых случаях энергией, вызывающей упругие деформации воды и  водовмещающих горных пород. Поэтому фильтрация может происходить при жестком и  упругом режимах. При  жестком режиме в  неглубоко расположенных фильтрационных потоках со свободной или напорной поверхностью незначительные изменения водопроницаемости горных пород и плотности воды не учитывают. При упругом режиме, который наблюдается в глубоко залегающих водоносных горизонтах, изменяются плотность воды и пористость водоносной породы. При проектировании гидротехнических мелиораций и гидротехническом строительстве гидрогеологические расчеты проводят для условий жесткого режима фильтрации. В этих условиях наблюдаются два вида движения: ламинарное и  турбулентное. В  реальных условиях движение может быть смешанным. В  подземных водах обычно отмечается ламинарное или параллельно-струйное движение. При турбулентном движении струйки отклоняются от общего направления движения всей массы, иногда движение происходит с разрывом сплошности потока, наблюдается оно при движении воды в  горных породах по  крупным пустотам (трещинам, 234

карстовым пустотам, кавернам), а также в прифильтровой зоне водозаборных скважин во время откачки воды. Французский гидравлик А. Дарси в 1856 г. установил, что при ламинарном движении между скоростью фильтрации V и силами сопротивления (напорным градиентом) I существует линейная зависимость:

V = kI ,

(8.1)

где k — коэффициент фильтрации, численно характеризующий водопроницаемость водоносной породы. Если I = 1, то V = k, т.е. коэффициент фильтрации представляет собой скорость фильтрации при напорном градиенте, равном единице, а  следовательно, он имеет размерность м/сут или см/с. При турбулентном движении силы сопротивления I пропорциональны квадрату скорости фильтрации:

V = kZ I ,

(8.2)

где kв — коэффициент водопроницаемости трещиноватой, закарстованной или крупнообломочной породы, аналогичный коэффициенту фильтрации зернистых пород. Эта закономерность носит название закона Шези—Краснопольского. При движении подземных вод преобладает ламинарное движение, но  иногда отмечается несоответствие движения закону Дарси. Выделяются нижний и верхний пределы применимости закона. Верхний предел применимости закона Дарси выполняется для очень хорошо водопроницаемых породах при достижении критической скорости фильтрации. Такие условия встречаются редко. Нижний предел применимости закона Дарси имеет место при малых скоростях фильтрации (в глинистых породах) и очень малых напорных градиентах (в крупнообломочных горных породах). В глинистых породах и  в очень тонких и  ультратонких порах движение воды отклоняется от линейного вследствие молекулярного взаимодействия частиц и породы. Начинается движение при некотором градиенте I0. Если градиент I незначительно превышает I0, то движение идет с отклонением от линейного движения (ламинарного). При больших градиентах I >> I0 начинается движение по линейному закону (рис. 8.1). По В.М. Шестакову скорость фильтрации будет следующей:

V = k( I − 4 / 3I o ).

(8.3) 235

Величина начального градиента I0 согласно данным В.М. Шестакова для глин составляет 0,4–1,2, для суглинков — около 0,04.

1+

v=

k(

I- 4 3 I0 )

v ( = I k

) αv

Рис. 8.1. Графики основного закона фильтрации [22, 23]: 1  — линейный закон Дарси; 2  — двучленный закон; 3  — вязкопластическое течение; α — параметр нелинейности зернистых пород

В природных и измененных условиях фильтрации наблюдается нарушение линейного закона на  отдельных небольших участках при преобладающем ламинарном движении. Существуют попытки выразить общее движение подземных вод двухчленной зависимостью (например, формула Прони):

I = aV + bV 2 ,

(8.4)

где а и b — величины, зависящие от свойств горной породы и жидкости. Если скорость фильтрации ниже критической, то вторым членом уравнения bV 2 можно пренебречь, и выражение (8.4) переходит в формулу Дарси. При больших скоростях фильтрации второй член значительно превышает первый (aV) и, пренебрегая последним, получим формулу Шези—Краснопольского. Известны попытки записать формулу общего движения по аналогии с законами Дарси и Шези—Краснопольского. Так, Смрекер предложил выражение V = kI n, из которого можно получить формулы, выражающие законы Дарси (при n = 1), Шези-Краснопольского (при п = 0,5) или выражение для смешанного движения (0,5 < n < 1). 236

8.2. Движение воды в зоне аэрации

В зоне аэрации подземные воды передвигаются в жидком и парообразном состоянии. Движение парообразной воды было изучено русским почвоведом Ф. Лебедевым, который установил, что при влажности пород, меньшей максимальной гигроскопической влагоемкости, движение паров направлено от  участков более влажных к более сухим. При влажности пород, превышающей максимальную гигроскопичность, направление движения паров определяется упругостью водяных паров, которые передвигаются от слоев с более высокой температурой. Прочносвязанная (гигроскопическая) вода может передвигаться в зоне аэрации, только переходя в парообразное состояние. Рыхлосвязанная (пленочная) вода медленно мигрирует под влиянием молекулярных (сорбционных) сил с частиц, имеющих большую толщину (более влажных участков) пленки воды, на частицы с более тонкой пленкой. При влажности, превышающей максимальную молекулярную или наименьшую влагоемкость, начинается движение капиллярных вод. Капиллярные воды передвигаются в любом направлении под влиянием капиллярных (менисковых) сил и  вниз под действием силы тяжести, а направление и скорость движения этих вод определяются соотношением этих сил. Гравитационные воды в зоне аэрации существуют обычно временно. Их движение вниз происходит в условиях неполного насыщения водой пород зоны аэрации. Такое движение называется инфильтрацией. Она делится на  свободное просачивание и  нормальную инфильтрацию (по Г.Н. Каменскому). При свободном просачивании вода движется в виде отдельных струек через зону аэрации под действием гравитационных и капиллярных сил. Часть пустот или пор при этом занята воздухом и водяными парами. При  нормальной инфильтрации вода двигается вниз сплошной массой, а воздух содержится в виде изолированных пузырьков. При  количественной оценке движения воды в  зоне аэрации все виды воды, способные передвигаться, рассматриваются как единая гидродинамическая система. Движение свободной воды в  зоне аэрации в  условиях неполного насыщения согласно опытным данным также подчиняется закону Дарси. Коэффициент водопроницаемости kП в  этом случае зависит не  только от  состава и  пористости, но  и от  влажности породы; его рекомендуется определять по зависимости

kП = k(ω/ω0)n,

(8.5) 237

где ω и ω0 — влажность пород при фактическом ω и предельно возможном ω0 содержании свободной воды в породе; п — показатель степени просачивания, который составляет: по Н.Н. Биндеману — 3, по С.Ф. Аверьянову — 3,5. Скорость инфильтрации воды при неполном насыщении зависит также от давления всасывания. 8.3. Основные расчетные гидрогеологические параметры

Основными параметрами, определяющими фильтрационные свойства горных пород, являются коэффициенты фильтрации и проницаемости, водопроводимости и пьезопроводимости, фильтрационной анизотропии и  скорости фильтрации, а  также фильтрационное сопротивление русловых отложений. Коэффициент фильтрации k — это показатель, характеризующий степень водопроницаемости пород и определяющийся как скорость фильтрации при гидравлическом градиенте, равном единице. Согласно закону Дарси

k =

Q V = , I FI

(8.6)

Q , (8.7) F где V  — скорость фильтрации; I  — гидравлический градиент; Q  — расход фильтрационного потока; F  — площадь поперечного сечения потока. Проницаемость  — это свойство пород пропускать через себя жидкость, газы и смеси при наличии перепада давления. Коэффициент проницаемости С  — это расход жидкости вязкостью 1 Пас, фильтрующейся через сечение площадью 1 см2 при перепаде давления 0,1 МПа, измеряемый в мкм2. Связь между коэффициентом фильтрации и  коэффициентом проницаемости выражается зависимостью





при I = 1;  k = V =

k = Cγ / η,

(8.8)

где γ — плотность жидкости; η — динамическая вязкость жидкости. Для воды приблизительно можно считать, что коэффициент проницаемости С  = 1 мкм2 соответствует коэффициенту фильтрации k = 1 м/сут. Коэффициент водопроводимости Т равен произведению коэффициента фильтрации k на мощность m напорного пласта: 238

T = km.

(8.9)

Для безнапорных вод Т = khср, где hср — средняя мощность водоносного пласта. Коэффициент водопроводимости Т характеризует степень водообильности водоносного пласта и представляет собой единичный расход потока (на 1 м ширины) при I = 1. Размерность коэффициента водопроводимости м2/сут. Коэффициент пьезопроводности а для напорных вод или уровнепроводности ау для безнапорных вод характеризует скорость перераспределения напоров или уровня подземных вод в  пласте при неустановившемся режиме фильтрации. В напорном пласте а = km/μ*, в безнапорном пласте а = khср/μ, где μ* — упругая водоотдача пород; μ — гравитационная водоотдача пород. Значения коэффициента уровнепроводности обычно изменяются в  пределах 102–104 м2/сут, а  коэффициент пьезопроводности — в пределах 105–107 м2/сут. Фильтрационная анизотропия отражает изменение водопроницаемости пород в  различных направлениях. Отношение наименьшего коэффициента фильтрации к  наибольшему называют коэффициентом фильтрационной анизотропии λ. kв , Под знаком корня сделать kв /kг Для слоистых пород λ = kг для лёссов λ = kг /kв, где kв  — коэффициент фильтрации пластов в вертикальном направлении, kг — в горизонтальном. Суммарное фильтрационное сопротивление русловых отложений  Δ L соответствует росту длины потока на  величину, эквивалентную сопротивлению русловых отложений. Удельное водопоглощение q  — это величина поглощения воды на 1 м опытного интервала при напоре 1 м. Фильтрационные потоки могут быть как естественными, так и  измененными деятельностью человека в  районах водозаборов и водопонизительных установок, при эксплуатации гидромелиоративных систем и  разработке полезных ископаемых, на  участках строительства инженерных, особенно гидротехнических, сооружений. При изучении потоков возникает необходимость их схематизации и использования ряда общих положений, относящихся к разнообразным потокам. К ним относятся элементы потока, установившиеся уровни воды, типы потоков, границы и граничные условия, вид движения в них и водопроницаемость водоносных пород. Верхняя граница ненапорных вод — это их свободная поверхность, фиксируемая в  наблюдательных пунктах. В  общем случае она имеет криволинейный характер, уклон к месту разгрузки под239

земных вод, называется депрессионной поверхностью, находится ниже поверхности земли или совпадает с  ней (на  заболоченных участках). Характеристикой напорных вод является пьезометрическая уровенная поверхность — геометрическое место точек, где устанавливается уровень при вскрытии напорного потока скважинами или колодцами. Эта воображаемая поверхность может быть ниже и выше поверхности земли. В последнем случае наблюдается самоизлив воды из скважин или колодцев. Положение установившихся в данный момент времени уровней фильтрационных потоков или водоносных горизонтов по площади определенной территории характеризуется изолиниями — гидроизогипсами и гидроизопьезами (рис. 8.2).

а

б 1

2

3

4

Рис. 8.2. Карта гидроизогипс (а) и карта гидроизопьез (б) [21]: 1 — горизонтали; 2 — гидроизогипсы; 3 — гидроизопьезы; 4 — заболоченность

Гидроизогипсы представляют собой линии, соединяющие точки с  одинаковыми абсолютными или относительными отметками уровней ненапорных, обычно грунтовых, вод. Гидроизопьезами называются линии, соединяющие точки с  одинаковыми абсолютными или относительными отметками установившихся (пьезометрических) уровней напорных, обычно артезианских, вод. Для характеристики положения уровней отдельных фильтрационных потоков на  определенный момент времени строят карты гидроизогипс и гидроизопьез. Масштабы этих карт зависят от детальности исходных материалов — абсолютных или относительных отметок установившихся уровней в  наблюдательных скважинах, 240

колодцах, родниках на  определенную дату или отрезок времени, в течение которого изменением уровней воды можно пренебречь. По карте гидроизогипс можно установить направление движения воды, уклон потока ненапорных вод, а при наличии ни карте горизонталей — и глубину залегания воды от поверхности земли. Движение воды направлено перпендикулярно к  гидроизогипсам и  в сторону гидроизогипс с меньшими отметками. Направление движения указывает на взаимосвязь грунтовых вод с поверхностными водами. Как правило, грунтовые воды частично или полностью идут на питание поверхностных водотоков и водоемов и сами питаются поверхностными водами. В редких случаях, когда водотоки или водоемы находятся в водонепроницаемых породах, гидравлическая связь между поверхностными и грунтовыми водами отсутствует. Уклон потока определяется как отношение разности между отметками гидроизогипс к расстоянию между ними. Для характеристики глубины залегания уровня грунтовых вод по площади строят карты гидроизобат, которые представляют собой линии, соединяющие точки с одинаковой глубиной уровня грунтовых вод от поверхности земли. Глубина уровня воды обычно определяется рельефом: чем ниже поверхность земли, тем меньше эта глубина. Движение воды в фильтрационных потоках может быть установившимся и неустановившимся, равномерным и неравномерным. При установившемся движении расход потока во времени не изменяется: Q = соnst. При  равномерном движении скорость воды в любом поперечном сечении потока — величина постоянная. В природных или измененных деятельностью человека условиях преобладает неустановившееся неравномерное движение. Чаще всего изменения расходов во времени и скорости по потоку незначительны, поэтому расчеты фильтрационных потоков можно проводить по формулам для установившегося движении подземных вод. Для расчетов необходимо знать некоторые элементы фильтрационного потока и коэффициент фильтрации водоносных пород. Так, расход фильтрационного потока Q в общем случае определяется так: Q = BhkI = Bhk( H1 − H 2 ) / ( L1 − L2 ). (8.10) Для плоских потоков достаточно определить единичный расход q: q = Q/B. (8.11) Величины (В — ширину потока, h — мощность водоносного горизонта, Н1, Н2 — напор подземных вод в первом и втором сечениях, L1, L2  — длину пути фильтрации между первым и  вторыми 241



a=

khср µ

;  a ∗

k , n βв + βп

8.4. Элементы фильтрационного потока

К элементам фильтрационного потока относятся линии токов а и линии равных напоров Н, расход потока Q, скорость фильт­ рации V, ширина потока В, мощность потока h (или т), разность напоров ΔH и напорный градиент I (рис. 8.3). Воображаемые линии токов а  и линии равных напоров Н в каждой точке взаимно перпендикулярны и вместе образуют так называемую гидродинамическую сетку движения воды. Расход Q фильтрационного потока (л/с или м3/сут) представляет собой количество воды, проходящее через поперечное сечение потока F0 в единицу времени t. Гидродинамическая сетка используется при изучении установившегося движения в одной плоскости. По такой сетке на различных участках фильтрации можно определить средние скорости фильтрации, направление движения, расход потока. Скорость фильтрации  — величина фиктивная, равная отношению расхода Q к площади поперечного сечения потока F0: (8.13) V = Q /F0. 242

Q

00

H2

H1

h2

2

H2

h1

H1

Q

L1–2

0 б

а 1

(8.12)

где hср — средняя мощность водоносного горизонта; μ — водоотдача водоносной породы; п  — пористость водоносной породы; βв и βп — коэффициенты объемной упругости воды и водоносной породы. Условия, при которых происходит движение подземных вод, могут быть сложными и простыми. Для относительно простых гидрогеологических условий используются существующие аналитические решения, а в особенно сложных условиях фильтрационные задачи решаются с помощью математического моделирования.

1

2

m

сечениями) определяют при полевых исследованиях, а  коэффициент фильтрации k водоносных пород различными способами: в лаборатории по эмпирическим формулам и в полевых условиях по результатам опытных откачек, опытных нагнетаний и свободных наливов воды в шурфы и скважины. При колебаниях расхода или скорости движения воды в фильтрационных потоках изменяются свободные и  пьезометрические уровни напорных вод. Скорость изменения этих уровней определяется коэффициентом уровнепроводности а для вод ненапорных и коэффициентом пьезопроводности а* — для напорных:

2

Рис. 8.3. Продольные разрезы фильтрационных потоков ненапорных (а) и напорных (б) вод [21]: породы: 1  — водопроницаемые; 2  — водонепроницаемые; h1 и h2  — мощность потока ненапорных вод в сечениях 1 и 2; Н1 и Н2 — абсолютные отметки установившихся уровней воды в  сечениях 1 и  2; m  — мощность потока напорных вод; L1–2 — расстояние между сечениями 1 и 2

Для определения действительной скорости движения воды U расход Q следует разделить на  водопроводящую площадь водоносной породы F0nа: U = Q / ( F0 na ). (8.14) Учитывая зависимость (8.14), запишем:

U = V / na .

(8.15)

Поскольку nа — активная пористость, всегда меньшая единицы, действительная скорость фильтрации U всегда больше фиктивной V. Ширина потока B измеряется в направлении, перпендикулярном к движению воды. Мощность потока в  какой-либо его точке соответствует мощности зоны насыщения. Для потока со свободной поверхностью мощность h измеряется от уровня воды (свободной поверхности) до  нижней водонепроницаемой границы потока. По  потоку и  во времени мощность h, как правило,  — величина переменная. Для напорных вод мощность потока m равна мощности водоносной породы между верхним и  нижним водонепроницаемыми пластами. Она может быть постоянной или изменяться по потоку. По направлению движения воды происходит падение напора ΔH = Н1 - Н2, где Н1, Н2 — высота свободного или пьезометрического уровня над плоскостью сравнения. Если нижняя граница фильтрационного потока горизонтальна, то ее можно принимать за  плоскость сравнения. В  других случаях плоскость сравнения 243

Окончание табл. 8.1

Группа

может быть нулевой или какой-либо другой, но  расположенной ниже кровли нижнего водоупора данного водоносного горизонта. Напорный градиент I представляет собой отношение напора ΔH к длине пути фильтрации L1–2. От величины напорного градиента в значительной степени зависит скорость фильтрации. Водопроницаемость водоносных пород. Количественно она оценивается коэффициентом фильтрации. Деление пород по водопроницаемости приведено в табл. 8.1.

Характе­ ристика проницаемости

1. Пески тонкозернистые и пылеватые 2. Слабо трещиноватые магматические и метаморфические породы 3. Лёссовидные суглинки

V Весьма низкая

0,001–0,01 1. Суглинки, тяжелые супеси 0,001–0,01 2. Сцементированные песчаники, алевролиты и т.п. 0,001–0,01 3. Очень слабо трещиноватые или слабо закарстованные породы

Группа

Фильтрационные свойства горных пород [2, 21]

I

Очень высокая

II Высокая

III Средняя

244

Основные виды пород

КоэффиПорисциент тость фильт­рации, (пустот­ м/сут ность), %

1. Галечники и гравий без заполнителя, валунно-галечные отложения 2. Сильно закарстованные карбонатные породы 3. Сильно трещиноватые магматические и метаморфиче­ские породы

Более 100

25–35

Более 100

20–35

Более 70

1–5

1. Галечники и гравий с заполнителем; песчано-галечные отложения; грубозернистые пески 2. Разно- и среднезернистые пески 3. Закарстованные карбонатные породы 4. Трещиноватые магматические и метаморфические породы

15—70

25–35

1. Галечники и гравий с заполнителем (мелко- и среднезернистый песок) 2. Пески среднезернистые 3. Трещиноватые песчаники, гравелиты, конгломераты 4. Слабо закарстованные карбонатные породы 5. Трещиноватые магматические и метаморфические породы

7–15

25–35

7–20

1–8

5–20

1–2

5–10

25–30

5–10 5–7

25–40 6–20

3–7

1–2

3–5

0,2–0,5

КоэффиПорисциент тость фильт­рации, (пустот­ м/сут ность), %

IV Низкая

Таблица 8.1

Характе­ ристика проницаемости

Основные виды пород

До 1 0,05–0,1 0,05-—0,1

Менее 0,001 VI Практи- 1. Глины, аргиллиты, тяжелые Менее 0,001 суглинки чески непрони- 2. Скальные и полускальные моцаемые нолитные породы (водоупоры)

25–40 0,1–1 25–40

25–40 5–8 0,01–0,1

15–40 Менее 0,01

В зависимости от величины водопроницаемости по различным направлениям породы могут быть изотропными и анизотропными. Во-первых, водопроницаемость и коэффициент фильтрации не зависят от направления движения воды, во вторых, значения коэффициента фильтрации в вертикальном и горизонтальном направлениях заметно отличаются. Например, лёсс обладает более высокой водопроницаемостью в  вертикальном направлении, а  глины  — в  горизонтальном. Все водопроницаемые, как изотропные, так и  анизотропные, породы могут быть однородными и  неоднородными. Последнее относится в основном к зернистым породам: гранулометрический состав и  пористость этих, внешне однородных пород, могут постепенно изменяться в каком-либо направлении. Фильтрационные потоки могут иметь нижнюю, верхнюю и боковые границы. Нижней границей потока служит кровля нижнего водоупора (водонепроницаемой породы). Верхняя граница фильтрационного потока ненапорных вод свободная, т.е. положение поверхности воды изменяется во времени. Боковые границы расположены по контору фильтрационного потока, это могут быть участки 245

питания (верхняя боковая граница) и дренажа потока (нижняя боковая граница), а также водонепроницаемые породы. По форме в плане границы потока могут быть прямоугольными, округлыми или геометрически неправильными. Обычно боковыми границами потоков являются берега рек, озер, склоны оврагов, балок и т.д. Боковые границы могут быть искусственными — наружными (берега каналов, водохранилищ) и внутренними (контуры подземных частей сооружений). Искусственные границы потоков могут быть участками питания, расходования или водонепроницаемыми. Для решения дифференциальных уравнений, описывающих движение подземных вод в пористой среде, необходимо знать краевые условия, включающие начальные и  граничные условия. В  символьном виде можно выделить четыре вида граничных условий: 1) граничное условие первого вида Н = f(t), или Н = соnst (например, уровень воды в реке, канале, озере); 2) граничное условие второго вида Q = f (t), или Q = соnst (например, расход скважины или водоупор); 3) граничное условие третьего вида Q = f (H1 - Н2) (например, когда происходят перетоки вод из  одного водоносного горизонта с напором Н1 в другой с напором Н2 через слабо проницаемый водоупор); 4) граничное условие четвертого вида свидетельствует о  том, что на границе раздела двух сред (например, разные коэффициент фильтрации, водопроводимость) Qпритока = Qоттока. Для расчетов расхода воды в  фильтрационном потоке необходимо иметь представление о направлениях движения воды по его площади (в плане) и глубине (в разрезе). В соответствии с направлениями движения воды фильтрационные потоки делятся на плоские и пространственные. Плоские потоки, в  свою очередь, делятся на  одномерные (линейные) и  двухмерные. В  линейных потоках линии тока параллельны и в плане, и в разрезе. Двухмерные плоские потоки могут быть плановыми и  профильными. Наиболее сложен пространственный, или трехмерный, фильтрационный поток: линии тока в  нем взаимно не  параллельны ни в  плане, ни в  разрезе. Такие условия могу быть при криволинейных очертаниях боковых границ, мощном водоносном горизонте, обходной фильтрации воды вблизи плотины и т.д.

