5.3.5. Другие типы подземных вод

Рассмотренные выше основные типы подземных вод суши, находящиеся в рыхлых пористых грунтах (почвенные воды, вер­ховодка и другие воды зоны аэрации, грунтовые, артезианские и глубинные воды), имеют аналоги и в условиях трещиноватых горных пород, а также в районах многолетнемерзлых грунтов и мо­лодого (современного) вулканизма.

Так, в трещиноватых и закарстованных горных породах анало­гами грунтовых вод являются воды верхней части зоны интенсив­ной трещиноватости и зоны карста, аналогами артезианских и глу­бинных вод — соответственно напорные воды погруженных трещин­ных зон и разломов глубокого заложения.

Своеобразны подземные воды в районах распространения мно­голетнемерзлых грунтов. Здесь аналогами почвенных вод и верхо­водки являются воды так называемого деятельного слоя, т. е. слоя сезонного ежегодного оттаивания и промерзания. Воды надмерзлот- ных таликов — аналоги обычных грунтовых вод. Эти воды пред­ставлены подрусловыми, подозерными и склоновыми таликами. Межмерзлотные (расположенные между слоями мерзлого грунта) безнапорные воды также сходны с обычными грунтовыми водами. Однако если межмерзлотные, а также подмерзлотные воды (распо­ложенные глубже слоя мерзлого грунта) находятся под напором, они становятся аналогами артезианских вод.

Промерзание и оттаивание деятельного слоя, изменение толщи­ны слоя многолетнемерзлых грунтов ведут к изменению условий питания и режима подземных вод. Эти изменения становятся также причиной специфических мерзлотно-гидрогеологических явлений — бугров пучения, наледей, термокарста.

В районах современного вулканизма подземные воды также специфичны. Это, в частности, воды термальных и термоминераль­ных источников как безнапорных, так и напорных.

4. Движение подземных вод

Под влиянием капиллярных сил, силы тяжести и градиентов гидростатического давления подземные воды приходят в движение. Движение подземных вод в зонах аэрации и насыщения существен­но различается.

В зоне аэрации происходит проникновение атмосферных осад­ков и поверхностных вод в грунт, называемое просачиванием (ин­фильтрацией). Различают свободное просачивание и нормальную ин­фильтрацию. В первом случае движение воды в грунте вертикально вниз происходит под действием силы тяжести и капиллярных сил в виде изолированных струек по капиллярным порам и отдельным канальцам; при этом пористое пространство грунта остается не насыщенным водой и в нем сохраняется движение атмосферного воздуха, что исключает влияние гидростатического давления на дви­жение воды. Во втором случае движение воды происходит сплошным потоком под действием силы тяжести, градиентов гидростатического давления и капиллярных сил; поры заполнены водой полностью.

Инфильтрационная вода может либо достичь уровня грунтовых вод и вызвать его повышение, либо остаться в зоне аэрации в виде капиллярно-подвешенной воды.

В зоне насыщения под действием силы тяжести и гидроста­тического давления свободная (гравитационная) вода по порам и трещинам грунта перемещается в сторону уклона поверхности водоносного горизонта (уровня грунтовых вод) или в сторону умень­шения напора. Это движение называется фильтрацией.

Движение свободной (гравитационной) воды как при нормаль­ной инфильтрации в зоне аэрации, так и при фильтрации в зоне насыщения имеет в мелкопористых грунтах ламинарный режим и подчиняется зависимости типа формулы Пуазейля (2.31), кото­рую применительно к движению подземных вод записывают в виде закона фильтрации Дарси:

у_ф = К_ф1, (5.7)

где у_ф —скорость фильтрации; К_ф — коэффициент фильтрации; /— гидравлический уклон, равный либо уклону поверхности уровня грунтовых безнапорных вод (этот уклон пропорционален продоль­ной составляющей силы тяжести), либо градиенту пьезометриче­ского напора (пропорционального градиенту гидростатического дав­ления) у напорных артезианских вод.

Скорость фильтрации (у_ф, м/сут, мм/мин или см/с) — это отно­шение расхода фильтрационного потока (?_ф к площади поперечного сечения в пористой среде со_п:

у_ф=(?фЛо_п. (5.8)

Поскольку в пористой среде площадь поперечного сечения больше суммарной площади пор, скорость фильтрации всегда меньше действительной скорости движения воды v в порах грунта. Чем больше пористость, тем меньше различие в v и у_ф:

V=vjp', (5.9)

где р' — коэффициент пористости, выраженный в долях единицы (р'=р/Ж).

Коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость грун­тов. Он зависит от количества и размера пор и от свойств филь­трующейся жидкости. Коэффициент фильтрации, как это следует из формулы Дарси (5.7), численно равен скорости фильтрации при гидравлическом уклоне, равном 1.

Коэффициент фильтрации выражают в единицах скорости: м/сут, м/ч, м/с, см/с, мм/мин и т. д. Это — очень важная характеристика, используемая при изучении движения подземных вод. Коэффи­циент фильтрации отражает водопроницаемые свойства грунта (см. разд. 5.2). Ориентировочные значения коэффициента фильтрации для некоторых грунтов были приведены в табл. 5.1. При сравнении

коэффициентов фильтрации и пористости грунтов обращает на себя внимание факт резкого уменьшения коэффициентов фильтрации у суглинков и глин, несмотря на их повышенную пористость. Объяс­няется это тем, что мелкие поры этих грунтов заполнены пленоч­ной и капиллярной водой, препятствующей движению свободной (гравитационной) воды. Коэффициент фильтрации обычно опреде­ляют экспериментальным путем.

Рассмотрим некоторые особенности движения подземных вод в зоне аэрации и в зоне насыщения (отдельно для безнапорных грунтовых и напорных артезианских вод).

Проникновение дождевой или талой воды с поверхности земли в зону аэрации, т. е. инфильтрация, характеризуется скоростью ин­фильтрации у_инф (выражается обычно в мм/мин). На первой стадии инфильтрации (свободное просачивание) у_инф достигает наибольших значений. По мере заполнения пор водой свободное просачивание переходит в нормальную инфильтрацию и ее скорость существенно уменьшается, в пределе достигая коэффициента фильтрации К_ф. Кривая уменьшения v_HH(J) во времени в процессе насыщения грунта водой называется кривой инфильтрации (рис. 5.4).

Рис. 5.4. Кривая инфильтрации:

/— свободное просачивание, II— нормальная инфиль­трация

Как следует из формулы Дарси (5.6), для определения скорости фильтрации в зоне насыщения необходимо знать величину гидрав­лического уклона. Для безнапорных грунтовых вод уклон опреде­ляют через величину падения уровня грунтовых вод АН на рассто­янии L: AH/L = (Я, - Н₂)/Ь. При этом расстояние L определяется не по горизонтали, а вдоль поверхности (зеркала) грунтовых вод (рис. 5.5, а). Тогда формула Дарси приобретает вид

б)

7

а)

77777А¹ г—I² I— \^з ЕЕЕг

Рис. 5.5. Схема движения подземных вод в зоне насыщения:

а — безнапорные грунтовые воды, б — напорные артезианские воды; /—во­доупорный пласт; 2—уровень грунтовых вод (кривая депрессии), 3— линия пьезометрического напора (пьезометрическая); 4— направление движения под­земных вод

Расход фильтрационного потока грунтовых вод определяют по формуле Оф = у_фсо_п (см. уравнение (5.8)) при известной скорости фильтрации у_ф и площади поперечного сечения слоя со_п.

Свободную поверхность потока фунтовых вод называют кривой депрессии (рис. 5.5, а).

Скорость фильтрации напорных артезианских вод определяют также по формуле (5.10) с той лишь разницей, что величина АН в этом случае — не падение уровня, а величина изменения пьезо­метрического напора. Кривую п ьезометрическо го напора называют пьезометрической кривой (рис. 5.5, б).

В крупнообломочных, сильно трещиноватых или закарстован- ных породах скорости движения подземных вод могут быть значи­тельными, и режим потока в этих случаях становится турбулент­ным. В таких случаях вместо формулы Дарси (5.7) применяют за­висимость типа формулы Шези (2.32) в таком виде:

у_ф = ^77, (5.11)

где К’_ф — коэффициент турбулентной фильтрации, который опреде­ляют опытным путем.

Линейный закон фильтрации Дарси (5.7) может быть нарушен и по другой причине. Как указывает В. А. Всеволожский (1991), это может произойти при небольших скоростях фильтрации в тонко­дисперсных породах, и связано с проявлением сил молекулярного взаимодействия частиц воды и породы при вязкопластичном харак­тере движения воды.