В обоих случаях движение воды в водоносных слоях со свободной поверхностью совершается под влиянием гидростатического напора от мест с более высоким уровнем к местам с более низким уровнем.

В естественных условиях вода передвигается по направлению к выходам источников, к от­крытым водоемам, если уровень в последних стоит ниже, чем уро­вень воды в водоносном пласте, и, наоборот, может уходить из во­доемов в грунт при обратном соотношении уровней. Движение воды в водоносном пласте может быть вызвано искусственно откачкой воды из колодца, искусственным дренажем.

Наиболее изучен закон движения воды в мелкозернистых поро­дах — в песках с мелкими, преимущественно капиллярными порами (Рис. 6). Движение воды в случае фильтрации подчиняется закону Дарси, выражаемому формулой

где Q — количество воды в м³/с, протекающей в единицу времени через данное поперечное сечение породы площадью F м²; К — неко­торая величина, называемая коэффициентом водопроводимости или коэффициентом фильтрации; h — напор; l — длина пути фильтрационного потока в метрах.

Рис. 6. Разрез участка подземного потока.

Величина напора определяется по разности уровней в двух се­чениях потока, т. е. h = H₁ - H₂, где H₁ и H₂ — высота уровней в точках А и В. Под влиянием напора вода из сечения АА₁ перемещается в направлении сечения BB₁.

Отношение i есть паде­ние напора на единицу длины пути фильтрации, т. е. напорный градиент, или гидравлический уклон, и обозначается

i =h/l.

Разделив обе части равенства на площадь F, получим

где v =Q/F.

Величина v носит название скорости фильтрации.

Скорость фильтрации не является действительной скоростью движения воды в порах породы, она представляет фиктивную (приведенную) ско­рость движения воды. Площадь поперечного сечения потока F в формуле принята равной площади поперечного сечения по­роды, тогда как в действительности вода передвигается в породе только по порам и площадь сечения потока равна общей площади пор. Чтобы получить действительную скорость движения вод в по­рах грунта и, надо расход воды Q разделить на площадь, занятую порами, т. е.

где р — коэффициент пористости.

Действительная скорость движения воды боль­ше скорости фильтрации (u>v), так как коэф­фициент пористости меньше единицы.

Коэффициент фильтрации численно равен ско­рости фильтрации при i = l и может быть выра­жен в см/с, м/сут и т. п. (Табл. 1).

Коэффициент фильтрации может быть опре­делен путем лабораторного анализа в специаль­ных приборах, загруженных испытуемым грунтом, а также на основании механического анализа грунта с последующим применением эмпиричес­ких формул расчета.

Таблица 1

Ориентировочные значения коэффициента фильтрации рыхлых горных пород

Установлено, что коэффициент фильтрации зернистых грунтов зависит от величины пористости, действующей величины зерен грунта и вязкости фильтрующейся воды, которая в свою очередь за­висит от температуры воды. Все эти величины в явном или скрытом виде входят в предложенные эмпирические формулы расчета коэф­фициента фильтрации.

Источники

На склонах долин, оврагов, по склонам гор, в пониженных ме­стах котловин весьма часто наблюдаются выходы водоносных пла­стов на поверхность земли. Если водоносный пласт обнажен до уровня циркулирующих в нем вод, то в месте пересечения зеркала подземных вод с поверхностью земли подземные воды выходят на поверхность.

Различают:

- пластовые выходы - равномерное увлажнение склона на относительно большом расстоянии вдоль пересечения его с водоносным пластом;

- источники (родники) - сосредоточенные выходы подземных вод в виде отдельных струй или потоков.

По характеру выхода и условиям питания источники подразделяются на:

- нисходящие - свободный сток воды из водоносных горизонтов (обыч­но грунтовой и межпластовой) со свободной поверхностью;

- восходящие - выходы напорных вод.

В карстовых областях формируются довольно мощные источ­ники с расходом воды в отдельных случаях до нескольких кубиче­ских метров в секунду. По способу выхода на поверхность источ­ники карстовых областей очень разнообразны.

Наиболее распространены:

- переливные - выходы грунтовых вод из водоносного горизонта, залегающего на вогнутой поверхности водоупора (рис. 7). Режим этих источников неустойчив; с па­дением уровня дебит источника быстро уменьшается и наоборот. К данному типу относится известный источник Воклюз во Франции. По названию этого источника подобные переливные источники полу­чили наименование воклюзских.

- перемежающиеся или сифонные - характерно наличие резервуара — пещеры, в которой накапливается вода, и от­водного канала в форме сифона. Источник действует только тогда, когда вода в резервуаре достигает уровня верхнего колена сифона.

Рис. 7. Переливной (а) и сифонный (б) источники.