3. 4. 5. 6.

Перечислите основные элементы фильтрационного потока. Напишите в  символьном виде известные вам граничные условия и объясните их физический смысл. Чем отличается действительная скорость фильтрации подземных вод от фиктивной? Как ее можно определить? Перечислите основные виды фильтрационных потоков.

Контрольные вопросы и задания 1. 2.

246

Что такое фильтрация, инфильтрация и инфлюация? Какое движение подземных вод в  пористой среде описывают уравнения Дарси и Шези—Краснопольского? 247

Глава 9 Режим и баланс подземных вод Под режимом подземных вод понимаются закономерные изменения их ресурсов, состава и  свойств (включая уровни, расходы, скорости, температуру, химический, газовый и бактериологический состав), происходящие в пространстве и во времени и отражающие процесс их формирования. Режим подземных вод — это кратковременные, сезонные, многолетние и  вековые изменения их качественных и количественных показателей. Выявление основных закономерностей таких изменений и составляет главную задачу режимных гидрогеологических наблюдений. Режим и баланс подземных вод изучается с использованием данных стационарных гидрогеологических наблюдений при решении любых задач, связанных с оценкой, использованием и регулированием подземных вод. 9.1. Факторы формирования и типы режима подземных вод

Режим подземных вод в  зависимости от  характера определяющих его явлений и факторов может быть естественным (формируется под влиянием комплекса естественных факторов), нарушенным (определяется главным образом инженерно-хозяйственной деятельностью человека) и  смешанным, формирующимся под влиянием комплексного воздействия естественных и  искусственных факторов. Режим подземных вод — это процесс, происходящий в определенных условиях под действием природных и искусственных (созданных человеком) факторов. К природным относят космогенные, климатические (метеорологические), гидрологические, биогенные и  эндогенные (землетрясения, вулканические извержения) факторы, к искусственным — обводнение, осушение и орошение территорий, подпор со стороны водохранилищ, кратковременный водоотлив при строительстве, сброс промышленных и бытовых вод, законтурное заводнение, откачки (табл. 9.1). Все эти факторы проявляются в определенных условиях, к которым относятся тектоническая структура, геологическое строение, литологический состав пород, рельеф, почвы и др. Эти условия изменяются настолько медленно, что при изучении годового, сезон248

Таблица 9.1 Факторы формирования режима подземных вод [21]

Группа процессов Экзогенные

Факторы Природные:   космические климатические гидрологические гидрогеологиче­ ские

геологические

биогенные

Эндогенные

Геологические

Тектонические

Экзогенные

Искусственные: гидромелиорации (орошение) гидромелиорации (осушение) Строительство гидротехнических сооружений Водоотлив при строительстве горнорудных сооружений Сброс промышленных и бытовых вод

Агенты воздействия Солнечная активность, приливные силы Луны и других планет Атмосферные осадки, влажность, температура Режим поверхностных вод (моря, озера, реки) Гидрогеологические условия (глубина залегания уровня грунтовых вод, строение зоны аэрации, наличие водонепроницаемых пород) Влияние геологического строения территории и рельефа (открытый карст, суффозия), предгорные территории Наличие почвенного покрова, влияние растительности и животных организмов Влияние геологического строения территории (формы рельефа, тектоническая структура, литологическое строение) Эпейрогенические колебания земной коры, тектонические движения, вулканическая деятельность, землетрясения Подъем уровней грунтовых вод Снижение уровней грунтовых вод Создание водохранилищ и возникновение подпора грунтовых вод Понижение уровней подземных вод при откачке Подъем уровней грунтовых вод и возможное загрязнение 249

ного, месячного и  суточного режимов их можно считать постоянными. Естественный и  смешанный режимы подземных вод имеются на большей части территории России. Нарушенный режим наблюдается на локальных участках там, где решающим фактором в создании режима подземных вод является инженерная деятельность человека (орошение, осушение, гидротехническое строительство, действие водозаборных и дренажных сооружений и т.п.). Космогенные факторы. Внеземные факторы оказывают влияние на режим многих процессов, происходящих внутри Земли и на ее поверхности. Это влияние прослеживается и  при анализе многолетнего режима подземных вод. Так, 11-летние циклы колебаний их уровня связываются с изменением активности Солнца. В приморских районах прослеживается влияние Луны на режим уровня моря и грунтовых вод (приливы и отливы). В целом влияние космогенных факторов на режим подземных вод изучено пока недостаточно. Климатические факторы. Материалами исследований подтверждается влияние количества, интенсивности и состава атмосферных осадков на глубину залегания уровня, химический состав и расход (запасы) грунтовых вод. Графики колебаний их уровня для различных районов России хорошо иллюстрируют эти закономерности Наблюдения, проведенные в областях с сезонным промерзанием почв и  подпочв, показали, что изменение мощности зоны аэрации практически не сказывается на начале весеннего подъема уровня грунтовых вод — все зависит от широты, на которой находится район. Гидрологические факторы оказывают решающее влияние на режим подземных вод на территориях, расположенных вблизи поверхностных водоемов и водотоков. Режим грунтовых вод определяется режимом поверхностных вод в  реках, озерах. Гидравлическая связь между поверхностными и грунтовыми водами может быть различной. В одних случаях грунтовые воды могут питать поверхностные, а в других — пополняться за их счет. Первый вариант типичен для избыточно влажной, влажной и недостаточно влажной зон в период меженного уровня в реках и водоемах. Геологические факторы — это относительно быстро протекающие геологические процессы, которые могут резко изменить условия залегания подземных вод и  повлиять на  их режим. К  таким процессам относятся прежде всего эндогенные процессы — землетрясения и  вулканические извержения. В  результате землетрясений происходит резкое изменение уровней и  расходов воды в  сква250

жинах и родниках, появляются новые и исчезают существовавшие до землетрясения родники. Растительность (особенно лесная), животные и микроорганизмы также оказывают влияние на режим грунтовых вод. Растительность поглощает значительное количество подземной воды, а испаряет ее через листья. В то же время лесная подстилка задерживает влагу, способствует медленной инфильтрации и препятствует плоскостному смыву, является регулятором водного режима, защищает поля от ветровой и водной эрозии, роста оврагов, движения песков. Особенно велика роль древесной растительности в  предохранении степей от периодических засух и эрозии. Отмеченные выше факторы проявляются в  определенных условиях. К ним относятся рельеф, геологические условия и почвы. Рельеф. Глубина залегания уровня подземных вод и скорость водообмена в основном определяются рельефом. Для расчлененной и  гипсометрически приподнятой территории при прочих равных условиях характерны большие скорости водообмена и условия, благоприятные для формирования пресных вод. В условиях мелкобугристого рельефа на  равнинах скорости водообмена и  глубина уровня подземных вод меньше. Здесь формируются более минерализованные воды. Геологические условия. К  ним относятся тектонические структуры, геологическое строение и  состав горных пород. Тектоника в значительной степени определяет направление и скорость передвижения подземных вод. В платформенных областях они зависят от мощности, состава и условий залегания осадочного чехла. В горно-складчатых областях с  наличием разрывных дислокаций (разломов) наблюдаются гидравлическая связь между водоносными горизонтами и  бо л ьшие скорости водообмена, чем на платформенных территориях. В таких областях в пределах синклиналей и моноклиналей формируются напорные воды. При этом углы наклона горных пород в  десятки раз превышают соответствующие углы в осадочном чехле платформ, где они составляют не более 2°. Литологический состав горных пород оказывает большое влияние на качество подземных вод и условия водообмена между водоносными горизонтами. Их влияние на состав подземных вод хорошо видно при наличии растворимых в воде пород (известняков, гипса, каменной соли) или растворимых минералов (галита, гипса, доломита, кальцита) в составе нерастворимых пород. По составу подземные воды могут быть хлоридными натриевыми (галит), сульфат251

ными кальциевыми (гипс), гидрокарбонатными магниево-кальциевыми (доломит) или гидрокарбонатными кальциевыми. Наличие водонепроницаемых пород способствует изоляции водоносных горизонтов. К  таким породам, например, можно отнести суглинки или глины, неслоистые с включением обломков скальных и полускальных пород (морена). Почвы оказывают влияние на  режим верховодки и  грунтовых вод. Так, в избыточно влажной зоне грунтовые воды обычно весьма пресные, богатые органическими кислотами, кислые, агрессивные. Почвы здесь нередко торфяные, содержащие закисные соединения железа, метан и  сероводород. В  недостаточно влажной и  сухой зонах распространены серозёмы. Здесь преобладают процессы испарения, ведущие к засолению, поэтому распространены солончаковые и  солонцовые почвы. Грунтовые воды при инфильтрации через зону аэрации обогащаются хорошо растворимыми солями (хлоридами и сульфатами). Изучение режима подземных вод позволяет определять: •• необходимые для прогнозов режима связи и зависимости элементов режима от природных и искусственных факторов или их совокупности; •• отдельные элементы водного баланса, используемые при обосновании водохозяйственных мероприятий и в расчетах водных балансов; •• характер и степень влияния инженерной деятельности человека на  подземные воды и  связанные с  изменением их режима явления и  процессы (для обоснования наиболее рациональных путей управления режимом подземных вод, их использования, охраны и регулирования). Под балансом подземных вод понимают соотношение между их поступлением (приходная часть) и расходованием (расходная часть) в  количественном выражении (в  мм или м3/га) на  той или иной площади за определенный период. Изучение элементов водного баланса и выявление его основных факторов создает основу для управления режимом подземных вод. В  свою очеред, анализ режима подземных вод позволяет количественно определять элементы водного баланса (инфильтрацию, испарение, подземный сток) и  да составлять точные водно-балансовые расчеты. Задачи изучения режима и баланса подземных вод чрезвычайно многообразны. Без знания условий формирования подземных вод, их режима и баланса невозможно эффективное и научно обоснованное решение ни одной гидрогеологической задачи. 252

Только стационарные гидрогеологические исследования режима и  баланса подземных вод позволяют: дать количественную характеристику процессов их формирования, выявить основные закономерности пространственно-временного изменения их количества, качества и  свойств, применить эти закономерности для наиболее рационального использования и охраны подземных вод, разработать мероприятия по  борьбе с  их вредным воздействием и способы управления их режимом. Данные режимных наблюдений являются основой для гидрогеологического обоснования и инженерных прогнозов всех видов инженерной деятельности, связанных с использованием и регулированием подземных вод (водоснабжения, орошения, осушения, дренажа, гидротехнического строительства, разработки месторождений полезных ископаемых и т.д.). В России действует государственная опорная сеть наблюдательных пунктов, включающая около 100 режимных станций и свыше 25 тыс. наблюдательных пунктов. Кроме того, режимные наблюдения осуществляют многие ведомства и организации на массивах орошения и осушения, в пределах эксплуатируемых месторождений минеральных вод, твердых полезных, ископаемых, нефти, газа, на действующих водозаборных и гидротехнических сооружениях и т.д. По мере роста гидрогеологической изученности территории России, дальнейшего развития сети режимных наблюдений и совершенствования методов обработки и  использования исходной информации значение стационарных гидрогеологических исследований будет постоянно возрастать, и они станут одним из главных видов полевых гидрогеологических исследований, обосновывающих решение разнообразных народнохозяйственных задач. Специализированная сеть наблюдательных пунктов необходима для исследования режима и  прогнозирования его изменений в связи с решением конкретных вопросов: •• в орошаемой зоне — для обоснования мероприятий по борьбе с  засолением и  заболачиванием земель, составления прогноза режима подземных вод и разработки рекомендаций по регулированию водного и солевого балансов; •• на заболоченных землях и землях, к ним прилегающих, — для обоснования мероприятий по осушению; •• в зоне влияния крупных водохранилищ и каналов — для предупреждения мелиоративного состояния земель, связанного с подтоплением и переработкой берегов водохранилищ; •• в районах крупных водозаборов  — для оценки эксплуатационных запасов подземных вод; 253

•• в районах использования минеральных и промышленных вод — для разработки мероприятий по охране этих вод от загрязнения и истощения; •• в пределах крупных городов, в районах сброса промышленных и  бытовых вод в  поглощающие водоносные горизонты  — для разработки мероприятий по  охране окружающей среды от  загрязнения; •• в районах добычи полезных ископаемых с помощью шахт и карьеров — для оценки и прогнозирования водопритока при осушении подземных выработок; •• при поисках и разведке полезных ископаемых с помощью подземных вод — как индикатора для обнаружения отдельных видов месторождений; •• в районах лесных насаждений и лесных полос — для оценки изменения их экологического состояния; •• в районах развития многолетнемерзлых пород  — для исследования режима вод многолетней мерзлоты. Закономерности изменения основных показателей и параметров режима определяются режимообразующими факторами. Так, грунтовые воды, находящиеся обычно вблизи поверхности земли, характеризуются более интенсивными колебаниями показателей режима (главным образом уровня), поскольку они тесно связаны с климатическими факторами и поверхностными водами. Напорные воды, залегающие ниже грунтовых вод, обычно имеют связь с поверхностными водами и атмосферой только в областях питания и  разгрузки. Режим их мало подвержен влиянию климатических и гидрологических факторов. В естественном многолетнем режиме напорных вод проявляются вековые изменения режимообразующих факторов. Существуют различные классификации режима подземных вод, разработкой которых занимались многие ученые и исследователи: М.Е. Альтовский, Г.Н. Каменский, В.С. Ковалевский, А.А. Коноплянцев, М.М. Крылов и др. В основу классификаций были положены различные принципы. Наиболее обоснованным представляется генетический принцип выделения типов режима по количественному соотношению главных факторов. Питание подземных вод зависит от величины инфильтрации атмосферных осадков и  поверхностных вод, подземного бокового притока, а иногда притока снизу, т.е. перетекания из напорного водоносного горизонта. Расходование воды из водоносного горизонта происходит при испарении и  транспирации воды растениями, а также вследствие подземного оттока. Воздействие режимообразу254

ющих факторов в определенных естественных или измененных человеком условиях приводит к характерному для каждой территории соотношению процессов питания и расходования подземных вод. Естественные типы режима. Применительно в основном к грунтовым водам в  зависимости от  главного фактора выделяют следующие типы режима: климатический; гидрологический; гидрогеологический; предгорный, карстовый или поглощения; напорного питания; смешанный. Климатический тип режима. Главными факторами климатического режима являются атмосферные осадки, температура и  дефицит влажности воздуха. Наблюдается он на участках, удаленных от водотоков и водоемов, при небольшой глубине залегания уровня грунтовых вод. Первый подтип характерен для районов многолетней мерзлоты, где влага в  деятельном слое только летом на  краткий срок становится жидкой и  приобретает подвижность. Воды пресные и ультрапресные. Второй подтип имеет наибольшее распространение и наблюдается на территории южнее зоны многолетней мерзлоты, в зоне сезонного промерзания, в районах избыточного, неустойчивого и частично недостаточного увлажнения. Гидрологический тип режима (по Г.Н. Каменскому прибрежный). Такой тип режима характерен для участков, прилегающих к водотокам и водоемам (озерам, рекам, морям). Колебания уровня грунтовых вод следуют иногда с  некоторым отставанием за  колебаниями уровней воды в водотоках. В период паводков на реке происходят подпор и  питание грунтовых вод речными водами. В межень грунтовые воды обычно питают реки. Гидрогеологический тип режима (по М.М. Крылову стоковый). Распространен на участках, удаленных от водотоков и водоемов, с глубоким залеганием уровня грунтовых вод (более 8 м), в пределах недостаточно влажной и сухой зон при условии, что зона аэрации сложена слабопроницаемыми породами (лёссы, суглинки, супеси). Он характерен и для напорных и межпластовых ненапорных вод. Предгорный, карстовый или режим поглощения (по Г.Н. Каменскому) распространен в  районах с  открытым карстом, в  пределах конусов выноса и предгорных равнин, с преобладающими в разрезе гравийно-галечниковыми отложениями. Неравномерное поглощение атмосферных осадков и  поверхностных вод в  сочетании с интенсивным подземным стоком приводит здесь к резким колебаниям уровня грунтовых вод (амплитуда составляет 5–10 м, а иногда и больше). Режим напорного питания наблюдается на участках, где главным фактором режима является питание грунтовых вод снизу, за  счет 255

напорных вод. Режим грунтовых вод в  основном следует режиму подстилающего горизонта напорных вод. Смешанный тип режима имеет место на участках, где на режим подземных вод в  равной степени влияет несколько отмеченных выше природных факторов. Особенности режима напорных вод. В горизонтах напорных вод проявляется так называемый упругий режим, при котором на пьезометрический уровень оказывает влияние изменение упругости воды и  пористости водоносной породы. Упругий режим может быть обусловлен естественными и  искусственными факторами. К  первым можно отнести изменение атмосферного давления и уровня грунтовых вод в области питания, морские приливы и отливы, землетрясения. Искусственным фактором является водозабор из водоносного горизонта. Нарушенные типы режима. Естественные типы режима грунтовых вод могут нарушаться при вмешательстве человека в природную среду в связи с орошением полей; осушением заболоченных земель; отбором подземных вод для питьевого, технического и сельскохозяйственного водоснабжения; строительством инженерных, в том числе гидротехнических, сооружений; осушением территории при разработке полезных ископаемых с помощью шахт или карьеров. Инженерно-строительная деятельность человека и другие техногенные причины изменяют естественные режимообразующие факторы и способствуют возникновению новых — так формируется искусственный (или нарушенный) режим подземных вод. Деятельность человека может проявляться в повышении и в понижении уровня подземных вод, в изменении их химического состава, расхода и температуры. Основное внимание при инженерногеологических исследованиях уделяется изучению уровенного режима подземных вод. Повышению уровня подземных вод способствуют строительство водохранилищ и  других искусственных водоемов, орошение, утечка воды из подземных сетей водонесущих коммуникаций, промышленных бассейнов, водохранилищ и  т.д. Под влиянием искусственных (антропогенных) факторов уровни подземных вод могут подниматься на 10–15 м и более. Особенно значительно обводняющее действие крупных водохранилищ. 9.2. Особенности режима грунтовых вод при гидромелиорации земель

Изучение природных особенностей гидрогеологических условий и их изменения под влиянием мелиоративной деятельности зон не256

обходимо для решения многих инженерных задач на объектах природообустройства и водопользования. Мелиоративная гидрогеология — это отрасль прикладной гидрогеологии, которая изучает гидрогеологические условия в  процессе мелиорации земель и  для проектирования мелиоративных мероприятий (орошения, обводнения, осушения и  пр.) с  целью прогрессивного повышения плодородия почвы и  высоких устойчивых урожаев сельскохозяйственных культур на мелиорируемых землях. Основными практическими задачами мелиоративной гидрогеологии являются [8]: •• изучение гидрогеологических условий и прогноза их изменения под влиянием проектируемых мелиоративных решений; •• проектирование дренажа и других мелиоративных мероприятий; •• рациональное использование и охрана подземных вод на мелиорируемых территориях с  учетом их воздействия на  окружающую среду; •• гидрогеологические наблюдения при эксплуатации мелиоративных систем. Объективную оценку мелиоративных условий при гидромелиорациях можно дать, только если специалисты гидрогеологи-мелиораторы опираются на естественнонаучный анализ природных процессов, в том числе на изучение водного и солевого режима грунтовых вод. Особенности режима грунтовых вод в районах орошения. При орошении сельскохозяйственных полей часть вод идет на питание растений, часть испаряется и часть (не считая сбрасываемой с полей) затрачивается на  питание грунтовых вод. В  связи с  этим уровень грунтовых вод поднимается, вследствие чего активизируются их испарение и накопление солей в зоне аэрации и грунтовых вод. В результате может происходить засоление почв, что вызывает снижение урожайности сельскохозяйственных культур. Дополнительное питание грунтовых вод происходит также при фильтрации воды из магистральных, распределительных и оросительных каналов. Все эти процессы ведут к  изменению режима грунтовых вод не только на орошаемых, но и на неорошаемых площадях, расположенных в пределах массивов орошения. Основными гидрологическими показателями, которые преобразуют ландшафты в  зоне орошения, являются объем водоподачи (оросительная норма) и величина ирригационного питания. Оросительная норма — это объем воды, который обеспечивает поддержание в корнеобитаемом слое почвы влажности, оптимальной для 257

роста и развития растений и формирования максимального урожая культур. Оптимальные биоклиматические оросительные нормы нетто (мм) сельскохозяйственных культур в различных природно-климатических зонах России, при различном уровне залегания грунтовых вод и  для различной влагообеспеченности по  году приведены в справочнике по мелиорации и водному хозяйству (орошение). Ирригационное питание грунтовых вод (включающее инфильтрационное питание при поливах и фильтрационные потери из ирригационных каналов) является основным гидродинамическим показателем, на который необходимо налагать ограничения. При оценке инфильтрационного питания при поливах и  начале процесса подъема уровня грунтовых вод необходимо учитывать возможность транзитных потоков оросительной воды через корнеобитаемый слой в  объемах, достигающих, как правило, около 20% от  суммарных потерь воды на  фильтрацию. Фильтрационные потери из  оросительной сети (из  магистральных каналов, межхозяйственной и внутрихозяйственной сети) могут достигать 40–50% расхода канала. Для различных ландшафтно-климатических зон (в зависимости от  суммарного водопотребления сельскохозяйственных культур) предложены экологические ограничения на величину инфильтрационного питания грунтовых вод, фильтрационные потери из каналов и оросительной сети и на величину суммарного ирригационного питания грунтовых вод при существующем техническом и технологическом уровне развития оросительных мелиораций. Роль оросительных вод, фильтрующихся через дно и стенки каналов, в зависимости от природных условий может быть различной. Проникая в водоносные пласты и будучи менее плотными, они плавают на поверхности нижележащих слабо и сильно солоноватых вод, образуя своеобразные линзы и пополняя запасы подземных вод. В условиях хорошего оттока они промывают почвы и  породы от  солей. В  случае низких фильтрационных свойств пород и  при отсутствии оттока в  одних областях происходят подъем уровня грунтовых вод и подтопление, а в других вследствие испарения развивается засоление почв. На Украине (Ингулецкая оросительная система), в  Азербай­ джане (Кура-Араксинская низменность) и Туркмении за счет фильтрации вод из каналов и водохранилищ увеличились запасы подземных вод, образовались верховодка, иногда с линзами пресных подземных вод, а  также родники. Уровни грунтовых вод здесь быстро поднялись. 258

Орошение сточными водами. Использование для орошения сбросных вод различных предприятий и хозяйств началось в XIX в. Впервые этот способ был применен в 1888 г. под Одессой. Позднее началось орошение сточными водами земель вблизи Москвы (Люберецкие поля орошения), Киева и Донецка. Проблема почвенной утилизации отходов на  удобрения имеет разноплановые аспекты и  не отделима от  проблемы плодородия почв и экологии. Многолетний опыт использования животноводческих стоков для орошения кормовых культур показал их высокую эффективность  — урожайность растений возрастает в  2–3 раза и более по сравнению с богарой. Особенно эффективно использование подобных стоков в Центрально-Черноземном, Поволжском, Северо-Кавказском и Западно-Сибирском районах. Исследования по орошению сточными водами проводились в Рязанской области (на ОАО «Рязанский свинокомплекс»). Сточные воды свинокомплекса используются для орошения кормовых культур, причем в структуре посевных площадей выращиваются злаковые травы, которые неоднозначно реагируют на поливы сточными водами. Результаты научных исследований показали, что орошение многолетних трав животноводческими стоками обеспечивает повышение плодородия почв (повышается содержание гумуса, увеличивается степень насыщенности основаниями, возрастает количество калия и фосфора, повышается содержание марганца и меди). Орошение животноводческими стоками при оптимизации норм полива повышает и качество многолетних трав — возрастают содержание сырого протеина, общее количество аминокислот, содержание калия, фосфора. При использовании животноводческих стоков свинокомплексов и  ферм крупного рогатого скота в  структуре посевных площадей кормовых севооборотов ведущей культурой должны быть многолетние травы, особенно злаковые, как источник получения грубых кормов, сена, сенажа, силоса, травяной муки. На землях, орошаемых сточными водами, следует выращивать культуры, которые характеризуются положительной реакцией на  вневегетационные поливы при круглогодовом регулярном и циклическом орошении. Орошение сточными и минерализованными водами в ряде случаев оказывает существенное влияние на  режим подземных вод. Этот вид орошения предполагает, с  одной стороны, самоочистку сточных вод, а с другой — использование сельскохозяйственными культурами питательных веществ, содержащихся в  этих водах. При орошении сточными водами обычно происходят загрязнение грунтовых вод и  подъем их уровня. Так, на  ряде участков полей 259

орошения в  Донбассе за  25 лет произошел подъем уровня грунтовых вод, с 0,5 до 2,8 г/л увеличилась минерализация, гидрокарбонатный состав грунтовых вод изменился на сульфатный состав. Если подземные воды сверху перекрыты плотными водонепроницаемыми породами, то загрязнения может и  не быть. Так, в районах вблизи г. Люберцы и с. Кудиново, несмотря на 80-летний период орошения сточными водами, загрязнения подземных вод не  установлено. Для использования сточных сбросных вод в  качестве оросительных необходимо детальное изучение гидрогеологических условий района, в  особенности естественного режима и элементов баланса подземных вод. Режим грунтовых вод в  районах осушения. В  осушаемой зоне устойчивость агроландшафтов определяется нормой осушения и отводом избыточных вод. Понижение уровня грунтовых вод под действием осушительной системы приводит к увеличению уклона грунтового потока и водопритока к мелиоративной системе. С понижением уровня изменяется водообмен грунтовых вод с зоной аэрации и уменьшается расход грунтовых вод на испарение и  питание их инфильтрационными водами, уменьшаются влажность почв и водообеспеченность растений. Осушительные системы должны обеспечивать оптимальные значения уровня грунтовых вод, влажности, зоны аэрации и температуры почв, которые отвечают требованиям сельскохозяйственных культур и производства сельскохозяйственных и  эксплуатационных работ на  мелиорируемых землях. На осушительных системах технология регулирования водного режима почв должна обеспечивать оптимальный диапазон изменения влажности почв для различных культур. Нижний предел оптимальной влажности осушаемой торфяной почвы для большинства культур составляет 55–60%, а верхний — 70–75% от полной влагоемкости. Нормы осушения торфяных и  минеральных почв должны изменяться в  диапазонах от  65 до  100 см. Осушительные системы и  мероприятия по  их эксплуатации должны улучшать структурное состояние мелиорируемых почв, предохранять их от уплотнения, деградации и способствовать сохранению и накоплению гумуса в почве и повышению почвенного плодородия. В районах осушения на  заболоченных участках поверхность грунтовых вод совпадает с  поверхностью земли или находится вблизи нее. Выделяются три типа сезонного режима грунтовых вод (А.А. Маккавеев): 1)  климатический, или водораздельный. Он наблюдается на плоских водоразделах и непроточных массивах со слабопроницаемыми водоносными породами и, следовательно, незначи260

тельном подземном стоке. Колебания уровня грунтовых вод обусловлены здесь атмосферными осадками и испарением; 2)  гидрологический. Он характерен для обширных низких речных террас и приозерных низменностей; 3)  напорный, или пьезометрический. Он типичен для районов, где грунтовые воды гидравлически связаны с нижележащими напорными водами через слабопроницаемые породы, разделяющие грунтовые и напорные воды, или через окна в водонепроницаемой кровле напорных водоносных горизонтов. Этот тип является гидрогеологическим и чаще смешанным (климатическим и гидрологическим, гидрологическим и гидрогеологическим). 9.3. Режим подземных вод в районах водозаборов и строительства инженерных сооружений

В районах отбора подземных вод для водоснабжения или с целью борьбы с  обводненностью шахт и  карьеров при разработке полезных ископаемых (каменного и бурого угля, железных руд) создается особый искусственный тип режима. Вокруг водозаборных одиночных или кустовых скважин образуются депрессионные воронки, диаметр которых достигает сотен метров, а  понижение уровня воды — 100 м. Природные факторы на режим подземных вод в этих условиях практически не влияют, а главным фактором является интенсивность водозабора. Режим грунтовых вод в районах водозаборов и строительства инженерных сооружений. Влияние длительной эксплуатации на химический состав артезианских вод изучалось во многих городах (Москве, Санкт-Петербурге, Брянске и др.). В Москве усиленная эксплуатация вод каменноугольного горизонта привела к крупным водопонижениям: уровни воды в скважинах снизились на 50–60 м, а площадь депрессионных воронок составила более 1000 км2. Такая эксплуатация повлияла на  сток малых и  средних рек области: в Московском районе подземное питание рек сократилось на 20– 30%, общий речной сток — на 5–25% (от годовых величин), а в Мещерском районе подземное питание — на 25–60% и общий речной сток — на 10–25%. За 35-летний срок наблюдений в Москве состав вод среднекаменноугольного горизонта при понижениях уровня до 35 м не изменился, отмечено лишь небольшое увеличение минерализации и  содержания хлора. В  нижнекаменноугольных отложениях при понижении уровня на  45 м химический состав также мало изменился, возросло лишь содержание сульфатов. Питание гидрогеоло261

гических подразделений верхнего гидрогеологического этажа в городе Москве осуществляется за счет: •• инфильтрации атмосферных осадков; •• техногенных вод (утечки по  сетям водонесущих коммуникаций — водопровода, канализации, теплотрасс); •• утечки на сооружениях водопотребляющих производств (ТЭЦ, насосные станции водопровода и канализации, градирни и др.); •• полива зеленых насаждений, мытья улиц и т.п.); •• конденсационных вод, накапливаемых в  грунтах обратных засыпок, планировочных подсыпок, в естественных грунтах зоны аэрации на закрытых площадях; •• инфильтрации и подпертой фильтрации из прудов и рек. Практически все воды верхней водоносной толщи мезокайнозойских отложений, распространенные на территории мегаполиса, загрязнены и не соответствуют питьевому качеству, для централизованного хозяйственно-питьевого водоснабжения они не используются, используются мало и исключительно для технических нужд некоторыми мелкими предприятиями, например, АЗС для мойки автомашин. Эксплуатационных скважин, оборудованных на мезокайнозойские водоносные отложения, в городе единицы-десятки, водоотбор их невелик, роль в  водоснабжении города незначительна [14]. Анализ результатов территориального мониторинга грунтовых вод показывает, что в течение 2006–2012 гг. гидродинамический, температурный и  гидрогеохимический режимы грунтовых вод на  всей территории города были нарушенными. Гидродинамический режим грунтовых вод в  мегаполисе предопределен следующими условиями техногенеза: •• естественным сезонным изменением положения уровней, условий питания и разгрузки грунтовых вод; •• нарушениями в результате площадного асфальтирования улиц, перепланировки поверхности, постоянного освоения подземного пространства; •• барражным эффектом, неравномерными водопонизительными работами при строительстве и  работе дренажных сооружений, утечками из  водонесущих сетей, прокладкой новых коммуникаций и т.п. Влияние каждого из перечисленных факторов имеет локальный характер, однако вследствие их совместного длительного воздействия следует говорить о площадном техногенном изменении естественных гидрогеологических условий на территории мегаполиса. 262

Например, по  результатам гидрохимического опробования по скважинам г. Москвы в течение пяти лет выявлено, что соотношение типов воды по преобладающим анионам в химическом составе вод изменяется незначительно. Данные опробования скважин и родников характеризуют преимущественно хлоридные воды. Минерализация грунтовых вод в черте города в большинстве скважин и родников не превышает 1,0 г/л. Практически в половине опробованных скважин, так же как и в прошлые годы, фиксируется высокое содержание NH4, превышающее ПДК, что возможно связано с  поступлением сточных вод непосредственно в  грунтовые водоносные горизонты. Практически в половине отобранных проб зафиксировано превышение ПДК по содержанию железа, и почти во всех пробах — по содержанию марганца. Следует отметить, что характерной особенностью территории является то, что при формировании депрессионных воронок водоносные горизонты каменноугольных отложений из напорных превращаются в безнапорные, возникает опасность нисходящей фильтрации вышезалегающих загрязненных грунтовых вод. Также при строительстве глубоких подземных сооружений, особенно способом «стена в грунте», верхнеюрский водоупор, как правило, нарушается. Попадая в трещиноватые карбонатные породы, они провоцируют не только загрязнение подземных вод продуктивных водоносных горизонтов, но  и активизацию карстовых процессов в  карбонатных породах. Соответственно расширяются уже существующие и появляются новые площади, опасные с позиций проявления карстовых и карстово-суффозионных процессов [3]. С середины 1980-х гг. величина суммарного водоотбора подземных вод снижается, что может быть связано с  падением промышленного производства, выводом некоторых предприятий за пределы города и т.п. В 2000–2012 гг. наблюдается стабилизация отбора подземных вод как из скважин с последующим использованием, так и при водоотливе из подземных выработок. Анализ исследований показал, что использование подземных вод непосредственно для нужд г. Москвы составило 70,64 тыс. м3/сут, в  том числе на хозяйственно-питьевые нужды — 14,23 тыс. м3/сут (18%) и на производственно-технические — 56,41 тыс. м3/сут (рис. 9.1). Хозяйственно-питьевое водоснабжение города практически на 100% осуществляется за счет поверхностных вод из двух независимых источников: Волжского (35–36% объема) и Москворецкого (64–65% объема), на базе которых построена сеть водохранилищ. В результате водоотбора из водоносных горизонтов каменно­угольных отложений на территории г. Москвы практически повсеместно ус263

14,23

Хозяйственнопитьевое водоснабжение, тыс. м3/сут Производственнотехническое водоснабжение, тыс. м3/сут

15 5 15 0 14 13 5 5 14 125 13 0 0 120

16 0

56,41

11

1051

0 115

00 95 Брянск

Рис. 9.1. Использование подземных вод по целевому назначению в 2012 г. [3]

135 125 14 150 5 13 140 0

264

12 0

тановилась нисходящая фильтрация из верхних загрязненных водоносных горизонтов, заключенных в мезо-кайнозойских отложениях, увеличив тем самым составляющую часть питания водоносных комплексов карбона. Подземные воды этих отложений являются практически единственным резервным источником хозяйственно-питьевого водоснабжения в особый период возникновения чрезвычайных ситуаций, поэтому необходимо исключение его дальнейшего загрязнения. Подобное положение сложилось и в районе Санкт-Петербурга, где питьевое водоснабжение базируется на подземных артезианских водах, залегающих на глубине 100–250 м. На одном участке понижение уровня достигло 70 м, а площадь депрессионной воронки составила 20 тыс. км2, на другом уровень опустился на 60–65 м, а площадь воронки достигла 6000 км2 (радиус 35–75 км). Так, на рис. 9.2 показано развитие депрессионной воронки напорного водоносного горизонта в девонских отложениях Брянской области. Новые режимы подземных вод в результате длительного водопонижения сложились и в районах разработки полезных ископаемых (Курская магнитная аномалия, Кривой Рог, Белгородская и Днепропетровская области, Казахстан). Влияние отбора подземных вод и разработка недр могут оказывать негативное влияние на ландшафт (опускание территорий, снижение плодородия почв). На  вновь застраиваемых площадях при промышленном и гражданском строительстве обычно нарушается режим грунтовых вод: уменьшаются транспирация и  испарение с поверхности грунтовых вод, а их уровень повышается. В результате сооружения гидротехнических сооружений и плотин на реках резко изменяются гидрогеологические условия, а следовательно, и режим грунтовых вод в примыкающих к ним зонах. Выше плотины создается подпор грунтовым водам, уровень их по-

160

Гидроизопьезы девонской терригенно-карбонатной свиты Контур г. Брянска

Рис. 9.2. Развитие депрессионной воронки напорного водоносного горизонта в девонских отложениях Брянской области [3]

вышается, поэтому уклоны поверхности грунтовых вод уменьшаются, а иногда на участке, примыкающем к водохранилищу выше плотины, сменяются на  обратные уклоны. Режим грунтовых вод будет определяться режимом уровня воды в водохранилище. После заполнения водой водохранилищ происходят подъем уровня грунтовых вод на близлежащих участках и образование новых водоносных горизонтов пресных вод, а также формирование совершенно нового режима и баланса грунтовых вод. Причиной возникновения нового нарушенного режима подземных вод стали Каховское водохранилище (Херсонская область) и Каракумский канал в Туркмении. После наполнения Каховского водохранилища уровни вод стали быстро возрастать и за 5 лет поднялись на 5–10 м, началась фильтрация вод из водохранилища, а после подачи воды в Краснозна265

менский канал  — и  инфильтрация оросительной воды. Юг Украины беден пресными подземными водами, а неогеновый водоносный горизонт в  ряде районов Херсонской и  Запорожской областей является основным источником питьевого водоснабжения. В данном случае произошло пополнение запасов подземных вод этого и  других водоносных горизонтов. Вследствие создания Каховского водохранилища, обеспечивающего пресной водой плодородные степи Херсонской области и степного Крыма, в естественном режиме подземных вод произошли большие изменения — резко поднялся уровень грунтовых вод, а  на отдельных участках Краснознаменской оросительной системы неогеновый водоносный горизонт получил новый источник пополнения. Подобные процессы происходят и  на некоторых участках других рек (Волга, Кама), где построены водохранилища. Сооружение Каракумского канала резко изменило природные условия прилегающих пустынных районов: изменился подземный сток и произошло подтопление земель. Площади орошения за 30 лет увеличились почти на 100 тыс. га, в результате граница пустыни отодвинулась почти на 60 км, и на отдельных участках канала начали формироваться новые гидроморфные почвы с  галофитной растительностью; новый режим грунтовых вод тесно связан с режимом канала. 9.4. Водный и солевой баланс подземных вод

Водный баланс подземных вод представляет собой разность между приходом (питанием) и  расходом воды в  водоносном горизонте за  определенный отрезок времени. Такой баланс называется водным балансом подземных вод. Кроме водного баланса иногда составляется солевой баланс подземных вод. По аналогии с водным он представляет собой разность между суммой солей (или содержанием какой-либо соли), поступивших в  водоносный горизонт, и  суммой солей (или количеством какой-либо соли), удаленных из него за определенный отрезок времени. Баланс подземных вод изучают на  основе анализа их режима (аналитические методы), а также экспериментально, с постановкой специальных лизиметрических и водно-балансовых исследований на  типичных по  гидрогеологическим условиям балансовых участках. В последнем случае элементы водного баланса (инфильтрационное питание, испарение, транспирация, приток и  отток подземных вод и др.) определяют экспериментально при помощи различных приборов и  специальных установок и  используют 266

в  дальнейшем для различных водно-балансовых расчетов и  прогнозов режима и баланса подземных вод изучаемых районов. Баланс подземных вод может определяться для существующих условий или для проектных (прогнозный баланс). Основная задача расчета балансов подземных вод — количественная оценка характеристик гидрогеологических условий, а в случае неблагоприятной оценки — разработка мероприятий по изменению баланса с целью улучшения гидрогеологических условий территории. На основании изучения режима и  определения баланса подземных вод при известных условиях дается прогноз их режима. Для мелиорации сельскохозяйственных земель наибольшее значение имеет баланс грунтовых вод, для составления которого следует количественно определить каждую приходную и  расходную статью. Для этого поток грунтовых вод рассматривается в определенных границах: боковые границы — реки, каналы, коллекторы или условно принятые вертикальные поверхности; нижней границей обычно служит кровля подстилающего водонепроницаемого пласта или условная плоскость на принятой глубине. Верхняя граница балансового блока выбирается по-разному. В  одних случаях баланс грунтовых вод определяется с  учетом баланса поверхностных вод и вод в зоне аэрации. Верхней границей балансового участка в  этом случае будет поверхность земли, включая поверхностные воды. В других случаях при определении баланса собственно грунтовых вод верхней границей балансового участка следует считать переменную величину — уровень грунтовых вод или верхнюю границу капиллярной каймы. Основные приходные элементы баланса грунтовых вод следующие: •• питание грунтовых вод за  счет инфильтрации атмосферных осадков через зону аэрации — Ао; •• питание грунтовых вод за  счет фильтрации воды из  каналов, ­водохранилищ и рек — Фк; •• питание грунтовых вод при инфильтрации оросительных вод — О; •• подземный приток — П1; •• питание грунтовых вод за счет перетекания из нижележащих напорных горизонтов — М; •• питание грунтовых вод за счет конденсации паров воды в зоне аэрации — К. Основными расходными элементами баланса грунтовых вод являются: •• испарение с  поверхности грунтовых вод и  капиллярной каймы — И; 267

•• •• •• ••

транспирация воды растительностью — Т; отток в дренирующие сооружения (реки, коллекторы, дрены) — Д; подземный отток за пределы участка — П2; расход грунтовых вод на питание нижележащих водоносных горизонтов — Г; •• водоотбор при откачке из скважин — Qотк. Все величины измеряются в м3/сут. В общем случае уравнение баланса грунтовых вод за  время t имеет вид: µ∆H = t (9.1) ( А 0 + ФК + О + П1 + М + К ) − (И + Т + П2 + Г + Д + Qотк ) = S где μ  — коэффициент водоотдачи (при понижении уровня грунтовых вод, т.е. при —ΔН) или недостатка насыщения (при повышении уровня грунтовых вод, т.е. при +ΔН) горных пород в зоне колебаний уровня грунтовых вод; ΔН — среднее изменение уровня грунтовых вод на балансовом участке за  время t, м; S — площадь балансового участка. Для решения уравнения водного баланса грунтовых вод следует количественно определить каждый его элемент (например, П1 или П2) или алгебраическую сумму нескольких элементов (например, П1 — П2). При этом для оценки влияния инженерных сооружений и различных мероприятий на грунтовые воды элементы водного баланса определяют для существующих условий и прогнозов на будущее. Можно выделить две группы методов изучения и определения баланса грунтовых вод. Первая группа использует общий водный баланс участка. Определение элементов этого баланса производится экспериментально или расчетом по эмпирической формуле. К  этой группе относятся методы, разработанные М.А. Великановым, А.Н. Костяковым, М.М. Крыловым, А.Ф. Слядневым, И.А. Шаровым, М.А. Шмидтом и др. При изучении и  одновременном решении общего водного баланса элементы баланса поверхностных вод количественно значительно превышают элементы баланса грунтовых вод. Поэтому целесообразно, как это предложил С.Ф. Аверьянов, составлять и решать отдельные балансы поверхностных вод, вод зоны аэрации и грунтовых вод. Вторая группа методов собственно грунтовых вод разрабатывалась Г.Н. Каменским, Н.Н. Веригиным, П.А. Киселевым, А.В. Ле268

бедевым и др. Эти методы основаны на гидродинамическом анализе режима грунтовых вод и  решении дифференциальных уравнений неустановившегося движения или на  решении уравнений неустановившегося движения в конечных разностях (П.Я. Полубаринова-Кочина, Г.Н. Каменский и др.). Основные элементы водного баланса (П1 П2, А0, О, М) определяются с  использованием результатов режимных наблюдений. При расчетах необходимо иметь основные гидрогеологические параметры  — коэффициенты водоотдачи, уровнепроводности, пьезопроводности и фильтрации. При решении баланса грунтовых вод его элементы могут определяться и экспериментальным методом. Это целесообразно делать при близком (3–5 м) залегании уровня грунтовых вод. При использовании экспериментального метода все элементы баланса грунтовых вод определяются на  специальных участках, один независимо от другого, с помощью различных приборов и установок. Наиболее распространенными установками являются лизиметры — металлические или бетонные сосуды разной высоты с округлым, квадратным или прямоугольным сечением. Солевой баланс подземных вод. Методы его решения разработаны слабее. В общем случае, взяв за основу водный баланс грунтовых вод, величину каждого элемента баланса в  объемных единицах следует умножить на  концентрацию солей (или какой-нибудь соли) и полученные данные алгебраически сложить:

∆С = ( А 0 С0 + ФСФ + ОС0 + П1СП! + МСМ ) − − (П2СП′′ + ГСГ + ТС Т + ДС Д + QОТК СФ )



(9.2)

где ΔС — изменение содержания ионов солей или какой-либо соли в  балансовом участке горизонта грунтовых вод за  время t; С0, Сф и т.п. — концентрации солей или какой-либо соли, г/л или г/см3. Солевой баланс показывает направленность гидрогеологических процессов, ведущих к засолению или расселению. 9.5. Прогнозы режима грунтовых вод