Восходящие источники характерны для областей со сложной тектоникой. Часто они приурочены к зонам тектонических разрывов. В этом случае вода по трещинам с некоторой глубины под гидро­статическим давлением, давлением пара или газа поднимается на поверхность. Восходящие источники обладают обычно большим де­битом и иногда высокой температурой.

Источники, выбрасывающие воду под действием давления паров воды, имеющих на некоторой глубине температуру выше 100°С, на­зываются гейзерами. Гейзеры действуют периодически.

Режим грунтовых вод. Зависимость колебаний уровня от климата

Изменение во времени уровня подземных вод, их температуры, химического состава и минерализации называется режимом подземных вод. Наибольшие изменения элементов режима наблюдаются в водоносных горизон­тах со свободной водной поверхностью, и тем большие, чем ближе воды расположены к поверхности земли. По своему режиму наибо­лее динамичны грунтовые воды. В этих водах проявляются годовые, сезонные и даже суточные колебания.

Природа колебаний уровня грунтовых вод различна. Выделяют два рода этих колебаний:

1. Действительные колебания отражают изменения запа­сов воды в водоносном слое и тесно связаны с условиями питания и расходования грунтовых вод, т. е. с атмосферными осадками, испарением, стоком.

2. Кажущиеся колебания являются следствием изменения гидростатического дав­ления воды в водоносном слое. «Кажущимися» они названы потому, что наблюдаются лишь в скважинах, колодцах и других наблюда­тельных объектах. Само же зеркало грунтовых вод (в пласте, а не в колодце), а следовательно, и запасы их могут оставаться без из­менения. Колебания эти кратковременны и в значительной мере зависят от глубины зеркала грунтовых вод. Они резко выражены при близком залегании грунтовых вод от поверхности земли и срав­нительно малой мощности зоны аэрации. В этом случае изменения объема воздуха в зоне аэрации влекут за собой изменения гидроста­тического давления в водоносном пласте, передающиеся в наблю­дательные скважины в виде резких колебаний уровня воды. Изме­нение давления воздуха в зоне аэрации происходит под воздейст­вием просачивающейся сверху воды, струи которой действуют в порах грунта как поршни, нагнетающие воздух, под влиянием тем­пературы, изменения атмосферного давления и т. п. Кажущиеся ко­лебания накладываются на действительные колебания зеркала грунтовых вод, в результате чего график колебаний уровня стано­вится при неглубоком залегании грунтовых вод иногда довольно сложным.

Амплитуда колебаний уровня грунтовых вод определяется не только изменением запасов, но и водными свойствами породы, вмещающей воду, и, в частности, ее водоотдачей. Известно, что один и тот же объем породы с разными водными свойствами содержит раз­ное количество воды, способной к свободному вытеканию. Следо­вательно, чем меньше будет водоотдача, чем меньше свободной воды способна вмещать порода в единице объема, тем большие ко­лебания уровня происходят в водоносном слое при прочих равных условиях.

На территории России выде­ляются три типа режима грунтовых вод, которые определяются зональными особенностями питания и расходования:

- кратковременное, преимущественно летнее питание («мерз­лотный» тип). Отличается не только кратковременностью питания, но и коротким (летним) периодом стока грунтовых вод вследствие промерзания их в условиях сурового климата и много­летней мерзлоты

- сезонное питание (преимущественно весенне-осеннее). Характерно для континентального климата с продолжительной и холодной зи­мой, когда отсутствует пополнение запасов грунтовых вод путем ин­фильтрации атмосферных осадков. Расходование в виде грунтового стока осуществляется в течение всего года, потери же на испарение происходят в теплый сезон. Для этого типа в колебаниях уровня прослеживаются два максимума (весной и осенью) и два минимума (летом и зимой). Подобный ход уровней характерен для областей с близким залеганием грунтовых вод к дневной поверхности. Время наступления максимумов по мере перехода от зоны избыточного увлажнения к зонам переменного и недостаточ­ного увлажнения смещается: весеннего на более ранние, а осен­него на более поздние сроки.

- круглогодичное питание (преимущественно зимнее). Свойственно климату с непродолжительной мягкой зимой, в течение которой инфильтра­ция атмосферных осадков в грунт не прерывается, потери же на испарение ничтожны. По этим причинам уровень грунтовых вод начиная с осени повышается и достигает максимума в середине зимы. К концу зимы, весной и летом в связи с возрастающими потерями на испарение уровень снижается и минимум его наступает в июле-августе.

Эти закономерности уровенного режима грунтовых вод, харак­терные для той или иной климатической зоны, могут сильно ме­няться в зависимости от геологического строения местности и ги­дрогеологических ее особенностей. Существенное значение имеет глубина залегания грунтовых вод. С ее увеличением колебания уровня, вызванные изменением метеорологических факторов, сглаживаются, происходит запаздывание в наступлении максимума и минимума уровня, иногда на несколько месяцев.