Обоснованный прогноз режима подземных вод во времени и  пространстве  — одна из  важнейших задач его исследования. При изучении режима подземных вод выявляется связь изменения уровня, температуры и химического состава вод с определенными режимообразующими факторами. Влияние режимообразующих факторов на  режим подземных вод проявляется комплексно в  сложных взаимосвязях, поэтому прогноз режима подземных 269

вод — довольно сложная задача, решаемая с той или иной степенью достоверности. Прогнозы составляют для естественного и  нарушенного деятельностью человека режимов. Прогноз естественного режима  — это прогноз общего пользования; прогноз нарушенного режима называют специализированным. При  составлении прогнозов используют различные методы: аналогий, анализа рядов наблюдений, гидродинамические, вероятностно-статистические и  балансовые. Результаты полученных прогнозных расчетов являются базой для разработки комплекса мелиоративных мероприятий для эффективного регулирования природно-мелиоративных процессов. Разработка прогнозов развития природно-мелиоративных процессов в пределах мелиорируемого агроландшафта и прогнозов его экологомелиоративного состояния является важной составной частью эколого-мелиоративного мониторинга. Целью прогнозов является предсказание возможных негативных последствий мелиоративной деятельности, проявляющихся в ухудшении состояния как отдельных элементов, так и всего агроландшафта. Результаты прогнозов используются при проектировании и реализации природоохранных мероприятий, реконструкции существующих гидромелиоративных систем или отдельных их элементов. Прогнозной оценке подлежат: •• состояние отдельных компонентов природной среды, включая почвы, породы зоны аэрации, рельеф, поверхностные и  подземные воды, биоту и др. (например, содержание гумуса в пахотном слое, минерализация грунтовых вод и т.п.); •• мелиоративные режимы почв (водный, солевой, пищевой, тепловой и др.), гидрохимические и гидродинамические процессы в насыщенной и ненасыщенной зонах; •• негативные процессы, в том числе заболачивание, подтопление, осолонцевание, засоление и  т.д., а  также мелиоративное состояние агроландшафта в целом; •• процессы деградации земель и водных объектов, включая их загрязнение, уменьшение разнообразия видов биоты и т.п., а также экологическая ситуация агроландшафта в целом. Природно-мелиоративные прогнозы основаны на фактических данных наблюдений за  динамикой состояния объектов мониторинга в  процессе мелиоративной деятельности. Результаты этих прогнозов рекомендуется использовать при составлении проектов реконструкции мелиоративных систем для улучшения эколого-мелиоративного состояния агроландшафта. 270

Прогнозы природно-мелиоративных процессов по временному признаку подразделяются следующим образом: •• оперативные (сезонные или годовые), выполняемые на  детальном уровне; •• среднесрочные (от 1 до 5 лет), выполняемые на локальном и региональном уровне; •• долгосрочные, выполняемые на региональном уровне. Основными методами прогнозирования являются балансовые методы и методы натурных аналогий, вариационно-статистические методы и методы математического моделирования (аналитические, численно-аналитические и численные). Результаты природно-мелиоративных прогнозов служат основой для выделения площадей мелиорируемых агроландшафтов, на которых выявлена тенденция ухудшения состояния почв и их загрязнения, снижения качества дренажных и сбросных вод, загрязнения поверхностных и подземных вод и подъема уровня грунтовых вод. Прогноз экологомелиоративного состояния агроландшафта рекомендуется выполнять с  учетом результатов прогноза развития природно-мелиоративных процессов для оценки динамики деградации и  загрязнения почвенного покрова, загрязнения и  истощения поверхностных и  подземных водоисточников, ухудшения экологической ситуации. Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.

Перечислите основные режимообразующие факторы грунтовых вод. Что определяют и  измеряют при изучении режима подземных вод по сети режимных скважин, колодцев, родников? Назовите основные типы сезонного режима грунтовых вод и приведите их характеристику. Что такое водный и солевой балансы грунтовых вод? Перечислите основные элементы водного и солевого балансов грунтовых вод на орошаемых и осушаемых территориях. Какова цель гидрогеологических прогнозов? Назовите виды прогнозов. Для чего необходимы прогнозы грунтовых вод?

271

Глава 10 Полевые опытно-фильтрационные работы и гидрогеологические наблюдения 10.1. Типы водозаборных скважин и откачки из скважин

Сооружения, предназначенные для захвата и  извлечения подземных вод, используемых для различных целей (водоснабжения, орошения, водопонижения), называются водозаборными. В конструктивном отношении водозаборные сооружения подразделяются на  вертикальные (скважины, шахтные колодцы, шурфы), горизонтальные (каптажные галереи, дренажные канавы, водозаборные траншеи, кяризы, трубчатые дрены, горизонтальные скважины) и  комбинированные (сочетание вертикальных сооружений с горизонтальными, например, лучевые водозаборы — сочетание шахтного колодца с  горизонтальными скважинами). Наибольшее распространение из  всех водозаборных сооружений в  практике водоснабжения и  для других целей имеют скважины (как вертикального, так и горизонтального заложения) и колодцы. По  гидрогеологическим условиям все водозаборные сооружения могут быть разделены на  две группы: 1) инфильтрационные; 2) фильтрационные. Инфильтрационные водозаборы располагаются, как правило, в области активной связи подземных и поверхностных вод (в области питания) и работают в основном за счет привлечения вод поверхностных водотоков. Постоянное восполнение подземных вод при их эксплуатации за счет поступления вод поверхностных водоемов приводит к  быстрой стабилизации расходов и  уровней подземного потока, в связи с чем инфильтрационные водозаборы работают, как правило, в условиях установившейся фильтрации. Фильтрационные водозаборы располагаются обычно в области распространения и  стока подземных вод. При  их эксплуатации привлекаются естественные запасы подземных вод (упругие и  за счет осушения пласта) и  естественные расходы потоков. Имея менее благоприятную природную обстановку для восполнения забираемых при эксплуатации подземных вод, фильтрационные водозаборы работают обычно в  условиях неустановившейся фильт­ рации. При взаимосвязи водоносных горизонтов и наличии перете272

кания фильтрационные водозаборы могут работать и  в условиях установившейся фильтрации. Вертикальные водозаборы, вскрывающие грунтовые безнапорные воды, называются грунтовыми; вертикальные же водозаборы, вскрывающие напорные (артезианские) подземные воды, носят название артезианских скважин, или колодцев. По степени вскрытия водоносных горизонтов различают совершенные и  несовершенные грунтовые и  артезианские скважины (колодцы). Совершенные выработки вскрывают эксплуатируемый водоносный горизонт на всю мощность, обеспечивая поступление воды в выработку по всей длине ее водоприемной части в пределах мощности водоносного пласта (рис. 10.1, а). Несовершенные выработки не  вскрывают водоносного горизонта по всей мощности и обеспечивают поступление воды в пределах вскрытой части через боковые стенки или дно выработки (рис. 10.1, б).

а

б Рис. 10.1. Типы грунтовых и артезианских скважин [14]: а — совершенные; б — несовершенные

У несовершенных скважин водоприемная часть (фильтровая или бесфильтровая) может располагаться в любой части водоносного пласта (у кровли или свободной поверхности, у подошвы или в средней части пласта). Если водозаборное сооружение работает, не испытывая влияния других водозаборов, то оно называется одиночным в  отличие от  взаимодействующих водозаборных сооружений. 273

Взаимодействующие водозаборы, состоящие из скважин, различаются по схемам их расположения. При этом может иметь место как их закономерное расположение (линейное, кольцевое, по сетке), так и произвольное. Взаимодействие водозаборов приводит к  ухудшению условий их работы, так как при этом происходит наложение депрессионных воронок взаимодействующих водозаборов. При работе водозаборных скважин вследствие непрерывного отбора воды вокруг них начинает формироваться депрессионная воронка. При этом в безнапорных водах происходит осушение водоносного пласта в  пределах интенсивно развивающейся депрессионной воронки. В напорных водах вследствие наличия избыточных над кровлей пласта напоров непосредственного осушения пласта не происходит, и поступление воды в скважину обеспечивается за счет высвобождения ее упругих запасов при снижении напоров в пределах развивающейся депрессии и перехвата естественного расхода потока. В первый период эксплуатации водозаборных cкважин депрессионная воронка развивается очень интенсивно как в глубину, так и ширину. При этом основные параметры потока в сечениях вокруг скважин прерывно изменяются, что отвечает периоду резко выраженной неустановившейся фильтрации. Со временем интенсивность развития депрессионной воронки затухает и происходит стабилизация уровней и  дебитов потока по  всем его сечениям, что отвечает периоду установившейся фильтрации. При  этом отбор воды из скважин компенсируется ее притоком в пределах стабилизировавшейся воронки депрессии. Размеры депрессионной воронки характеризуются радиусом влияния скважины при ее эксплуатации R, под которым понимается радиус кругового контура питания, концентричного скважине и обеспечивающего ее дебит при откачке (приведенный радиус питания по В.Н. Щелкачеву). Нередко дальнейший рост депрессионной воронки прекращается в связи с тем, что в ее пределах в процессе откачки обеспечивается интенсивное поступление воды от дополнительных источников питания (перетекание из соседних горизонтов, поступление воды из  поверхностных водотоков). При  незначительных естественных уклонах потоков подземных вод влияние откачки распространяется одинаково во всех направлениях и формирующаяся депрессионная воронка является симметричной относительно оси скважины. В  таких природных условиях воронка в  плане имеет форму круга с концентрическим расположением линий равного на274

пора (гидроизогипс или гидроизопьез) и  радиальными линиями токов (рис. 10.2). «Разрез» A

A 5c Б h

he

rc

m

He

r R

а «План»

«Гидрозольезы»

б Рис. 10.2. Схема движения воды к артезианской скважине [14]

Движение подземных вод к водозаборным скважинам на большинстве участков может рассматриваться как плановое двухмерное, описываемое дифференциальным уравнением Фурье [22, 23]. Учитывая, что при этом фильтрация подземных вод является радиальной осесимметричной, для получения решений ее рассматри275

вают в цилиндрической системе координат как одномерную радиальную фильтрацию. Общее дифференциальное уравнение, описывающее радиальную фильтрацию напорных и  безнапорных вод в  цилиндрических координатах, имеет вид [22]:

 ∂2U 1 ∂U  ∂U a 2 + , = r ∂r  ∂t  ∂r

(10.1)

где U — напорная функция, которая для напорного потока принимается равной тН, для безнапорного — h2/2; а — соответственно коэффициент пьезопроводности при напорной фильтрации и коэффициент уровнепроводности — при безнапорной. При ∂U / ∂t = 0 уравнение (10.1) описывает установившуюся фильтрацию радиального потока подземных вод. Фильтрация подземных вод к  взаимодействующим водозаборным сооружениям носит сложный характер, являясь радиальной на некотором удалении от них, поэтому она рассматривается как планово-радиальная. Такой же сложный характер имеет фильтрация к скважинам, расположенным вблизи границ области фильтрации. Для получения решений в таких условиях широко используются принцип сложения течений и  метод зеркальных отображений. Эксплуатация водозаборных скважин осуществляется в основном с помощью различного рода насосных установок с постоянной во времени производительностью. Поэтому при расчетах производительность скважин принимается постоянной, а  решения получают применительно к определению положения уровня подземных вод при работе скважин с постоянным во времени дебитом. Важнейшей задачей гидрогеологических исследований является определение расчетных гидрогеологических параметров водоносных горизонтов и  пород зоны аэрации, без которых невозможны количественная оценка и  различного рода инженерные расчеты и  прогнозы при решении разнообразных народнохозяйственных задач. Гидрогеологические параметры (характеризующие главным образом фильтрационные свойства и  водообильность горных пород) определяют на основе полевых опытно-фильтрационных работ (откачек из скважин, наливов и нагнетаний в скважины, наливов в шурфы, экспресс-опробований), стационарных гидрогеологиче­ ских наблюдений, лабораторных работ, геофизических исследований, моделирования. При этом во всех случаях (кроме геофизиче­ ских исследований) определение гидрогеологических параметров 276

сводится к решению обратных задач, т.е. соответствующие уравнения движения подземных вод решаются относительно входящих в них гидрогеологических параметров. Значения напоров, расходов и  других элементов потока, входящих в  исходные уравнения, принимаются равными их фактическим значениям, устанавливаемым в  процессе исследований (при опытно-фильтрационных работах в полевых и лабораторных условиях, при стационарных наблюдениях и т.п.). Чаще всего в гидрогеологической практике для определения параметров проводят опытно-фильтрационные работы (откачку, налив, нагнетание, экспресс-опробование). Достаточно надежные значения гидрогеологических параметров могут быть получены по данным режимных наблюдений и моделирования, однако в этих случаях необходимы сведения об  изменении уровней и  расходов потока по сети наблюдательных точек (скважин, створов, постов). Лабораторные методы определения фильтрационных свойств применяют для массовых ориентировочных оценок на начальных этапах исследований. Воду фильтруют через отобранные образцы горных пород при помощи специальных фильтрационных приборов. Применяют также эмпирические методы определения фильтрационных свойств, основанные на учете связи этих свойств с различными показателями горных пород (гранулометрическим составом, пористостью и  др.), определяемыми в  лабораторных условиях. Геофизические методы дают результаты, пригодные для ориентировочных оценок фильтрационных свойств и  гидрогеологиче­ ского расчленения изучаемого разреза. Их применяют также для определения направления и  скорости движения подземных вод (индикаторные и  другие методы). Для повышения надежности определения гидрогеологических параметров и экономической эффективности исследований целесообразно применять комплекс различных методов с учетом их специфики, характера и требований решаемых задач, конкретных условий изучаемого объекта и других факторов. Основным видом опытно-фильтрационных работ являются опытные откачки. Их почти всегда применяют при опробовании водоносных пород, особенно при проведении изысканий для целей водоснабжения, осушения и дренажа. В зависимости от назначения откачки подразделяют на пробные, опытные и опытно-эксплуатационные, различающиеся продолжительностью проведения и конструкцией опытного куста скважин, состоящего из  центральной и наблюдательных скважин. 277

Пробные откачки. Их применяют чаще всего на первых этапах поисково-разведочных работ. Пробные откачки производят практически из всех скважин, пробуренных в процессе гидрогеологических исследований. На стадии поисковых работ основной целью пробных откачек являются получение сравнительной характеристики фильтрационных свойств и  водообильности пласта на  отдельных участках распространения водоносного горизонта, ориентировочная оценка качества подземных вод и установление их свободной или пьезометрической поверхности. На стадиях предварительной и детальной разведки пробные откачки производят из всех разведочных и разведочно-эксплуатационных скважин для предварительного определения их возможной производительности, как правило, на  одну ступень понижения уровня в  течение не  более 1,5 сут. Понижение уровня измеряют от статического уровня подземных вод до сниженного в результате откачки. Ступенью называют величину понижения уровня воды при заданном дебите скважины. Опытные откачки. Они являются основным видом фильтрационных исследований на стадиях предварительной и детальной разведки. Опытные откачки подразделяются на одиночные (при отсутствии наблюдательных скважин) и кустовые (при их наличии). Одиночные опытные откачки производят в  процессе разведки из разведочных и разведочно-эксплуатационных скважин для определения коэффициента фильтрации и  зависимости дебита скважины от понижения уровня: Q = f (s). Их ведут на две ступени понижения уровня при зернистых водоносных горизонтах и на дветри ступени  — при трещиноватых породах. Продолжительность откачки определяется временем стабилизации понижения уровня на каждой из ступеней и может составлять 10 сут и более. Кустовые опытные откачки применяют на  стадиях предварительной и детальной разведки для определения расчетных гидрогеологических параметров, изучения и  оценки граничных условий пласта и опытного определения понижения уровня. Они обеспечивают более надежное определение гидрогеологических параметров, чем одиночные откачки. Количество наблюдательных скважин, их расположение и продолжительность кустовой откачки определяют в каждом конкретном случае с учетом гидрогеологических особенностей объекта изучения, назначения откачки и других факторов. Если откачка из  одной скважины (центральной) обеспечивает ощутимое понижение уровня в наблюдательных скважинах (из-за высокой водообильности и  водопроводимости изучаемого горизонта), то производят опытную групповую откачку из нескольких 278

скважин, являющуюся разновидностью кустовой откачки. Кустовые откачки выполняют обычно на  одну ступень понижения уровня, продолжительность их — не менее трех суток. Опытно-эксплуатационные откачки. Их производят из  одной или нескольких скважин только на  стадии детальной разведки в  сложных гидрогеологических условиях, чтобы определить возможную производительность водозабора или установить закономерности изменения уровней при его эксплуатации, а также возможное изменение состава подземных вод. Откачки ведут в  самое неблагоприятное по  условиям питания подземных вод время (меженный период) с  дебитом, близким к  проектному водоотбору, в  течение 1–3 мес, а  иногда и  дольше. Их данные принимают за основу при прогнозах условий работы водозаборных и дренажных сооружений. 10.2. Методика проведения откачек из водоносных горизонтов

Откачки из  скважин в  зависимости от  степени их водообильности и  желательной величины понижения уровня воды производят различными водоподъемниками: эрлифтами, центробежными насосами с горизонтальным или вертикальным валом, электропогружными водяными насосами. Для пробных откачек в  слабо обводненных водоносных горизонтах можно применять желонирование. Диаметры фильтровых колонн и глубина центральных (опытных) скважин должны обеспечивать размещение в них водоподъемного оборудования, а диаметры наблюдательных скважин  — оборудования для замеров уровней и проведение пробных откачек. Минимальные внутренние диаметры разведочных и  эксплуатационных скважин для проведения в них необходимого комплекса исследований — 80–100 мм, а наблюдательных — 50–80 мм. Оборудование скважин опытного куста должно обеспечивать замеры и регулирование дебита при откачке (расходомеры, водомеры, счетчики), получение с  необходимой частотой информации об  уровне воды во всех скважинах, отбор проб воды для анализов, замер ее температуры, отвод откачиваемой воды на необходимое расстояние и пр. Опытные откачки следует проводить с максимально возможным для выбранного водоподъемника постоянным дебитом (отклонения дебита не должны превышать 10% его среднего значения), обеспечивая понижение уровня в центральных скважинах не менее чем на  3 м, а  в наблюдательных  — на  0,3 м. Продолжительность 279

откачек — не менее 2 сут, а при определении коэффициентов уровнепроводности, пьезопроводности и перетекания — не менее 5 сут. Откачка грунтовых вод должна быть более длительной, чем напорных. Опытные скважины должны быть по  возможности совершенными, т.е. вскрывать водоносный горизонт полностью, а  ближайшие наблюдательные скважины — находиться на расстоянии, превышающем мощность водоносного пласта. Если скважины не  полностью вскрывают водоносный горизонт, то фильтры наблюдательных и  опытных скважин следует размещать в  опробуемом пласте примерно на одинаковой глубине. Для более точного определения параметров призабойной зоны желательно устройство затрубного пьезометра; для оценки характера и  степени влияния естественных колебаний уровня должны иметься режимные скважины вне зоны влияния откачки. При наличии в подошве и кровле опробуемого горизонта слабопроницаемых пород необходимо иметь наблюдательные скважины для выше- и  нижележащих водоносных горизонтов. Изменения уровней в опытных и наблюдательных скважинах регистрируют самописцами (типы СУВ-3, ГТП-20, РУЦ-2М и  др.) либо различными уровнемерами (электрическими, ленточными, поплавковыми), рулетками и хлопушками. Замерять уровень следует: •• в процессе откачки: в первые 2 ч каждые 5–10 мин, в следующие 12 ч каждые 0,5–1,0 ч, затем до конца откачки каждые 2–3 ч; •• в процессе восстановления уровня после откачки: первые 15–20 мин каждые 1–2 мин, далее в течение 1–2 ч — каждые 3–10 мин, затем каждый 1 ч до получения нужного количества материалов. Откачки для определения зависимости дебита скважины от понижения уровня Q = f (s) проводят на 2–3 ступени понижения, начиная с  меньшего (в  трещиноватых породах и  мелкозернистых песках  — с  большего). Минимальное понижение должно составлять не менее 1 м, максимальное — превышать его в 2–3 раза и быть близким к  предельно допустимому. Для контроля правильности таких откачек строят график Q = f (s), который имеет обычно криволинейный характер (параболический, степенной, логарифмический), выпуклый в сторону оси дебитов (рис. 10.3). Для напорных вод этот график может быть и прямолинейным. Выпуклость графика в сторону оси понижений свидетельствует о неправильности выполнения откачки и необходимости ее повтора. Параллельно с графиком Q = f (s) строят график удельного дебита q = f (s), т.е. дебита, приходящегося на 1 м понижения уровня. 280

Такой график имеет наклон и  выпуклость в  сторону оси понижений. Графики Q = f (s) и q = f (s) являются важнейшими характеристиками, позволяющими судить о  возможной производительности скважин, водообильности и фильтрационных свойствах горизонта. При проведении кустовых откачек для более точного определения параметров желательно иметь не менее трех наблюдательных скважин, а  в сложных гидрогеологических условиях (трещинные и трещинно-карстовые горизонты, наличие перетекания и затрудненная связь подземных вод с поверхностными, существенная неоднородность пород и т.п.) — не менее четырех. По возможности для наблюдений следует использовать все имеющиеся скважины. Наблюдательные скважины обычно располагают по лучам, ориентированным в  направлении выявленных или возможных изменений гидрогеологических условий (по  направлениям затухания или преобладания трещиноватости и изменения фильтрационных свойств, вдоль контуров питания и непроницаемых границ и перпендикулярно им и т.д.). В табл. 10.1 приведены обобщенные рекомендации по  размещению первой и  второй наблюдательных скважин при кустовых откачках в напорных и безнапорных горизонтах различного литологического состава; ориентировочная продолжительность откачек — 3–5 сут в напорных и 5–10 сут в грунтовых водах. Таблица 10.1 Рекомендации по размещению наблюдательных скважин при кустовых откачках

Водоносная порода

Гидравлический характер горизонта

Минимальное расстояние до наблюдательной скважины, м первой

второй

Пески мелко- и средне- Напорные воды зернистые Грунтовые воды

80 10

150 15

Пески крупнозернистые Напорные воды Грунтовые воды

200 15

450 30

Гравийно-галечниковые Напорные воды отложения Грунтовые воды

200 25

450 40

Трещиноватые породы

80 30

150 50

Напорные воды Грунтовые воды

Опробование самоизливающихся скважин возможно при неизменном положении уровня в центральной скважине, но при этом 281

обязательно нужна информация об изменении уровней во времени по наблюдательным скважинам. В процессе откачек ведут текущую документацию и камеральную обработку данных: •• заполняют журнал откачки (по установленной форме); •• составляют хронологические графики зависимости дебитов и  понижения уровня в  центральной и  наблюдательных скважинах от времени; •• строят графики зависимости дебита и удельного дебита от понижения уровня и полулогарифмические графики зависимости понижения уровня от времени S = f(lg t). Построение хронологических графиков и  особенно графиков S = f(lg t) обеспечивает надежный контроль при проведении опыта. Показания графиков служат основой для регулирования частоты наблюдений и продолжительности откачки. После окончания откачек во всех скважинах должны быть проведены наблюдения за восстановлением динамического уровня грунтовых вод с построением всех необходимых хронологических графиков. В результате окончательной камеральной обработки материалов откачек с комплексным использованием приемов и  методов расчетов установившейся и неустановившейся фильтрации определяют основные гидрогеологические параметры: кривые дебита (Q = f(s)), коэффициенты фильтрации, проницаемости, водопроводимости, пьезопроводности, (уровнепроводности), водоотдачи, радиусы влияния, параметры перетекания. 10.3. Определение гидрогеологических параметров по данным откачек из скважин при установившемся режиме фильтрации

При установившемся режиме фильтрации определяют зависимость дебита от понижения уровня Q = f (Sc), коэффициента фильтрации К, водопроводимости Т и радиуса влияния R. Удельный дебит. Удельный дебит представляет собой отношение расхода скважины к  понижению уровня воды в  этой скважине. График зависимости дебита скважины от понижения Q = f(Sc) показан на рис. 10.3 [6]. Этот показатель является важнейшей характеристикой, позволяющей судить о производительности скважины при разных понижениях уровня и о влиянии на условия ее работы всех факторов, возникающих в прифильтровой зоне скважины и в ней самой. Особенно важно получение этой характеристики для прогнозов работы инженерных сооружений и гидравлических расчетов. 282

Q

Расход скважины

Безнапорные воды Напорные воды

Понижение S Рис. 10.3. График зависимости расхода (дебита) скважины от понижения уровня воды

Для построения графика Q = f (Sс) необходимо проведение откачек не менее чем на две ступени понижения уровня в скважинах, в которых была проведена тщательная предварительная прокачка. Анализ получаемых в результате откачек кривых Q = f(Sc) позволяет установить фактический характер зависимости дебита от  понижения уровня в скважинах. Аналитические методы определения коэффициента фильтрации и водопроводимости. Наиболее точные значения коэффициента фильтрации и водопроводимости получаются на основе данных понижений уровней по парам наблюдательных скважин. При этом исключается возможное влияние уровня воды на насосе на уровень воды фильтра центральной наблюдательной скважины. Откачка, при которой используются наблюдательные скважины, называется кустовой откачкой. Одиночные откачки дают наименее эффективный результат; кроме того, присутствие в  скважине насосного и электрического оборудования затрудняет проведение замеров уровней воды. Схемы кустовых откачек для грунтового и межпластового напорного водоносных горизонтов для установившихся условий (Q = const, S = const) приведены на рис. 10.4. и 10.5. Определение коэффициента фильтрации по данным кустовой откачки из безнапорного водоносного горизонта может быть выполнено на  основе сопоставления понижений уровня по  двум скважинам: по центральной и одной наблюдательной скважине:

kц−1 =

0,732Q(lg x1 − lg r ) , (2H − S − S1 )(S − S1 )

(10.2)



kц− 2 =

0,732Q(lg x2 − lg r ) ; (2 H − S − S2 ) (S − S2 )

(10.3) 283

Наблюдательные скважины Поверхность земли

Центральная скважина

S1 Статический уровень

S

A

Динамический уровень

2r

H

S2 Зона аэрации

X1

Нижний водоупор

Зона насыщения

X2

A

S1

Статический уровень

2r

m Нижний водоупор

X1

k1− 2 = 0,366 Q



ln N =

Зона насыщения

(10.4)

где Q и  r  — дебит (м3/сут) и  радиус (м) центральной скважины, из которой проводится откачка; Н — мощность водоносного горизонта, м; S1, и S2 — понижение уровней воды в первой и второй наблюдательных скважинах, расположенных на  расстоянии x1 и  x2 от центральной скважины, м. 284

(10.7)

lg N lg N ≈ ≈ 2,30259 lg N . 0, 43429 lg e

(10.8)

Для определения гидрогеологических параметров в  условиях неустановившейся фильтрации подземных вод к  скважине используются решения, на основе которых по наблюдаемым в процессе откачек изменениям уровней и  расходов потока определяются значения искомых параметров. Учитывая незначительную продолжительность опытных откачек, обычно условия притока воды к  опытным скважинам отвечают схеме неограниченного в плане пласта, а в качестве основных расчетных зависимостей рассматриваются уравнения применительно к грунтовым и напорным водам, вскрытым совершенной скважиной, (10.9) и (10.10):

по двум наблюдательным скважинам: k1− 2

(lg x2 − lg x1 ), m (S1 − S2 )

10.4. Определение гидрогеологических параметров по данным откачек из скважин при неустановившемся режиме фильтрации

Рис. 10.5. Схема откачки артезианских (напорных) вод из совершенной скважины [6]



(10.6)

kц− 2 = 0,366Q

S2

X2

0,732Q(lg x2 − lg x1 ) = , (2H − S1 − S2 )(S1 − S2 )

lg x2 − lg r ; m (S − S2 )



a Динамический уровень

(10.5)

kц−1 = 0,366 Q

где m — мощность напорного водоносного горизонта, м. Перевод натурального логарифма в  десятичный проводиться по формуле

Наблюдательные скважины Поверхность земли S

Верхний водоупор

(lg x1 − lg r ) ; m (S − S1 )





Рис. 10.4. Схема кустовой откачки грунтовых (безнапорных) вод из совершенной скважины [6]

Центральная скважина

Расчет коэффициента фильтрации при кустовой откачке межпластовых напорных вод из совершенной скважины по формулам Ж. Дюпюи:





S = H e − H e2 −

S (r , t ) =

 r2   Q   − Ei  −   ; 2πk   4at  

 r2   Q   − Ei  − *   , 4πkm   4a t  

(10.9)

(10.10)

где S  — понижение уровня в  скважине, м; He  — первоначальный напор в безнапорном водоносном горизонте до начала откачки, м; 285

Q — расход воды из скважины при откачке, м3/сут; k — коэффициент фильтрации, м/сут; R — радиус влияния откачки, м; r — радиус скважины, м; m  — мощность напорного водоносного горизонта, м; Ei — интегральная показательная функция; а — коэффиkm 2 , м /сут; циент уровнепроводности безнапорного горизонта, a = µ km 2 * а  — коэффициент пьезопроводности a* = * м /сут. µ При этом для первого периода откачки с ярко выраженным неr2 > 0,1) применяустановившимся режимом фильтрации (при 4at ются формулы (10.9) и (10.10), основанные на использовании эксr2 < 0,1), поненциальной зависимости; для второго периода (при 4at характеризуемого квазиустановившимся видом фильтрации, используются уравнения (10.11) и (10.12), основанные на логарифмической зависимости:

S = H e − H e2 −

0,366Q 2, 25at lg 2 ; K r

(10.11)

0,183Q 2, 25at (10.12) lg 2 . Km r Основными параметрами, которые определяются при обработке результатов откачки на  основе теории неустановившейся фильтрации, являются коэффициенты фильтрации k, водопроводимости T = km, пьезопроводности a (или уровнепроводности a*), коэффициент водоотдачи μ (или упругой водоотдачи μ*) и др. Расчеты по формулам квазиcтационарной фильтрации. По истечении некоторого времени после начала откачки движение воды к опытным скважинам описывается уравнениями (10.11) и (10.12), основанными на логарифмической зависимости. Время, начиная с  которого экспоненциальная зависимость может быть заменена логарифмической (при точности определения понижения до 5 % ) , определяется критерием:



286

Приведенная форма записи уравнения представляет собой уравнение прямой линии в  координатах S = lgt. Действительно, при0,183Q 2, 25a 0,183Q lg 2 = A и  = B , получим уравнимая в уравнении km km r нение прямой линии: S = A + Blgt, (10.14) где В — угловой коэффициент; А — величина, отсекаемая прямой на оси абсцисс (рис. 10.6).

S =

2,5r 2 . a На использовании логарифмической зависимости основаны как графоаналитические, так и  аналитические приемы и  методы определения гидрогеологических параметров. Ниже приведены только некоторые из  них, наиболее распространенные в практике гидрогеологических расчетов.



Широко распространены в  практике гидрогеологических расчетов графоаналитические методы определения параметров, основанные на возможности представления исходных уравнений движения воды к скважине в виде уравнения прямой линии. Исходное уравнение, описывающее неустановившееся движение воды к совершенной артезианской скважине, работающей в неограниченном пласте, может быть представлено в виде следующей формулы: 0,183Q 2, 25a S = (lg 2 + lg t ). (10.13) km r

t =

S S2

S1 A

lgt1

lgt2

lgt

Рис. 10.6. Общий вид графика зависимости понижения уровня воды в скважине при откачке от логарифма времени S = f(lgt)

Таким образом, если опытные данные по любой из скважин нанести на  график S = f(lgt), откладывая по  оси абсцисс логарифмы времени, а по оси ординат — соответствующие значения понижений уровня, то на  основе полученного прямолинейного графика можно определить величины А и В и далее по формулам получить значения водопроводимости km и коэффициента пьезо­ проводности a. Величина В численно равна угловому коэффици287

енту прямой и  может быть определена по  любым двум точкам, лежащим на прямой S = f(lgt), координаты которых снимаются непосредственно с графика: S2 − S1 B = . (10.15) lg t2 − lg t1

S

Значения коэффициентов водопроводимости и  пьезопроводности определяются соответственно по формулам:

S1

0,183Q

A . (10.16) B Обработка результатов опытных откачек из безнапорных водоносных горизонтов проводится так же, как и для напорных горизонтов. При этом, если величина понижения уровня S составляет не более 15–20% от первоначальной мощности водоносного горизонта H, то для безнапорных вод можно с допустимой для практики погрешностью определять расчетные параметры как для напорных вод, пользуясь графиком S = f(lgt). Если же это условие не соблюдается, то для определения параметров необходимо построить график (2H  — S )S = f (lgt), который также выражается прямой линией, уравнение которой имеет вид:





km =

(2H–S)S =

A

и  lgа = 2lg r — 0,35 +

0,366Q 2, 25α 0,366Q lg 2 + lg t . k k r

(10.17)

При определении параметров по данным восстановления уровней воды после непродолжительных откачек обработку ведут с учетом продолжительности откачки. В качестве уравнения, описывающего восстановление уровня, используется выражение S = 0,183Q/(kH)lg((to + t)/t),

lg((t0 + t1)/t1)

lg((t0 + t2)/t2)

lg((t0 + t)/t)

Рис. 10.7. Общий вид графика зависимости понижения уровня воды в скважине S от величины lg((to + t)/t) при восстановлении

Таблицы, графики и расчеты аналогичны графоаналитической обработке данных по  квазистационарному режиму откачки, рассмотренной ранее. На рис. 10.8 показан пример графика зависимости понижения уровня воды в скважине при восстановлении уровней воды после откачки. S 1,2

10.5. Определение гидрогеологических параметров по данным восстановления уровней воды в скважинах после откачки



S2

(10.18)

1,0 0,8 0,6 0,4 0,2 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

lg((t0 + t)/t)

Рис. 10.8. Пример графика зависимости понижения уровня воды в скважине S при восстановлении от величины lg((to + t)/t)

где S — понижение уровня воды в скважине, м; Н — мощность водоносного горизонта, м; to — длительность откачки, мин; t — время восстановления, отсчитываемое от конца откачки, мин. Значение коэффициента фильтрации k определяется по зависимости k = 0,183Q/HB (10.19)

10.6. Определение гидрогеологических параметров по данным наливов и нагнетаний

где В  — угловой коэффициент прямой на  графике, построенном в координатах S и lg((to + t)/t) (рис. 10.7).

Под опытным наливом понимается подача воды в  скважину, при которой уровень воды находится в  пределах участка опробу-

288

289

емых пород. Если в процессе опыта уровень воды в скважине находится выше верхней границы участка опробуемых пород, то такой опыт называют опытным нагнетанием. Опытные наливы и нагнетания в скважины проводят для изучения и оценки водопроницаемости обводненных пород, когда откачки затруднены (глубокое залегание подземных вод, слабая водоотдача, невозможность обеспечения ощутимых понижений и т. п.), а также при изучении фильтрационных свойств слабообводненных и  необводненных пород зоны аэрации [6, 20, 21]. Сравнительная простота проведения опытных наливов и нагнетаний в скважины обеспечила их широкое применение, особенно для целей гидротехнического строительства. Опытные наливы и нагнетания широко применяют также для определения водопроницаемости и удельного водопоглощения трещиноватых скальных пород, выявления необходимости цементации скальных оснований под инженерными сооружениями, выбора противофильтрационных мероприятий, проверки качества цементационных работ и др. Опытные нагнетания воды в скважины являются основным способом оценки водопроницаемости неводоносных трещиноватых скальных и полускальных пород, так как в этих породах можно относительно просто и надежно изолировать опробуемую зону скважины от  остальной ее части и  сохранить хорошее качество изоляции даже при значительном (> 30 м) напоре. Опытные наливы целесообразно применять в  рыхло-связных и  трещиноватых породах коры выветривания, относительная проницаемость которых характеризуется высоким удельным водопоглощением и  где поэтому трудно обеспечить надежную изоляцию опробуемого участка и избыточный напор для нагнетания. Обычно при наливах и нагнетаниях не сооружают много наблюдательных скважин, желательно иметь хотя бы одну для контроля изменений уровня. Режим фильтрации в  процессе опытов может быть установившимся, если опыт ведут до  тех пор, пока расход и напор не стабилизируются, и неустановившимся, если они не стабилизируются. Это и определяет выбор соответствующих расчетных схем и формул при обработке результатов опытов. По данным нагнетаний и наливов в скважины определяют условную характеристику водопроницаемости скальных пород  — удельное водопоглощение q, под которым понимают количество воды, поглощенное породой в  1 мин на  1 м длины опробуемого участка скважины при напоре, равном 1 м. Для сопоставимости результатов опытные нагнетания ведут обычно поинтервально (стан290

дартный интервал опробования  — 5 м) при нескольких ступенях напора (чаще всего 5, 10 и 15 м) до стабилизации расхода. Схемы движения воды при нагнетаниях и откачках различаются только тем, что в первом случае вода движется от скважины, а во втором — к скважине. Поэтому для определения параметров по результатам нагнетания используют те же расчетные формулы, что и при откачках, лишь заменяя в них понижение уровня повышением. Ориентировочно коэффициент фильтрации k можно определять по величине удельного водопоглощения q с использованием переходного коэффициента а, устанавливаемого для массива изучаемых пород на  основе совместного проведения опытных откачек и  нагнетаний, т.е. k = аq. Обычно коэффициент а имеет значение от десятых долей до нескольких единиц. Наливы и нагнетания применяют для опробования как обводненных, так и необводненных пород. В первом случае опыты выполняются быстрее и проще, результаты опытных наливов и нагнетаний можно контролировать откачками (при этом обеспечивается возможность обоснованного распространения параметров, установленных при откачках, на участки и зоны, опробованные более дешевыми и быстрыми способами — наливами и нагнетаниями). В необводненных породах проведение опытов усложняется, и их продолжительность увеличивается, а  результаты практически нельзя контролировать, так как нагнетание в неводоносные трещиноватые породы является единственным методом оценки их фильтрационных свойств. Величину напора при опытах в  необводненных трещиноватых породах условно отсчитывают от середины испытуемого интервала опробования. Для более тщательной очистки необводненного интервала опробования скважин перед нагнетаниями целесообразна его проходка с обратной промывкой при бурении. Методика проведения наливов и нагнетаний в скважины. Применяемое для опытов оборудование должно обеспечивать надежную изоляцию интервала опробования, непрерывную подачу в  него в достаточном количестве воды и возможность регулирования и регистрации расходов и напоров в процессе опыта. Опытные нагнетания обычно проводят по такой схеме. Монтируют систему водоснабжения опытной установки. Собирают распределительное устройство и тампон и выполняют другие подготовительные работы. Замеряют уровень воды в скважине и проверяют ее глубину, после чего в  обводненных породах производят прокачку, а в необводненных — промывку, и наблюдают за восстанов291

лением уровня воды. Опускают в  скважину тампон и  разжимают его на нужной глубине. Подключают тампон к распределительному устройству и проверяют качество изоляции интервала опробования тампоном и работу всей установки путем кратковременного нагнетания. Проводят контрольный замер уровня воды в трубах, на которых смонтирован тампон (статический уровень), и приступают к нагнетаниям; их выполняют без перерыва на  трех ступенях напора (обычно 15, 10 и 5 м). Нагнетание на каждой ступени продолжают до тех пор, пока в течение 2–3 ч не будет наблюдаться установившийся расход. Если при первой ступени напора расход воды на 1 м испытуемого участка не  превышает в  течение первых двух часов 0,02 л/мин, то опыт прекращают и считают породы интервала практически водонепроницаемыми. В процессе опыта в журнале установленной формы регистрируют значения расхода, напора, температуры и другие показатели. По результатам опыта строят график зависимости приведенного расхода Qo от напора H. Приведенный расход определяют делением установившегося на каждой ступени расхода Q на длину испытуемого интервала l: Qo = Q/l — графики приведенных расходов Qo = f(Н), служащие для контроля правильности опытов и являющиеся основой для определения величины удельного водопоглощения. Аналогично кривым дебита при откачке они могут иметь прямолинейный или криволинейный характер. Получение криволинейного графика Qo = f(Н), обращенного выпуклостью вниз (к оси напоров), свидетельствует о  том, что опыт проведен неправильно и его следует повторить. Наиболее распространено опробование скважин нагнетаниями по схеме «сверху вниз», при которой скважина опробуется последовательно по  мере ее углубления, поэтому кольматация ее ствола проявляется в  меньшей степени, чем при опробовании по  схеме снизу вверх. Скважину разбуривают до  первого сверху интервала опробования, промывают, устанавливают на верхней границе интервала тампон и производят нагнетание. Затем тампон извлекают, разбуривают скважину до подошвы следующего интервала опробования, промывают вскрытый участок, устанавливают тампон на его верхней границе, производят нагнетание и т.д. Опытные нагнетания по схеме «снизу вверх» проводят после бурения скважины с изоляцией испытуемых интервалов опробования двойными тампонами (практикуется редко) либо с тампонированием опробованного интервала глиной или цементом (практикуется чаще). При опыте по этой схеме скважина после завершения 292

ее проходки должна быть тщательно промыта (что трудно осуществимо) для исключения влияния на  его результаты закольматированности пород буровым шламом и глинистым раствором. Испытаниям подвергают выделенные с учетом фактического разреза скважины интервалы опробования, начиная с  нижнего интервала. Испытуемый интервал изолируют сверху тампоном, опробуют нагнетаниями и после извлечения тампона тампонируют глиной или цементом. Затем изолируют и опробуют следующий интервал и т.д. Применяемое в настоящее время оборудование позволяет разжимать тампон в скважине на глубине до 100 м. С целью оценки водопроницаемости пород на большой глубине рекомендуется проводить нагнетания в интервалы опробования нарастающей длины. Для этого скважину углубляют каждый раз на 5 или 10 м (т.е. на глубину стандартного интервала опробования) и опробуют вскрытый скважиной разрез пород. Тампон устанавливают при этом на одной и  той же максимально доступной глубине; таким образом, интервал, в который осуществляют нагнетание, последовательно увеличивается. Обработка результатов таких нагнетаний позволяет выявлять наиболее проницаемые зоны в разрезе отложений и получать сравнительную характеристику их водопроницаемости. Для этой же цели можно использовать данные наблюдений за  поглощением промывочной жидкости при бурении скважин и, если необходимо, останавливать бурение и опробовать нагнетаниями наиболее проницаемые интервалы. При обработке результатов наливов и нагнетаний определяют удельное водопоглощение и  коэффициенты фильтрации (по величине удельного водопоглощения с использованием переходного коэффициента либо по соответствующим расчетным формулам). Например, коэффициент фильтрации необводненных равномерно трещиноватых пород по данным наливов в скважины определяют по формуле В.М. Насберга: Q

k = 0,423

2

lg

2h , r

(10.20) h где Q — установившийся расход воды, м3/сут, полученный при наливах в скважину радиусом r с поддержанием в ней постоянной высоты столба воды h, не  превышающей длины интервала опробования. Схема применима при условии, что расстояние от забоя скважины до водоупора больше или равно h. Результаты опытных наливов и нагнетаний отображают на специальных сводных листах.



293

Опытные наливы в шурфы. Наиболее распространенным и отработанным методом изучения фильтрационных свойств связных и рыхлых пород зоны аэрации являются опытные наливы в шурфы, обеспечивающие фильтрационное опробование пород на глубину до 15 м. Суть этих опытов состоит в наблюдении за ходом инфильтрации воды из шурфов и получении характеристик инфильтрационного потока при поддержании постоянного уровня воды в шурфе в процессе опыта. В  условиях инфильтрации воды из  шурфов основными действующими силами являются гидростатический напор слоя воды и  капиллярное всасывание, совпадающее по  направлению с инфильтрационным потоком. Факторами, осложняющими проведение опытной инфильтрации, являются боковое растекание инфильтрационного потока (особенно интенсивное в  глинистых и  суглинистых породах) и  влияние на  инфильтрацию защемленного в породах воздуха. Эти факторы частично исключаются или учитываются при проведении опытных наливов в шурфы. При этом почти все методы определения коэффициента фильтрации по данным инфильтрации воды из шурфов основаны на расчетах по формулам установившейся фильтрации и отличаются простотой. При проведении опытов и обработке их результатов принимается, что породы в  зоне инфильтрационного потока однородны в  фильтрационном отношении. Воду наливают через углубление круглого сечения глубиной около 0,2 м, вырытое в  дне шурфа. После закрепления стенок зумпфа его дно тщательно выравнивают и покрывают защитным слоем из мелкого чистого гравия толщиной 3–5 см. Опыт ведут при постоянной высоте столба воды в  зумпфе H 0 = 10 см, который поддерживают путем поступления воды из мерного бака через автоматические регуляторы (сосуды Мариотта или др.). Расход воды проверяют и  регистрируют в  журнале каждые 10–30  мин (чем больше расход, тем чаще делают замеры). Опыт обычно продолжают до  стабилизации расхода. Считается, что расход установился, если в течение двух часов он не отклоняется от среднего за это время более чем на 10%. В зависимости от литологического состава опробуемых пород и применяемого оборудования наливы в  шурфы выполняют способами А.К. Болдырева, Н.С. Нестерова и Н.К. Гиринского или на самодельных установках. Способ А.К. Болдырева. В  испытуемой породе до  заданной глубины роют шурф сечением 1 × 1,5 м, в  дне которого устраивают 294

зумпф круглого сечения диаметром 0,5 и  глубиной 0,15–0,20 м. В песчаных породах стенки зумпфа закрепляют кольцом, которое вдавливают в дно зумпфа на 5–6 см. Воду подают в зумпф из мерного бака по гибкой трубке. Интенсивность подачи воды должна быть такой, чтобы высота столба воды в  зумпфе поддерживалась постоянной и равной 10 см. Высоту столба контролируют по рейке (допустимы отклонения не  более 1 см). Расход воды фиксируют по водомерной трубке мерного бака каждые 10–15 мин. В процессе опыта строят график зависимости расхода от времени; опыт продолжают до стабилизации расхода. Схема опыта по способу А.К. Болдырева приведена на рис. 10.9.