Температура грунтовых вод, залегающих вблизи поверхности земли и питающихся, как правило, атмосферными осадками данного места, испытывает влияние температуры воздуха, и тем отчетливее, чем ближе к поверхности залегают грунтовые воды. Суточные коле­бания температуры проникают до глубины около 1-2 м, сезонные — до глубины слоя грунта с постоянной температурой. Колебания тем­пературы воздуха отражаются в колебании температуры воды в сглаженном виде и с запазданием во времени наступления мак­симумов и минимумов температуры, увеличивающимся с глубиной. Если область питания грунтовых вод расположена вдали от об­ласти их распространения, то в их температурном режиме проявляется влияние не только темпе­ратуры воздуха области распро­странения, но и главным образом температуры источника питания.

Таким образом, температура грунтовых вод может служить показателем источника питания и относительной глубины залегания их от поверхности. Резкие коле­бания температуры грунтовых вод служат неблагоприятным показа­телем в отношении санитарного качества вод. Такие воды тесно связаны с поверхностью и могут легко загрязняться.

Химический состав подземных вод определяется сложными про­цессами взаимодействия между составом горных пород, вмещаю­щих воды того или иного горизон­та, и динамикой самих вод не толь­ко в настоящем, но и в прошлом.

Минерализация грунтовых вод меняется в широких преде­лах: от 100-150 мг/л до несколь­ких десятков граммов на литр.

Химический состав и минерализация грунтовых вод, тесно связанных с поверхностными и почвенными водами, отражают влияние климатических условий. Это влияние тем больше, чем ближе воды расположены к земной поверхности.

Взаимосвязь речных и подземных вод

Характер взаимосвязи между речными и подземными водами различен. В зависимости от условий залегания водоносного пласта, глубины вреза речных долин и положения мест выхода подземных вод на поверхность по отношению к высоте стояния уровня воды в реке возникают различные условия для гидравлической связи реч­ных и подземных вод. Гидравлическая связь может быть постоян­ной, периодической или отсутствовать вовсе.

При отсутствии гидравлической связи колебания уровня подзем­ных вод не определяются колебаниями уровня воды в реке. Это ха­рактерно для случая, когда грунтовой поток, направленный к реке, выходит на поверхность на склонах речных долин выше наивысшего уровня воды в реке. Отсутствие гидравлической связи может быть временным — при низком стоянии уровня воды в реке.

При гидравлической связи возможно несколько случаев соот­ношения речных и подземных вод. Наиболее часто наблюдаются на равнинных реках следующие соотношения.

1. Грунтовые воды питают реку при низком стоянии уровня воды в ее русле. При прохождении половодья (паводков), когда подъем воды в реке значительно превышает уровень стояния грунтовых вод, происходит фильтрация речных вод в берега. В прибрежной зоне создаются большие запасы грунтовых вод не только за счет проса­чивания речных вод, но и вследствие аккумуляции грунтовых вод, не находящих стока в русло из-за подпора, создаваемого высокими паводочными уровнями в реке. Уровни грунтовых вод и уровни реки в этом случае сопряжены, и колебания уровней реки передаются уровенной поверхности грунтовых вод.

2. Запасы грунтовых вод постоянно пополняются за счет филь­трации речных вод. Это происходит вследствие того, что уровни в реке всегда стоят выше зеркала грунтовых вод. Одностороннее питание речными водами характерно для засушливых районов. Примером может служить р. Кура, дно русла которой рас­положено выше зеркала грунтовых вод прилегающей низменности. Аналогичное явление наблюдается в карстовых районах, например Урала, где во время паводков речные воды расходуются на запол­нение карстовых полостей.

3. Река получает питание из напорного водоносного пласта, имеющего постоянную гидравлическую связь с рекой. Это питание осуществляется либо путем непосредственного посту­пления напорных вод в русло реки по тектоническим разломам и трещинам, либо путем напорной фильтрации через водоупорную кровлю, либо через пласты водопроницаемых пород, воды которых дренируются реками. Режим питания напорными водами зависит от сочетания изменений пьезометрического уровня в водоносном слое и уровней в реке.

Водообмен между рекой и гидравлически связанными с ней водоносными пластами в периоды половодья или паводков назы­вается береговым регулированием руслового стока.

Явление берегового регулирования приводит к перераспреде­лению во времени руслового стока. Этим объясняется зависимость режима подземного стока в прибрежной полосе от режима реки.

Расходы речных вод на фильтрацию в берега могут достигать значительных размеров, особенно при выходе воды на пойму.

Ширина прибрежной полосы, в которой проявляется влияние реки на уровенный режим подземных вод, при прочих равных усло­виях будет тем больше, чем больше амплитуда колебаний уровней реки, чем длительнее стояние высоких вод в реке и чем меньше уклон грунтового потока. С удалением от реки воздействие речных вод на колебания уровня грунтовых вод постепенно затухает и в местах выклинивания подпора становится незаметным или происходит независимо от речных вод.