Ho

Рис. 10.9. Схема установки для определения коэффициента фильтрации по методу А.К. Болдырева

Значение коэффициента фильтрации k определяется как установившаяся скорость инфильтрации V при напорном градиенте, равном единице (в условиях опыта l = 1), k = V = Q/F, где F — площадь поперечного сечения зумпфа, через которую осуществляется инфильтрация воды из шурфа с расходом Q. При таком способе определения коэффициента фильтрации не учитываются действие капиллярных сил и боковое растекание потока. Поэтому наливы в шурфы по способу Болдырева целесообразно применять при опробовании хорошо проницаемых пород — крупнозернистых песков, гравийно-галечниковых отложений, трещиноватых пород. Способ Н.С. Нестерова. При наливах в шурф по способу Нестерова для уменьшения влияния капиллярных сил и бокового растекания на дне шурфа устанавливают концентрично два цилиндрических кольца высотой 20–25 см. 295

В процессе опыта воду при помощи сосудов Мариотта подают в оба кольца, поддерживая в них постоянный столб воды Н0 = 10 см. При этом предполагается, что вода из кольцевого зазора между внутренним и  внешним цилиндрами расходуется преимущественно на боковое растекание, в то время как через площадь F внутреннего кольца она расходуется на инфильтрацию в вертикальном направлении (рис. 10.10). Схема установки

Схема бачка

1 2

Допустимо использовать упрощенную формулу k = Q/F, где Q — стабилизированный расход по  внутреннему кольцу, м3/сут; F  — площадь внутреннего кольца, м2; H0  — постоянный столб воды в  кольцах, м; hк  — капиллярное давление, принимаемое равным 50% высоты капиллярного поднятия в испытуемых породах (принимается по табл/ 10.2), м; l — глубина инфильтрационного просачивания воды под дном шурфа (определяется после окончания опыта путем бурения двух скважин в  центре шурфа и  в 3–4 м от него — по влажности вскрываемых в них пород), м. Таблица 10.2 Значения капиллярного давления hk с учетом поправок

5 7

9

8

6 10

Воздух Вода

Рис. 10.10. Схема бачка и прибора Н.С. Нестерова: 1 — корпус бачка; 2 — шкала; 3 — трубка для воды с краном; 4 — трубка для воздуха; 5 — штатив; 6 — поверхность земли; 7 — уровень воды в кольцах; 8 — внутреннее кольцо; 9 — внешнее кольцо; 10 — слой гравия

В журнале наливов фиксируют лишь расход воды через внутреннее кольцо до его стабилизации. Строится график зависимости расхода от времени (рис. 10.11). Опыт прекращается по достижении стабилизации расхода. Q

Qст t Рис. 10.11. Общий вид графика зависимости расхода воды от времени

Коэффициент фильтрации определяют по формуле 296

k = Ql/F (H0 + hк + l),

Грунт

Высота капиллярного поднятия hk, м

Суглинок тяжелый Суглинок легкий Супесь тяжелая Супесь легкая Песок мелкозернистый глинистый Песок мелкозернистый чистый Песок среднезернистый Песок крупнозернистый

1,00 0,80 0,60 0,40 0,30 0,20 0,10 0,05

4

3

(10.21)

На рис. 10.12 показан график зависимости расхода Q от  времени t. Q, л/мин 0,20 0,18 0,16 0,14 0,12 0,10 0,08 0,06 0,04 0,02 0,00

Qстабилизации = 0,025л/мин

50

100

150

200 мин

Рис. 10.12. Пример графика зависимости расхода воды по внутреннему кольцу от времени на приборе Нестерова 297

Способ Н.К. Гиринского. Этот способ применяют для определения водопроницаемости мелкозернистых песков, супесей и суглинков. Технически он воспроизводится, как и налив по способу Болдырева, через цилиндр диаметром от  30 до  50 см при постоянном уровне и до стабилизации расхода. Теоретически способ Гиринского более обоснован и точен, так как при обработке результатов опыта учитываются боковое растекание инфильтрационного потока, влияние капиллярных сил и защемленного воздуха. После опыта берут из-под цилиндра пробы пород для определения их пористости и  объемной влажности и учета на этой основе влияния защемленного воздуха и бокового растекания путем введения в расчетную формулу поправочных коэффициентов. 10.7. Определение направления и скорости движения подземных вод

Для решения многих теоретических и практических задач, связанных с выявлением условий формирования и разрушения месторождений полезных ископаемых, миграцией в воде различных химических и  биологических компонентов, прогнозом распространения загрязнений, устойчивостью откосов карьеров, оснований плотин и других инженерных сооружений, необходимо определять направление и скорость движения подземных вод. Эти важные параметры потоков подземных вод определяют гидрогеологическими и геофизическими методами, причем обычно совместно. Гидрогеологические методы определения направления движения подземных вод. Направление движения подземных вод легче всего установить по картам гидроизогипс (либо гидроизопьез) для изучаемых водоносных горизонтов. По  таким картам направление движения подземных вод определяют по  линиям тока, проведенным перпендикулярно к гидроизогипсам (либо гидроизопьезам) по уклону потока, т.е. от гидроизогипсы с большей отметкой к гидроизогипсе с меньшей отметкой. При отсутствии карт, отражающих положение свободной или пьезометрической поверхности подземных вод, для определения направления их движения необходимо иметь не менее трех выработок с отметками уровня подземных вод в одно и то же время. Выработки желательно располагать по  углам равностороннего треугольника с длиной стороны от 50 до 300 м (чем меньше уклон потока, тем больше должно быть расстояние между выработками). 298

По известным или установленным в трех (или более) точках отметкам уровня проводят с учетом интерполяции несколько гидроизогипс (либо гидроизопьез) и определяют направление движения по перпендикуляру к ним в сторону убывания отметок. Геофизические методы определения направления и скорости движения подземных вод. При отсутствии карт гидроизогипс (либо гидроизопьез) и достоверных данных об уровне подземных вод направление их движения устанавливают при помощи геофизических методов. Направление движения подземных вод устанавливают методом запуска красителя с периодическим фотографированием в  скважине его конуса выноса. Краситель опускают в  скважину в  специальной капсуле. По  скорости размывания конуса выноса красителя можно ориентировочно определять скорость движения подземных вод. Для водоносных горизонтов, сложенных породами с редкой и неравномерной трещиноватостью, этот метод применять не рекомендуется. Индикаторные методы определения направления и скорости движения подземных вод. Действительную скорость движения подземных вод U можно определить, зная скорость фильтрации V и активную пористость пород nа, так как U = V/па. Скорость фильтрации V = kI вычисляют с использованием коэффициента фильтрации водоносных пород k и напорного градиента I (определяется по карте гидроизогипс или гидроизопьез). Однако более надежные результаты дает индикаторный метод определения действительной скорости движения подземных вод. Индикаторный метод основан на введении в испытуемый горизонт через пусковые скважины каких-либо индикаторов и определении скорости их передвижения в  условиях подземного потока по времени появления в наблюдательных скважинах. Индикаторы должны быть безвредными, устойчивыми и легко обнаруживаться в подземных водах. Чаще всего в качестве индикаторов применяют красители (флюоресцеин, родамин-В, уранин, эритрозин и  др.), электролиты (поваренную соль, хлористый аммоний, соли лития и  др.) и  радиоактивные соединения (содержащие J131, Вг82, Н3, СО60, Сг51 и др.). Когда в качестве индикаторов применяют радиоактивные изотопы, метод изучения движения подземных вод называют радиоиндикаторным. Перед проведением опыта участок должен быть хорошо изучен в гидрогеологическом отношении. В пусковых и наблюдательных скважинах при помощи геофизических исследований, лабораторных работ и поинтервального опробования должны быть выделены, 299

соответствующим образом изучены, а при послойном опробовании изолированы пласты, горизонты или интервалы, подлежащие исследованию. Если передвижение индикатора прослеживают при помощи наблюдательных скважин, то они должны быть заложены ниже по потоку на расстоянии от пусковой скважины 0,5–2 м в суглинистых и супесчаных породах, 2–8 — в песчаных зернистых, 5–15 — в гравийно-галечных и хорошо проницаемых трещиноватых и 15–50 м и более — в закарстованных. Наблюдательных скважин может быть от одной до трех, расстояние между ними — от 0,5 до 2 м. Определять направление и  скорость движения подземных вод можно и без наблюдательных скважин (односкважинные методы), используя данные наблюдений за изменением концентрации индикатора во времени или за его распространением непосредственно в пусковой скважине (фотографирование конусов распространения красителей, термометрические и  радиоиндикаторные замеры и т.д.). Появление индикатора в наблюдательных скважинах устанавливают химическим, электрическим и колориметрическим способами; первые два дают более надежные результаты. При  химическом способе появление индикатора фиксируют по изменению его концентрации в пробах воды, периодически отбираемых из наблюдательных скважин. Чтобы более точно установить время появления индикатора в наблюдательной скважине, изменение его концентрации в пробах воды изображают в виде графика. Время прохождения индикатора от  пусковой до  наблюдательной скважины tмакс исчисляют от момента его запуска в пусковой скважине до момента, когда его концентрация в  наблюдательной скважине окажется максимальной (рис. 10.13). Содержание Cl−, мг/л

20 15 10 5 0 tмакс

4

8

12

16

Рис. 10.13. График изменения концентрации индикатора в наблюдательной скважине в зависимости от времени 300

t

Скорость движения подземных вод определяют как частное от деления пройденного индикатором расстояния Δl на время его прохождения от пусковой до наблюдательной скважины tмакс. Аналогично определяют действительную скорость движения подземных вод при применении электролитического и колориметрического способов обнаружения индикатора. В первом случае время появления индикатора в  наблюдательной скважине фиксируют по максимальной величине силы электрического тока в цепи, замкнутой через скважину (максимальной сила тока будет в момент прохождения индикатора-электролита через наблюдательную скважину), во втором случае — по максимальной интенсивности окраски отбираемых проб воды (ее оценивают при помощи флюороскопа). При использовании любого метода для более точного определения времени появления индикатора в наблюдательной скважине необходимо строить графики изменения наблюдаемого показателя (силы тока или концентрации красителя). При применении радиоиндикаторного метода определения направления и скорости движения подземных вод перемещение помеченных радиоактивными изотопами порций воды контролируют, замеряя при помощи специальных приборов интенсивность радиоактивного излучения и  концентрацию индикаторов. В  методическом отношении радиоиндикаторный метод аналогичен индикаторному. Благодаря возможности использования радиоактивных индикаторов низких концентраций, их сравнительно большой сорбционной способности и высокой точности определения радиоиндикаторные методы являются перспективными не только для определения направления и скорости движения подземных вод, но и для решения многих других гидрогеологических задач. Особенно эффективен односкважинный радиоиндикаторный метод, заключающийся в наблюдении за изменением во времени концентрации введенного в скважину радиоактивного индикатора. Эти замеры и  эпюры распределения его активности, получаемые при помощи опускаемого в скважину зонда, позволяют определять расход, скорость и направление движения потока подземных вод. Индикаторный и радиоиндикаторный методы используют для определения скорости движения подземных вод как в естественных условиях, так и в условиях воздействия различных инженерных сооружений и мероприятий (при откачках воды из скважин, исследовании движения подземных вод в районах гидротехнического строительства, при захоронении сточных вод, а также в других случаях). 301



С = 400 + 40(n - 26),

(10.23)

где n — пористость породы; dэф — эффективный или действующий диаметр частиц, определяемый графически по кривой гранулометрического состава песка; t — температура воды в градусах Цельсия, определяющая ее вязкость. Для метода Хазена под действующим или эффективным диаметром частиц dэф понимается такой диаметр, меньше которого имеются частицы, составляющие в породе 10% (dэф = d10). При построении кривой гранулометрического состава по  оси абсцисс откладываются логарифмы значений диаметров частиц, а  по оси ординат  — суммарное процентное содержание фракций в  породе частиц от  самых мелких значений до  данного диаметра (рис. 10.14). Чтобы по кривой найти диаметр частиц, соответствующий их определенному содержанию в грунте, из точки, находящейся на вертикальной оси и отвечающей заданному процентному содержанию, например 10%, проводят горизонтальную линию до пересечения с кривой и из точки пересечения опускают перпендикуляр на горизонтальную ось, найдя, таким образом, искомый диаметр частиц. Для характеристики степени неоднородности пород необходимо учитывать и коэффициент неоднородности КH — отношение диаметра зерен, содержание которых по кривой гранулометрического состава соответствует 60% (d60), к действующему диаметру (dэф = d10): 302

d K Н = 60 . d10

(10.24)

2,70

3,00

3,30

1,0

2,0

Гравийные частицы

0,5

где C — эмпирический коэффициент, который зависит от степени однородности и  пористости породы, изменяется от  400 до  1200 и может определяться по формуле

0,25 2,40

(10.22)

Песчаные частицы тон мел сред круп кие кие ние ные

0,10 2,00

2 k = Cdэф (0,7 + 0, 03t ),

Пылеватые частицы

1,05 1,70



100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 lg d, м d, мм

Глинистые частицы

0,01 1,00

Для определения коэффициента фильтрации k песчаных, относительно однородных пород существуют различные эмпирические формулы (Хазена, Крюгера, Милихикера, Замарина, Слихтера, Козени и др.), в которых используются данные о гранулометрическом составе породы, ее пористости, вязкости воды и  другие показатели [6]. Все эти формулы дают приближенные результаты. К числу наиболее используемых эмпирических формул относится формула Хазена:

%

0,005 0,70

10.8. Определение коэффициента фильтрации песков по эмпирическим зависимостям

Рис. 10.14. Кривая гранулометрического состава

Формулу Хазена можно применять только при условии, что КH ≤ 5. Рассмотренный эмпирический метод Хазена не  требует проверки по  размерности параметров, входящих в  состав формулы. Диаметр взят в мм, температура — в °С, а результат имеет размерность м/сут — это особенность эмпирических методов. 10.9. Определение коэффициента фильтрации песков в лабораторных условиях

Коэффициент фильтрации в  лабораторных условиях определяется в приборах различной, но похожей конструкции (приборы Каменского, СпецГЕО, КФ-00М и  др.). Лабораторный прибор КФ-00М для определения коэффициента фильтрации песчаных грунтов показан на рис. 10.15. Ниже указаны основные элементы конструкции прибора [6]. 1.  Фильтрационная трубка, состоящая из  прямого полого цилиндра внутренним диаметром 56,5 мм и высотой 100 мм с заостренными краями, перфорированного дна с отверстиями диаметром 2 мм и муфты с латунными сетками, мерного стеклянного баллона объемом 140 см3 и высотой 110–115 мм со шкалой объема фильтрующейся жидкости; телескопическое приспособление для насыщения грунта водой и регулирования градиента напора, состоящее из подставки, подъемного винта, планки со шкалой градиентов напора от 0 до 1 ценой деления 0,02; корпус с крышкой. 303

наковых расходах воды), с; A = 25 см2 — площадь поперечного сечения цилиндра фильтрационной трубки, см2; I — градиент напора; Т = (0,7 + 0,03Тф) — поправка для приведения значения коэффициента фильтрации к условиям фильтрации воды при температуре 10°С, где Тф  — фактическая температура воды при испытании, °С; 864 — переводной коэффициент (из см/с в м/сут).

9 6

Контрольные вопросы и задания

2

10

1. 2. 3. 4. 5.

Перечислите методы определения гидрогеологических параметров. Назовите основные виды опытно-фильтрационных работ. Укажите виды откачек. Кратко охарактеризуйте их. Какие наблюдения ведутся при откачках и как они проводятся? Приведите требования, учитываемые при обосновании конструкций центральных наблюдательных скважин куста и их размещении. 6. Как целесообразно проводить наливы и нагнетания в скважины? 7. Что такое удельное водопоглощение и как оно связано с фильтрационными свойствами горных пород? 8. Назовите схемы опробования скважин нагнетаниями. 9. В чем сущность опытов по инфильтрации из шурфов? 10. Как проводится инфильтрация из шурфа по способу А. К. Болдырева? 11. Как определяют направление движения подземных вод? 12. Как находится действительная скорость движения подземных вод индикаторным методом?

1

11

7 8

4

3 5 6

Рис. 10.15. Схема прибора КФ-00М: 1 — цилиндр; 2 — муфта; 3 — перфорированное дно; 4 — латунная сетка; 5 — подставка; 6 — корпус; 7 — крышка; 8 — подъемный винт; 9 — стеклянный баллон со шкалой объема фильтрующейся жидкости; 10 — планка со шкалой градиентов напора; 11 — испытуемый образец грунта

2.  Цилиндр, планка со шкалой градиентов напора, сетки, подъемный винт, изготовленные из некорродирующего металла. 3.  Измерительные приборы, применяемые для определения коэффициента фильтрации грунтов. Должны поверяться в  соответствии с технической документацией. Обработка результатов. Коэффициент фильтрации k, приведенный к условиям фильтрации при температуре 10°С, вычисляют по формуле

k =

864Vw , tm ATI

(10.25)

где Vw  — объем профильтровавшейся воды при одном замере, см3; tm — средняя продолжительность фильтрации (по замерам при оди304

305

Глава 11 Запасы и охрана подземных вод 11.1. Понятие «запасы (ресурсы) подземных вод»

В отличие от запасов твердых полезных ископаемых запасы (ресурсы) пресных подземных вод при эксплуатации частично или полностью восстанавливаются. Запасы и  ресурсы подземных вод подразделяются на следующие виды (Н.Н. Биндеман, Ф.М. Бочевер, Н.А. Плотников, Л.С Язвин): динамические запасы подземных вод; естественные запасы и ресурсы подземных вод; искусственные запасы и ресурсы подземных вод; привлекаемые ресурсы подземных вод; эксплуатационные запасы и ресурсы подземных вод. Динамические запасы подземных вод — это естественный расход потока подземных вод, который определяется по формулам расхода подземного потока или косвенно по величине питания подземных вод Естественные запасы подземных вод  — это объем гравитационной воды в  пласте. Естественные ресурсы  — количество воды, поступающей в  водоносный горизонт в  естественных условиях в  результате инфильтрации атмосферных осадков, фильтрации из рек, озер и водохранилищ, перетекания из выше и нижележащих горизонтов, притока со смежных территорий. Ресурсы выражаются в единицах расхода — м3/с, м3/ч. Искусственные запасы — это объем воды в пласте, поступившей из  водохранилища, оросительных систем, каналов и  фильтрационных бассейнов (м3). Искусственные ресурсы подземных вод представляют собой питание водоносного горизонта за  счет фильтрации вод из  рек, каналов, водохранилищ, с массивов орошения и т.п. Привлекаемые ресурсы — это увеличение питания подземных вод при эксплуатации водозаборов за счет повышения скорости фильтрации в пласте и перетекания из смежных водоносных горизонтов при эксплуатации грунтовых вод. Часть привлекаемых ресурсов формируется вследствие уменьшения испарения с  поверхности этих вод. 11.2. Оценка и категории запасов подземных вод

Естественные (статические) запасы условно (по отношению ко времени эксплуатации водозабора) делятся на  возобновляемые 306

(объемы гравитационной воды достаточно быстро возобновляются благодаря близости области питания) и практически не возобновляемые. Эти запасы (Qст) определяются как общее количество гравитационной воды в водоносном пласте, измеряемое в м3):

Qст = μV,

(11.1)

где μ — водоотдача; V — объем водонасыщенной породы. Ресурсы (динамические запасы подземных вод) могут быть переменными (расход подземного потока изменяется во времени) и относительно постоянными (расход подземного потока не изменяющется). Ресурсы (динамические запасы — QД) характеризуются количеством воды, протекающей в  единицу времени через поперечное сечение подземного потока или поступающей в водоносный слой в области питания. Ресурсы определяются различными расчетными методами: 1)  по коэффициенту фильтрации k, мощности hср, ширине В и уклону потока I:

QД = kIhсрB;

(11.2)

2)  по величине инфильтрации атмосферных осадков:

QД = 10Nd F ,

(11.3)

где N — годовое количество атмосферных осадков; d — коэффициент инфильтрации; F — площадь области питания подземных вод; 3)  по модулю подземного стока γ:

QД = γF;

(11.4)

4)  по разности расходов реки с подземным питанием (возможно только для периодов межени, когда питание рек в основном происходит за счет подземных вод):

QД = (q2  - q1)/L,

(11.5)

где QД — динамические запасы, отнесенные к единице ширины потока вдоль берега; q2 и  q1  — расходы реки в  верхнем и  нижнем створах; L — расстояние между створами. В России при эксплуатации подземных вод пользуются классификацией запасов, утвержденной Государственной комиссией по  запасам полезных ископаемых (ГКЗ). Требования к  качеству подземных вод, используемых для питьевого водоснабжения, определяются соответствующими ГОСТами, а  для вод, используемых в промышленности и сельском хозяйстве и медицине, — органами здравоохранения. 307

Под эксплуатационными запасами (ресурсами) понимается количество подземных вод (в м3/сут), которое может быть получено рациональными в  технико-экономическом отношении водозаборными сооружениями при заданном режиме эксплуатации и  при качестве вод, удовлетворяющем требованиям в течение всего расчетного срока водопотребления. Эксплуатационные запасы подземных вод делятся на две группы: балансовые запасы, использование которых технически возможно и экономически целесообразно и которые должны удовлетворять кондициям, т.е. требованиям к их качеству, и забалансовые запасы, использование которых в настоящее время экономически нецелесообразно из-за малого количества, несоответствия качества заданному назначению или сложных условий эксплуатации. В зависимости от степени изученности месторождений, качества вод и условий эксплуатации эксплуатационные запасы подземных вод подразделяются на четыре категории: •• категория А  — запасы разведаны и  изучены весьма детально. Выяснены напор вод и  фильтрационные свойства пород, условия питания, возможность восполнения, связи с  другими водоносными горизонтами и поверхностными водами. Эксплуатационные запасы подземных вод на  участке определены по данным эксплуатации, опытно-эксплуатационных и опытных откачек; •• категория В — запасы подземных вод изучены с детальностью, обеспечивающей выяснение основных условий залегания, питания и  режима. Эксплуатационные запасы определены по данным опытных откачек или по расчетной экстраполяции; •• категория С1  — запасы разведаны и  изучены в  общих чертах. Эксплуатационные запасы подземных вод определены по данным пробных откачек из единичных разведочных скважин; •• категория С2 — запасы установлены на основании общих гидрогеологических данных. Эксплуатационные запасы подземных вод определены по  аналогии с  изученными участками того же горизонта. В общей задаче охраны подземных вод особое значение приобретает вопрос увеличения всех категорий запасов и  в особенности запасов эксплуатационных вод. Главные запасы пресных подземных вод России сосредоточены в следующих горных породах (в скобках приведена доля соответствующих вод по отношению ко всем водам в целом): •• грунтовые воды  — в  песчано-галечниковых аллювиальных и водно-ледниковых отложениях (57%); 308

•• артезианские воды — в артезианских бассейнах платформенного типа (15%); •• напорные воды — в конусах выноса (11%); •• трещинно-карстовые воды — в карбонатных породах (7%); •• другие типы (10%). Под месторождением подземных вод понимают участок распространения подземных вод (водоносного горизонта), по своим кондициям (уровень, минерализация, дебит) отвечающих требованиям водоснабжения (питьевого, промышленного) и т.д. Запасы подземных вод и водопотребление в СНГ. Возобновляемые ресурсы речного стока в  среднем составляют 4700 км3/год, прогнозные ресурсы подземных вод — 320 км3/год, в том числе восполняемые — 171 км3/год и невосполняемые — 150 км3/год. Утвержденные к использованию ГКЗ эксплуатационные ресурсы пресных вод составляют примерно 54 км3/год [2, 21]. Следует подчеркнуть, что если в  России водопотребление составляет 6% возобновляемых ресурсов, то в ряде регионов с высокоразвитой промышленностью и орошаемым земледелием оно достигает 40% и более. Водопотребление свежей воды в СНГ в 1985 г. составило всего 282 км3, причем на орошение, обводнение и сельскохозяйственное водоснабжение затрачено 150 км3, на производственные нужды (без сельского хозяйства)  — 107 км3 и  хозяйственно-питьевые нужды — 25 км3. Главные направления охраны и рационального использования подземных вод следующие: проведение водоохранных мероприя­ тий; оборотное и повторное водоснабжение и экономное, бережливое отношение к водам; разработка малосточных и бессточных технологий; выведение маловодоемких сортов сельскохозяйственных культур. 11.3. Загрязнение подземных вод и зоны санитарной охраны

В России охрана подземных вод является вопросом государственной важности и закреплена рядом законов (Водным кодексом Российской Федерации; Федеральным законом от 10 января 2002 г. № 7-ФЗ «Об охране окружающей среды» и др.). Для охраны пресных подземных вод выделяются особые участки  — зоны санитарной охраны, на  территории которых устанавливается строгий санитарно-эпидемиологический контроль и осуществляются мероприятия по охране вод, водозабора и водопроводных сооружений от загрязнения и засорения (СанПиН 2.1.4.027-95 «Питьевая вода 309

и  водоснабжение населенных мест. Зоны санитарной охраны источников водоснабжения и водопроводов хозяйственно-питьевого назначения», утвержденный постановлением Госкомсанэпиднадзора России от 10 апреля 1995 г. № 7). Загрязнение вод — это изменение качества воды в результате поступления в  водный объект загрязняющих воду веществ или энергии. Засорением вод называется накопление в водных объектах посторонних предметов, чрезмерное развитие отдельных форм гидробионтов, в результате которого нарушаются нормы охраны вод (ГОСТ 2874-82 «Вода питьевая»; СанПиН 2.1.4.559-96 «Питьевая вода. Гигиенические требования к качеству воды централизованных систем питьевого водоснабжения. Контроль качества» [24, 25, 26]. Загрязнение подземных вод — это изменение физических, химических и биологических свойств воды, ограничивающих или исключающих ее использование в различных направлениях, где она обычно играет существенную роль. Загрязняющие вещества, содержащиеся в отходах, образованных в результате деятельности человека, проникают в  подземные воды и  могут вызвать химическое, агрохимическое, бактериальное, радиоактивное и тепловое загрязнение [7]. Химическое загрязнение подземных вод. Это загрязнение наиболее распространено, так как его вызывает наибольшее число загрязняющих веществ. Химическое загрязнение проявляется в виде увеличения по  сравнению с  фоновой минерализации подземных вод, концентраций выше фоновых различных компонентов химического состава подземных вод (макро- и микрокомпонентов), появления химических элементов и синтетических веществ, не характерных для природного состава подземных вод. В подземных водах при этом не только не увеличивается минерализация (в случае появления микрокомпонентов минерализация может не  увеличиваться, а загрязнение присутствовать), но и могут появиться интенсивная окраска, запах, повыситься температура. Химическое загрязнение является стойким, сохраняется в  течение длительного времени и распространяется на большие расстояния по  водоносным горизонтам. Наиболее распространенными типами химического загрязнения подземных вод являются загрязнение макрокомпонентами, нефтепродуктами, тяжелыми металлами, нитратами и пестицидами. Загрязнение подземных вод макрокомпонентами вызывается различными отходами промышленности, природными некондиционными водами, рудничными и шахтными водами, высокоминерализованными водами глубоких горизонтов, извлекаемыми на поверхность. 310

Сточные воды промышленных и  сельскохозяйственных предприятий и  высокоминерализованные природные воды (рассолы и морские воды) имеют обычно большую плотность, чем пресные. Попадая в  водоносные горизонты, они опускаются к  подошве пласта, изменяя тем самым природную геохимическую зональность водоносных горизонтов. Макрокомпоненты практически не сорбируются или слабо сорбируются породами и поэтому переносятся с потоком подземных вод на  большие расстояния по  водоносным горизонтам, образуя большие площади загрязнения подземных вод. Загрязнение подземных вод нефтью и нефтепродуктами происходит в результате всех видов производственной деятельности человека. Нефть как флюид значительно отличается по своим свойствам от воды. Большинство нефтяных углеводородов обладает меньшей плотностью, чем вода. Сама нефть и нефтепродукты представляют собой смесь углеводородов, которые отличаются различной растворимостью в воде, в целом слабой. Поэтому нефть и вода рассматриваются как практически нерастворимые и несмешивающиеся жидкости; нефтепродукты обычно располагаются в верхней части водоносных горизонтов. В случае загрязнения подземных вод нефтепродуктами на их поверхности формируется линзы, которые состоят из  однофазной жидкости  — углеводородов, мощность которых зависит от  количества проникших в водоносный горизонт нефтепродуктов и может изменяться от  нескольких сантиметров до  нескольких метров. Ниже однофазного слоя залегает слой, содержащий двухфазную смесь в  виде эмульсии, а  наиболее растворимые углеводороды (в основном ароматические) образуют с водой раствор. В результате нефтяного загрязнения подземных вод образуется стратифицированный разрез водоносного горизонта, в  верхних слоях которого залегает собственно нефть, в средних — двухфазная смесь, а в нижних — раствор нефтепродуктов в воде. Площади, занятые эмульгированными и растворимыми в воде углеводородами, в  несколько раз больше площади, занимаемой нефтяной линзой. Характерными признаками нефтяного загрязнения подземных вод являются специфический запах нефти и нефтепродуктов и наличие на поверхности воды нефтяной пленки. В водоносных горизонтах происходит разрушение нефти и  нефтепродуктов под влиянием биогенного разложения и химического окисления, при этом образуются нафтеновые кислоты, фенолы, эфиры, карбонильные соединения, которые обладают высокой растворимостью, что способствует изменению состава растворимой части нефтепродуктов во 311

времени. Тяжелые металлы попадают в  водные объекты в  виде аэрозолей вследствие деятельности вулканов и выветривания с поверхности суши и  океанов, а  также вследствие водной эрозии и многообразных форм антропогенной деятельности. В отходах различных промышленных производств, выбросах автотранспорта, используемых в  сельском хозяйстве ядохимикатах и  других продуктах содержится разнообразные металлы: свинец, медь, цинк, никель, кадмий, кобальт, сурьма, олово, висмут, ртуть. Особенно много тяжелых металлов содержится в  отходах предприятий цветной металлургии; здесь их содержание может превышать фоновые концентрации в сотни и тысячи раз. В настоящее время тяжелые металлы вышли на одно из первых мест среди загрязняющих окружающую среду веществ, причем антропогенная составляющая по некоторым из них намного превышает природную составляющую. Агрохимическое загрязнение подземных вод (загрязнение подземных вод нитратами). Оно связано преимущественно с сельскохозяйственной деятельностью; меньшее влияние на  подземные воды оказывают промышленные и  коммунальные отходы. Основным источником загрязнения подземных вод являются удобрения и отходы крупных животноводческих комплексов. Нитратное загрязнение подземных вод встречается в основном в трех формах — аммонийное, нитритное и нитратное. Нитратный азот является конечным продуктом в цепочке преобразований азота при его окислении:

аммонийный азот → нитритный азот → нитратный азот.

Процесс нитрификации азота (последовательного перехода форм азота) продолжается от 1 до 1,5 мес. В зависимости от гидрогеохимической обстановки и температуры водоносного горизонта он может замедляться или ускоряться. Для азота характерны и обратные процессы  — денитрификации, в  результате которых нитратный азот восстанавливается до  нитритного и  аммонийного. Процессы денитрификации в восстановительной обстановке в водоносных горизонтах замедляются или прекращаются, что способствует сохранению аммонийного азота длительное время без перехода его в нитратный. Аммонийный азот и  нитритный азот являются промежуточными, неустойчивыми формами и в конечном итоге они переходят в более устойчивую нитратную форму; в подземных водах накапливается азот именно этой формы. Нитраты хорошо растворяются в воде, практически не сорбируются водовмещающими породами, 312

что способствует их миграции на  большие расстояния по  водоносным горизонтам, а также распространению в более глубоко залегающие водоносные горизонты. Загрязнение подземных вод пестицидами. Под названием пестициды объединены все химические средства защиты растений. В  зависимости от  назначения различают гербициды (для борьбы с сорными растениями), инсектициды (для борьбы с насекомыми), фунгициды (для борьбы с грибками). По химическому составу пестициды подразделяются на хлорорганические (ДДТ, ГХЦГ, линдан, гептахлор, дихлорэтан, хлорпикрин и  др.), фосфаторганические (дихлофос, метафос, карбофос, фосфамид, хлорофос и др.), ртутьорганические (гранозан, меркуран, родосан и др.), мышьяксодержащие (арсенат натрия, арсенат кальция), карбаматы (цирам, цинеб, ацилат, севин, ялан, карбин и  др.), производные мочевины (монурон, линурон, которан, диурон). Пестициды со времени подвергаются процессам распада (деструкции). Это явление отражает стойкость пестицидов. Пестициды являются биологически активными токсичными веществами, многие из  них метаморфизуются в  промежуточные соединения (метаболиты), в  некоторых случаях даже в  более токсичные, чем исходные вещества Пестициды плохо растворимы в воде. Для практических целей пестициды используются в  виде растворов и эмульсий, порошков и аэрозолей. Они вносятся в почву, распыляются с самолетов, ими опрыскивают растения. Бактериальное загрязнение подземных вод. В  коммунальных и сельскохозяйственных отходах содержатся различные микроорганизмы, которые при попадании в водоносные горизонты изменяют биологические свойства и  ухудшают санитарное состояние вод. Показателем бактериального, или микробного, загрязнения подземных вод является наличие повышенных по  сравнению с  природными фоновыми концентраций патогенных и санитарно-показательных микроорганизмов. К санитарно-показательным мик­ роорганизмам относятся бактерии группы кишечной палочки, энтерококки. Патогенными, или болезнетворными, микроорганизмами называются бактерии, вызывающие проявления инфекционных заболеваний. К патогенным микроорганизмам относятся энтеробактерии (шигеллы и сальмонеллы), бактериофаг Е, этеровирусы (вирус полиомиелита). Особое значение для характеристики микробиологического состояния воды имеют бактерии группы кишечной палочки. Безопасность питьевой воды в эпидемиологическом отношении определяется ее соответствием нормативам по  микробиологи313

ческим и паразитологическим показателям. Бактериальное загрязнение является лишь частью общего биологического загрязнения, которое кроме бактерий может вызываться водорослями, вирусами и другими представителями микрофлоры и микрофауны. Особенностью бактериального загрязнения является ограниченность его распространения внутри водоносного горизонта. Это обусловлено сравнительно небольшим временем выживаемости бактерий в подземных водах. Согласно отечественным и  зарубежным публикациям это время составляет 30–400 сут, что и обусловливает временность и локальность бактериального загрязнения подземных вод. Радиоактивное загрязнение подземных вод. Оно является следствием выбросов в  атмосферу и  на поверхность Земли радионуклидов в  результате ядерных взрывов, а  также нештатной работы атомных станций или со сточными водами предприятий, добывающих или использующих радиоактивные вещества в  научных, лечебных и производственных целях, а также в результате аварий на  объектах атомной промышленности и  энергетики. Наиболее вредны «долгоживущие» радиоактивные элементы, обладающие повышенной способностью к передвижению в воде (стронций-90, уран-235, радий-226, цезий-137 и др.). Подземные воды относятся к  загрязненным водам, если концентрации радионуклидов превышают их фоновые значения (сформированные после первых испытаний ядерного оружия), а степень их загрязнения определяется по соотношению фоновых и наблюдаемых концентраций. Например, авария на Чернобыльской АЭС (ЧАЭС) показала, что подземные воды чувствительны к радиоактивному загрязнению. Тепловое загрязнение подземных вод. Тепловое загрязнение подземных вод проявляется в виде повышения их температуры по сравнению с фоновыми значениями. Тепловое загрязнение формируется обычно в  районах расположения крупных промышленных предприятий, главным образом предприятий энергетического комплекса (тепловые, атомные электростанции), а также на территориях городов за счет сброса на поверхность земли нагретых промышленных и коммунальных сточных вод. Тепловое загрязнение чаще всего встречается в подземных водах за  счет инфильтрации с  поверхности земли сточных вод, а  в глубоких водоносных горизонтах вследствие закачки в  них теплых сточных вод из различных приемников отходов. Как правило, тепловое загрязнение характеризуется повышением температуры подземных вод на 5–10°С и более. Повышение температуры вызывает изменение газового и химического состава подземных вод, раство314

рение или осаждение различных химических веществ, нарушение гидрогеохимического равновесия в  системе «порода-вода», развитие микрофлоры и  микрофауны, что приводит к  «цветению» воды. С увеличением температуры воды увеличивается и ее растворяющая способность, что приводит к интенсификации карстово-суффозионных процессов. Изменение температуры влияет на усиление токсичности загрязняющих веществ, содержащихся в  подземных водах. Тепловое загрязнение в совокупности с химическим вызывает наиболее негативные изменения состава подземных вод. Для сохранения природного состава и качества подземных вод следует защищать от загрязнения всю область питания и площадь распространения эксплуатируемого водоносного горизонта. На решение именно этой задачи направлены законы об  охране природных вод. Однако первоочередная и наиболее строгая охрана необходима непосредственно на участках использования подземных вод для хозяйственно-питьевого водоснабжения, так как загрязнение вблизи водозабора может быстро сказаться на качестве отбираемой воды, нарушить условия водоснабжения и вызвать другие нежелательные последствия. Поэтому вокруг водозабора — источника централизованного хозяйственно-питьевого водоснабжения создается зона санитарной охраны (ЗСО), которая обеспечивается в соответствии с СанПиН 2.1.4.027–95 «Зоны санитарной охраны источников водоснабжения и водопровода хозяйственно-питьевого назначения» [27]. В составе ЗСО водозаборов подземных вод выделяют три пояса: первый — пояс строгого режима и два пояса ограничений: второй и третий. Границы ЗСО и составляющих ее поясов устанавливают применительно к конкретной производительности и схеме водозабора с  учетом развития системы водоснабжения на  перспективу. Кроме того, учитывают гидрогеологические, гидрохимические и местные санитарные условия. Первый пояс. В него включаются участок водоприемного сооружения, насосная станция, установка для водоподготовки и т.д. Территорию этого пояса ограждают и  осуществляют ее постоянный контроль, на  ней запрещается возведение построек, за  исключением тех, которые имеют непосредственное отношение к водозабору. Назначение первого пояса (пояс строгого режима) — устранение возможности случайного или умышленного загрязнения подземных вод непосредственно через водозаборные сооружения или нарушения нормальной работы водозаборного сооружения, водоподъемных устройств и сооружений для очистки и сбора воды. 315

Поэтому размеры и конфигурация территории первого пояса практически мало зависят от  гидрогеологических условий и  определяются преимущественно составом и расположением охраняемых объектов. Размеры границ первого пояса для подземного источника водоснабжения зависят от  степени защищенности водоносных горизонтов с поверхности и гидрогеологических условий на расстоянии от водозабора: для надежно защищенных горизонтов (артезианских бассейнов) — не менее 30 м; для незащищенных, недостаточно защищенных горизонтов и  инфильтрационных водозаборов  — не менее 50 м. Второй пояс (зона ограничений) примыкает к первому и охватывает более широкую территорию, окружающую водозабор подземных вод, а в системах искусственного пополнения подземных вод — также и инфильтрационные сооружения. В пределах второго пояса не должно быть источников загрязнения. Этот пояс предназначен для защиты водоносного горизонта от  микробных загрязнений. Основным параметром, определяющим расстояние от границы второго пояса ЗСО до водозабора, является расчетное время продвижения микробного загрязнения с  потоком подземных вод к водозабору. Это время должно быть достаточным для утраты патогенными микроорганизмами жизнеспособности. Граница второго пояса ЗСО определяется гидродинамическими расчетами с помощью аналитических, графоаналитических и численных методов расчета. Назначение второго пояса — устранение возможности появления источников загрязнения в той части водоносного горизонта, которая будет использована водозабором в течение расчетного срока его работы. В пределах этой зоны запрещается создание земляных плотин, свалок, поглощающих колодцев и сточных канав. На этой территории регулярно осуществляются надзор и  контроль всех стоков и  наблюдения за  работой сооружений и  объектов по  очистке сточных вод. При обосновании размеров этого пояса учитывают, что приток подземных вод из водоносного горизонта к водозабору происходит только в  области его питания. Форма и  размер водоносного пласта зависят от типа водозабора — отдельные скважины, линейный ряд скважин, группа скважин и т.д. Аналогично практике количественной оценки эксплуатационных запасов подземных вод расчетный срок установления размеров второго пояса ЗСО обычно составляет 25 лет, хотя 25-летний период эксплуатации водозабора в  действительности не  является предельным, однако нередко и до истечения этого срока сработка 316

запасов резко сокращается и движение подземных вод стабилизируется. Однако возможность миграции загрязнений и  опасность ухудшения качества подземных вод сохраняются и в условиях стационарного режима эксплуатации водозаборов. Критерием эффективности водоохранных мероприятий в ЗСО водозаборов считают соответствие качества воды ГОСТу 2874-82 в  расчетный период эксплуатации водозабора. Третий пояс (пояс контроля и  наблюдений) предназначен для защиты подземных вод от  химических загрязнений. Расположение границы этого пояса также определяется с помощью гидродинамических расчетов, исходя из  условия, что если за  пределами пояса в водоносный горизонт поступят химические загрязнения, то эти стоки не достигнут водозабора, перемещаясь с подземными водами вне области питания водозабора, или достигнут его, но  не в  расчетное время срока его эксплуатации. Эта зона включает территорию, смежную со второй, и  ее границы устанавливаются в зависимости от характера водных источников (грунтовые или напорные воды), глубины залегания уровня и мощности водоносного горизонта, геологического строения (проницаемые или плотные водоупорные породы), гидрогеологических условий. В этой зоне никаких ограничений не вводится, но осуществляется контроль работы очистных сооружений. При обосновании и создании ЗСО водозаборов подземных вод решаются два основных вопроса: разработка методики определения размеров ЗСО и состава санитарно-оздоровительных мероприятий, которые назначаются на территории поясов ЗСО. Чем больше размеры поясов этих зон, тем выше надежность сохранности хорошего качества подземных вод, однако слишком большие размеры ЗСО могут привести к  определенному экономическому ущербу. При обосновании зон санитарной охраны следует учитывать: степень опасности отдельных видов загрязнений подземных вод в условиях хозяйственного использования территории в районе водозабора; гидрогеологические условия эксплуатируемого водоносного горизонта и, в  частности, условия его защищенности от  загрязнения; тип и производительность водозабора подземных вод. 11.4. Истощение подземных вод

Истощение подземных вод  — это уменьшение количества воды в  пункте водопользования или изменение условий, при которых не могут быть удовлетворены потребности населения и промышленности в воде. Истощение водоносных горизонтов может разви317

ваться, когда из-за усиленного отбора вод происходит прогрессирующее снижение их уровня, т.е. отбор превышает восполнение. Известны примеры нарушения природного равновесия, когда откачка огромных объемов пресных подземных вод вызвала необратимый процесс истощения. Так, районы Курской магнитной аномалии (Курская и Белгородская области), Московский угольный бассейн (Тульская область) были ранее известны как хорошо обводненные, однако длительное и усиленное водопонижение подземных вод, связанное с разработкой полезных ископаемых, привело к осушению местности — вода из некоторых колодцев в сельской местности исчезла. Признаки истощения водоносных горизонтов также проявляются, когда вблизи действующих водозаборов закладываются крупные дренажные установки или когда техническое состояние скважин неудовлетворительно («старение» водозабора). По данным Мосводоканала, в ближайшее время качество воды поверхностных источников, снабжающих столицу, улучшаться не будет. При научно обоснованном подходе можно сохранить подземные источники полноводными и чистыми, а негативные последствия их интенсивного использования свести до минимума. В его основе лежит единый комплексный подход к использованию и охране водных ресурсов. Согласно Водному кодексу Российской Федерации использование подземных водных объектов, пригодных для питьевого водоснабжения, для иных целей не допускается, за исключением случаев, предусмотренных этим Кодексом. В соответствии с Водным кодексом юридические лица и  граждане, деятельность которых оказывает или может оказать вредное влияние на состояние подземных водных объектов, обязаны принимать меры, которые предотвращают загрязнение, засорение и истощение водных объектов. Известные примеры загрязнения подземных вод показывают, что борьба с  загрязнением, уже попавшим в  водоносный пласт, представляет собой очень сложную задачу и требует дорогостоящих и часто трудоемких труднореализуемых мероприятий. При большом накоплении в пласте загрязняющих веществ и их небольшой десорбируемости, а также при низких фильтрационных свойствах пород время, необходимое для полного извлечения загрязнений из пород и подземных вод, может измеряться десятками и даже сотнями лет. Водоохранные мероприятия по защите подземных вод от загрязнения подразделяются на профилактические и специальные (локализационные). Если очаг загрязнения имеет значительную площадь, а мощность водоносных пород велика, загрязнение подземных вод 318

ликвидировать вообще не удается. Поэтому главными следует считать мероприятия профилактического характера, предупреждающие возможность загрязнения подземных вод. Важнейшим видом профилактических водоохранных мероприятий является создание специализированной сети наблюдательных скважин на  крупных промышленных объектах и централизованных водозаборов. С профилактическими мероприятиями тесно связаны периодический прогноз развития очагов загрязнения в районах промышленных объектов, скорректированный по  данным режимным наблюдениям, и  прогноз качества подземных вод на  водозаборе и прилегающей к нему территории. Результаты режимных наблюдений за состоянием подземных вод, гидрогеологические прогнозы развития области загрязнения в водоносном горизонте и качество поземных вод являются обоснованием для осуществления специальных защитных мероприятий. На водосборных площадях подземных водных объектов, которые используются для питьевого и хозяйственно-бытового водоснабжения, не допускается размещение захоронений отходов, полигонов, свалок, кладбищ, влияющих на состояние подземных вод. На участках возможного загрязнения подземных вод следует обеспечивать водонепроницаемость аккумулирующих емкостей для хранения сырья, продуктов и  отходов промышленного производства, а при разработке мероприятий по охране подземных вод учитывать инженерно-геологические изыскания, фильтрационные расчеты и прогнозы миграции загрязняющих веществ в подземных водах. Для предотвращения загрязнения подземных вод проводят следующие мероприятия [7]: •• создают замкнутые системы промышленного водоснабжения или канализации; •• разрабатывают производства с бессточной технологией, совершенствуют очистные сооружения; •• ограничивают использование ядохимикатов и  удобрений на сельскохозяйственных территориях; •• проводят изоляцию коммуникаций со сточными водами; •• устанавливают водоохранные зоны в  районах залегания грунтовых вод с  учетом строгих правил хозяйственной и  строительной деятельности. Наиболее важным представляется геологический мониторинг подземных вод, под которым понимается федеральная система наблюдения, оценки, контроля и прогноза состояния подземных вод на территории России. Мониторинг ведется на базе опорной государственной сети наблюдений за режимом подземных вод системы 319

Минприроды России, которая ведет наблюдения и  контролирует режим подземных вод в 62 комплексных режимных партиях и имеет 18,6 тыс. пунктов наблюдений за состоянием подземных вод. Промышленные предприятия и площадки, где широко применяются пластовый и  линейный дренаж для защиты сооружений от подтопления грунтовыми водами, в качестве обязательного конструктивного элемента должны иметь в основании водонепроницаемый экран из глинобетона или полиэтиленовой пленки. Кроме того, на площадках с повышенным загрязнением воздуха и почв сбору и очистке подлежат ливневые воды, в чашах шламохранилищ используют фронтальные и инъекционные завесы, экраны, комбинированные экраны, вертикальные преграды, стенки-барражи и т.д. Выявление и изучение основных очагов загрязнения подземных вод, выяснение действительной картины загрязнения подземных вод, оценка уровня загрязнения и  степени их опасности имеют важное значение для обоснования проектирования водоохранных и  специальных защитных мероприятий. Специальными защитными мероприятиями являются ликвидация очагов загрязнения подземных вод путем откачки из центра очага загрязнения, откачка загрязненных подземных вод для локализации области загрязнения и  недопущения дальнейшего распространения загрязняющих веществ по водоносному горизонту. К локализационным мероприятиям приходится обращаться, когда участок водоносного пласта оказался загрязненным. Сформировавшийся очаг загрязнения может распространяться в  естественном потоке подземных вод в направлении рек, озер и вызвать их загрязнение. Локализационные мероприятия, которые ограничивают продвижение загрязнений по водоносному пласту от очага загрязнений, могут быть осуществлены в зависимости от гидрогеологических условий с помощью преграждающих либо перехватывающих устройств. Они могут иметь те же конструкции, что и при профилактических мероприятиях. Это различные завесы, перехватывающие устройства, контурные, кольцевые и  линейные системы скважин или горизонтальных дрен, ярусная система вертикальных скважин и т.д. Осуществление специальных защитных мероприятий требует больших затрат, зачастую представляет значительные технические трудности, особенно сброс больших количеств откачиваемых загрязненных подземных вод. Поэтому в деле охраны подземных вод особое значение приобретают профилактические водоохранные мероприятия, направленные на предупреждение, предотвращение загрязнения и уменьшение масштабов загрязнений. 320

Во многих странах мира, особенно в засушливых зонах, интенсивное использование подземных вод приводит к  значительному снижению их депрессионной поверхности и  возможной потере этого источника в меженный период. Поэтому населенные пункты и города в результате истощения подземных вод лишаются единственного источника водоснабжения. Результаты многочисленных исследований подтверждают, что на многих источниках, которые обеспечивают регионы подземными водами, а  также промышленное и  сельскохозяйственное производство, наблюдается заметное снижение статических уровней подземных вод. Контрольные вопросы и задания 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

Дайте определение естественных и искусственных запасов подземных вод. Какие ресурсы называются естественными, искусственными и привлекаемыми? Что такое эксплуатационные запасы подземных вод? Укажите источники и виды загрязнения подземных вод. Приведите краткую характеристику отдельных видов загрязнения: химического, агрохимического, бактериального, радиологического и  теплового. Дайте определение истощение подземных вод. Перечислите мероприятия, предохраняющие подземные воды от истощения в районах гидротехнического строительства, при захоронении сточных вод и в других случаях.

321

Библиографический список К части I 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16.

322

Богданов Ю.А. Происхождение и развитие океана. [Текст] / Ю.А. Богданов, П.А. Каплин, С.Д. Николаев. — М.: Мысль, 1978. — 157 с. Инженерная геология СССР: в 8 т. Т. I: Русская платформа [Текст]. — М.: Изд-во Моск. ун-та, 1978. — 528 с. Информационный бюллетень о состоянии недр на территории Российской Федерации в 2011 г. [Текст]. — М.: Геоинформмарк, 2012. — Вып. 35. — 220 с. Карлович И.А. Геология [Текст]: учебное пособие для вузов / И.А. Карлович.  — 3-е изд.  — М.: Академический Проект; Трикста, 2005.  — 704 с. Карпенко Н.П. Геология четвертичных отложений [Текст]: учебное пособие / Н.П. Карпенко, В.С. Дроздов.  — М.: Изд-во РГАУ-МСХА, 2016. — 80 с. Карпенко Н.П. Основы инженерной геологии [Текст]: учебное пособие / Н.П. Карпенко, И.М. Ломакин, В.С. Дроздов. — М.: МГУП, 2014. — 278 с. Карпенко Н.П. Геоэкология [Текст]: учебное пособие / Н.П. Карпенко, Д.А. Манукьян. — М.: МГУП, 2012. — 120 с. Кольская сверхглубокая. Исследования глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины [Текст] / под ред. Е.В. Козловского. — М.: Недра, 1984. — 490 с. Королев В.А. Инженерная защита территорий и сооружений [Текст]: учебное пособие / В.А. Королев. — М.: ИД КДУ, 2013. — 470 с. Короновский Н.В. Общая геология [Текст]: учебник / Н.В. Короновский. — М.: Изд-во МГУ, 2002. — 448 с. Ломакин И.М. Основные породообразующие минералы и горные породы [Текст] / И.М. Ломакин, Д.А. Манукьян, М.В. Землянникова. — М.: МГУП, 2007. — 142 с. Монин А.С. История земли [Текст] /А.С. Монин. — Л.: Наука, 1977. — 227 с. Стратиграфический словарь СССР [Текст]. — Л.; М.: Гос. науч.-техн. изд-во литературы по геологии и охране недр, 1937. — 248 с. Тарасов Л.В. Природа землетрясений [Текст]: учебное пособие / Л.В. Тарасов. — Долгопрудный: Интеллект, 2010. — 208 с. Толстой М.П. Геология и гидрогеология [Текст]: учебник для вузов / М.П. Толстой, В.А. Малыгин. — 2-е изд. перераб. и доп. — М.: Недра, 1988. — 318 с. Фарндон Д. Драгоценные и поделочные камни, полезные ископаемые и  минералы. Энциклопедия коллекционера [Текст] / Д. Фарндон; пер. О. Строгановой; науч. консультант А.С. Тарантов. — М.: Эксмо, 2009. — 256 с.

17. ГОСТ Р 50836-95. Геологическая картография. Условные обозначения на картах геологического содержания. Общие правила изображения. 18. ГОСТ 21.302–1996. СПДС. Условные графические обозначения в документации по инженерно-геологическим изысканиям. 19. СНиП II-7-81*. Строительство в сейсмических районах. СП 14.13330.2010. 20. ГОСТ 25100-2011. Грунты. Классификация. 21. ГОСТ 30330-95/ГОСТ Р 50544-93. Породы горные. Термины и определения. 22. ГОСТ 12536-2014. Грунты. Методы лабораторного определения гранулометрического (зернового) и микроагрегатного состава. 23. URL: https://ria.ru/natural/20100415/222752775.html. 24. URL: https://myrussianland.ru/goroda-i-regiony/gejzery-kamchatki.html. 25. URL: http://www.liveinternet.ru/community/4707634/post357076537/.

К части II 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14.

Безднина С.Я. Научные основы оценки качества воды для орошения [Текст] / С.Я. Безднина. — Рязань: РГАТУ, 2013. — 171 с. Всеволожский В.А. Основы гидрогеологии [Текст]: учебник / В.А. Всево­ ложский. — 2-е изд., перераб. и доп. — М.: Изд-во МГУ, 2007. — 448 с. Доклад о состоянии окружающей среды в городе Москве в 2012 году [Текст] / под общ. ред. А.О. Кульбачевского.  — М.: Спецкнига, 2012. — 178 с. Жабин В.Ф. Формирование гетерогенной среды и регулирование режима грунтовых вод в задачах природообустройства [Текст] / В.Ф. Жабин, Н.П. Карпенко, И.М. Ломакин. — М.: МГУП, 2013. — 208 с. Гидрогеология [Текст] / под ред. В.М. Шестакова и М.С. Орлова. — М.: Изд-во МГУ, 1984. — 317 с. Карпенко Н.П. Определение гидрогеологических параметров [Текст] / Н.П. Карпенко [и др.]. — М.: Изд-во РГАУ-МСХА, 2016. — 85с. Карпенко Н.П. Геоэкология [Текст]: учебное пособие / Н.П. Карпенко, Д.А. Манукьян. — М.: МГУП, 2012. — 120 с. Кац Д.М. Мелиоративная гидрогеология [Текст]: учебное пособие / Д.М. Кац, В.М. Шестаков. — М.: Изд-во МГУ, 1992. — 256 с. Кац Д.М. Мелиоративная гидрогеология [Текст] / Д.М. Кац, И.С. Пашковский. — М.: Агропромиздат, 1988. — 256 с. Кирюхин В.А. Региональная гидрогеология [Текст] / В.А. Кирюхин, Н.И. Толстихин. — СПб.: Наука, 2005. — 344 с. Климентов П.П. Методика гидрогеологических исследований [Текст] / П.П. Климентов, В.М. Кононов. — М.: Высшая школа, 1989. — 448 с. Крайнов С.Р. Гидрогеохимия [Текст]: учебник для вузов / С.Р. Крайнов, В.М. Швец. — М.: Недра, 1992. — 463 с. Лебедев А.В. Методы изучения баланса грунтовых вод [Текст] / А.В. Лебедев. — 2-е изд. — М.: Недра, 1976. — 220 с. Ломакин И.М. Основы гидрогеологии [Текст]: учебное пособие / И.М.  Ломакин, Д.А. Манукьян; под ред. Д.А. Манукьяна.  — М.: МГУП, 2006. — 199 с. 323

15. Овчинников А.М. Общая гидрогеология [Текст] / А.М. Овчинников. — М.: Госгеолтехиздат, 1955. — 383 с. 16. Пономарев В.М. Подземные воды территории с мощной толщей многолетнемерзлых пород [Текст] / В.М. Пономарев.  — М.: АН СССР, 1960. —200 с. 17. Питьева К.Е. Гидрогеохимия (формирование химического состава подземных вод) [Текст] / К.Е. Питьева. — М.: Изд-во МГУ, 1978. — 328 с. 18. Плюснин И.И. Мелиоративное почвоведение [Текст] / И.И. Плюснин, А.И. Голованов. — М.: Колос, 1983. — 318 с. 19. Справочное руководство гидрогеолога [Текст] / под ред. В.И. Максимова. — М.: Недра, 1979. — Т. I. — 295 с. 20. Справочное руководство гидрогеолога [Текст] / под ред. В.И. Максимова. — М.: Недра, 1979. — Т. II. — 212 с. 21. Толстой М.П. Геология и гидрогеология [Текст]: учебник для вузов / М.П. Толстой, В.А. Малыгин. — 2-е изд. перераб. и доп. — М.: Недра, 1988. — 318 с. 22. Шестаков В.М. Динамика подземных вод [Текст] / В.М. Шестаков. — М.: Изд-во Моск. ун-та, 1979. — 368 с. 23. Шестаков В.М. Геогидрология [Текст] / В.М. Шестаков, С.П. Поздняков. — М.: Академкнига, 2003. — 176 с. 24. ГОСТ 2874-82. Требования к качеству воды источников централизованного хозяйственно-питьевого водоснабжения. 25. СанПиН 2.1.4.027-95. Питьевая вода и  водоснабжение населенных мест. 26. СанПиН 2.1.4.559-96. Питьевая вода. Гигиенические требования к качеству воды централизованных систем питьевого водоснабжения. Контроль качества. 27. СанПиН 2.1.4.027-95. Зоны санитарной охраны источников водоснабжения и водопровода хозяйственно-питьевого назначения.

Оглавление

Предисловие...........................................................................................................3 Введение..................................................................................................................5 Раздел I. ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Глава 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЗЕМЛЕ И ВСЕЛЕННОЙ......................................7 1.1. Происхождение Земли и планет Солнечной системы.............................................................. 7 1.2. Методы изучения глубинного строения Земли.........................................................................10 1.3. Форма, размеры и свойства Земли..................................................................................................15 1.4. Земная кора и ее строение..................................................................................................................20 Контрольные вопросы и задания..................................................................................................................24

Глава 2. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И СЕЙСМИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ........ 25 2.1. Тектонические движения......................................................................................................................25 2.2. Основные тектонические структуры континентальной земной коры ..........................28 2.3. Сейсмические явления...........................................................................................................................34 Контрольные вопросы и задания..................................................................................................................38

Глава 3. МИНЕРАЛЫ И ГОРНЫЕ ПОРОДЫ...................................................... 39 3.1. Минералы и их классификация..........................................................................................................39 3.1.1. Свойства минералов................................................................................................................39 3.1.2. Кристаллохимическая классификация минералов...................................................47 3.2. Горные породы и их классификации..............................................................................................51 3.3. Магматические породы.........................................................................................................................55 3.4. Осадочные породы, их образование и классификации .......................................................59 3.5. Химические, биогенные и биохимические осадочные породы........................................61 3.6. Осадочные обломочные, песчаные, глинистые и смешанные (песчано-глинистые) породы..............................................................................................................67 3.6.1. Обломочные породы и их классификации . ................................................................67 3.6.2. Песчаные отложения...............................................................................................................78 3.6.3. Пылеватые осадочные породы...........................................................................................83 3.6.4. Глинистые и песчано-глинистые смешанные породы............................................87 3.7. Метаморфические породы..................................................................................................................97 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 101

Глава 4. ГЕОХРОНОЛОГИЯ И СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ КАРТЫ И РАЗРЕЗЫ....................... 102 4.1. Геохронология и стратиграфия...................................................................................................... 102 4.2. Геологические процессы................................................................................................................... 113 4.2.1. Эндогенные геологические процессы......................................................................... 114 4.2.2. Экзогенные геологические процессы.......................................................................... 124 4.3. Геологические карты и разрезы..................................................................................................... 142 Контрольные вопросы и задания .............................................................................................................. 157

324

325

Раздел iI. ГИДРОГЕОЛОГИЯ Глава 5. ВОДА В ГОРНЫХ ПОРОДАХ И ЕЕ ПРОИСХОЖДЕНИЕ.................. 158 5.1. Основные направления и история развития гидрогеологии.......................................... 158 5.2. Круговорот воды в природе............................................................................................................. 160 5.3. Виды воды в горных породах и минералах.............................................................................. 165 5.4. Происхождение подземных вод и основные теории их происхождения................. 168 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 173

Глава 6. ОСНОВЫ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СТРАТИФИКАЦИИ................ 174 6.1. Коллекторские свойства горных пород...................................................................................... 174 6.2. Свойства горных пород по отношению к воде....................................................................... 177 6.3. Основные разновидности подземных вод и их характеристика................................... 180 6.4. Гидрогеологическая стратификация............................................................................................ 199 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 201

Глава 7. ОСНОВЫ ФОРМИРОВАНИЯ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПОДЗЕМНЫХ ВОД............................................................................. 202 7.1. 7.2. 7.3. 7.4. 7.5. 7.6.

Физические свойства природных вод......................................................................................... 202 Химический состав подземных вод.............................................................................................. 205 Формы и способы выражения химического состава подземных вод.......................... 211 Классифицирование подземных вод............................................................................................ 216 Источники и факторы формирования химического состава подземных вод.......... 221 Оценка пригодности подземных вод для целей питьевого и хозяйственного водоснабжения, орошения и строительства..................................... 228 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 233

10.4. Определение гидрогеологических параметров по данным откачек из скважин при неустановившемся режиме фильтрации................................................. 285 10.5. Определение гидрогеологических параметров по данным восстановления уровней воды в скважинах после откачки............................................. 288 10.6. Определение гидрогеологических параметров по данным наливов и нагнетаний............................................................................................................................................ 289 10.7. Определение направления и скорости движения подземных вод............................... 298 10.8. Определение коэффициента фильтрации песков по эмпирическим зависимостям........................................................................................................................................... 302 10.9. Определение коэффициента фильтрации песков в лабораторных условиях......... 303 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 305

Глава 11. ЗАПАСЫ И ОХРАНА ПОДЗЕМНЫХ ВОД......................................... 306 11.1. Понятие «запасы (ресурсы) подземных вод»........................................................................... 306 11.2. Оценка и категории запасов подземных вод........................................................................... 306 11.3. Загрязнение подземных вод и зоны санитарной охраны.................................................. 309 11.4. Истощение подземных вод............................................................................................................... 317 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 321

Библиографический список............................................................................ 322 К части I................................................................................................................................................................. 322 К части II................................................................................................................................................................ 323

Глава 8. ОСНОВЫ ДИНАМИКИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД...................................... 234 8.1. Законы фильтрации подземных вод в зоне насыщения.................................................... 234 8.2. Движение воды в зоне аэрации..................................................................................................... 237 8.3. Основные расчетные гидрогеологические параметры...................................................... 238 8.4. Элементы фильтрационного потока............................................................................................ 242 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 246

Глава 9. РЕЖИМ И БАЛАНС ПОДЗЕМНЫХ ВОД........................................... 248 9.1. Факторы формирования и типы режима подземных вод................................................. 248 9.2. Особенности режима грунтовых вод при гидромелиорации земель......................... 256 9.3. Режим подземных вод в районах водозаборов и строительства инженерных сооружений.................................................................................................................. 261 9.4. Водный и солевой баланс подземных вод................................................................................ 266 9.5. Прогнозы режима грунтовых вод.................................................................................................. 269 Контрольные вопросы и задания............................................................................................................... 271

Глава 10. ПОЛЕВЫЕ ОПЫТНО-ФИЛЬТРАЦИОННЫЕ РАБОТЫ И ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ..................................... 272 10.1. Типы водозаборных скважин и откачки из скважин............................................................ 272 10.2. Методика проведения откачек из водоносных горизонтов............................................. 279 10.3. Определение гидрогеологических параметров по данным откачек из скважин при установившемся режиме фильтрации...................................................... 282

326

327

По вопросам приобретения книг обращайтесь: Отдел продаж «ИНФРА-М» (оптовая продажа): 127282, Москва, ул. Полярная, д. 31В, стр. 1 Тел. (495) 280-15-96; факс (495) 280-36-29 E-mail: [email protected]

• Отдел «Книга–почтой»: тел. (495) 280-15-96 (доб. 246)

Учебное издание

Карпенко Нина Петровна, Ломакин Иван Михайлович, Дроздов Валерьян Степанович

ГИДРОГЕОЛОГИЯ И ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Учебное пособие

Оригинал-макет подготовлен в НИЦ ИНФРА-М ООО «Научно-издательский центр ИНФРА‑М» 127282, Москва, ул. Полярная, д. 31В, стр. 1 Тел.: (495) 280-15-96, 280-33-86. Факс: (495) 280-36-29 E-mail: [email protected] http://www.infra-m.ru Подписано в печать 25.00.2016. Формат 60×90/16. Бумага офсетная. Гарнитура Newton. Печать цифровая. Усл. печ. л. 0,0. Тираж 500 экз. (I — 100). Заказ № 00000 ТК (ТК)-899005-250016 Отпечатано в типографии ООО «Научно-издательский центр ИНФРА-М» 127282, Москва, ул. Полярная, д. 31В, стр. 1 Тел.: (495) 280-15-96, 280-33-86. Факс: (495) 280-36-29