Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология

хности эта вода удерживается молекулярными и электрическими силами сцепления и может перемещаться только при переходе в парообразное состояние. Толщина слоя прочносвязанной воды, а следовательно, и ее количество зависят от минерального состава частиц, их размера, характера

катионов адсорбированного слоя, состава и концентрации растворенных в воде солей, давления и температуры. Глинистые частицы окружены

несколькими слоями воды, и чем ближе слой воды к частице, тем сильнее он притягивается к ней (рис. 2.6). Удалить прочносвязанную воду можно при нагревании до 100-120°С [5].

Исследованиями последних лет (Б.В. Дерягин, СВ. Нерпин, М.А. Сунцов, Е.М. Сергеев и др.) установлено, что прочносвязанную воду можно разделить на два различных слоя: 1) слой; непосредственно прилегающий к частице породы толщиной 1-3 молекулы, который по своим свойствам близок к твердому телу и 2) сольватный или осмотический слой толщиной 10-20 молекул,

Рис. 2.6. Схема взаимо действия сил в системе тве рдая частица —

вода.

По Н.А. Цытовичу: а — схема расположения молекул воды в пределах диффузионного слоя твер -

дой частицы; б — эпюра изменения повер хностных сил Р в зависимости от расстояния до минеральной частицы I; 1-3 — вода: / — свободная, 2 —

адсорбированная, 3 — поверхностных слоев

42

непосредственно прилегающий к первому слою. Этот второй слой отличается ослабленной связью с поверхностью частиц, некоторой подвижностью, но по структуре вода в нем резко отличается от свободной [11].

Максимальное количество прочносвязанной воды, поглощаемое породой,

называется максимальной гигроскопичностью, или максимальной гигроскопической влагоемкостью. Величина ее, как правило, не превышает 1%

для крупнозернистых пород, тогда как для глинистых достигает 18-20%. Для растений гигроскопическая вода недоступна, так как они не в состоянии оторвать ее от частицы породы.

Рыхлосвязанная (осмотически впитанная, или пленочная) вода образует пленку поверх прочносвязанной воды, когда влажность породы становится выше ее максимальной гигроскопичности. По мере удаления от поверхности частицы силы связи грунта с молекулами воды ослабевают. На некотором расстоянии, исчисляемом долями микрометра, эта связь утрачивается совсем, и вода переходит в свободное состояние. Поэтому прочность связи этой категории воды с породой значительно меньше, чем у гигроскопической.

Основным признаком рыхлосвязанной воды является ее способность передвигаться от одной частицы к другой, независимо от влияния силы тяжести, так как она удерживается в породе силами, превосходящими

ускорение свободного падения в 70 000 раз. Передвижение пленочной влаги происходит от мест, где толщина пленок большая, к местам, где пленки тоньше.

Такое передвижение частиц будет продолжаться до тех пор, пока толщина водной пленки на обоих зернах породы не станет одинаковой. Передвижение рыхлосвязанной воды происходит также под действием разности осмотического давления и разной концентрации солей.

Содержание пленочной воды в породах различно, причем в глинистых породах оно больше, чем в песчаных, а в мелкозернистых больше, чем в крупнозернистых. Максимальное ее содержание составляет (%): для песков 1- 7; супесей 9-13; суглинков 15-23; глин 25-40.

Рыхлосвязанная и прочносвязанная вода объединяются иногда под единым названием молекулярная вода. Максимальное количество последней, удерживаемое породой в конкретных условиях, А.Ф. Лебедев назвал

максимальной молекулярной влагоемкостью породы. Этот показатель характеризует количество физически связанной воды в породе, находящейся

под действием сил молекулярного притяжения.

Считается (Р.И. Злочевская, В.А. Королев и др.), что поверхность минералов и связанная вода образуют двойной электрический слой, который определяет многие процессы в системе твердое тело — вода. Он делится на адсорбционный и диффузионный слои (рис. 2.7). Образующая их вода включает адсорбционно-связанную и осмотически поглощенную. В пределах этого слоя находятся

43

По С.И. Долгову, свободная вода может находиться в четырех состояниях:

1) капиллярно-разобщенном или капиллярно-неподвижном. По ведение этой воды определяется менисковыми силами. Максималь-

ное количество этой воды соответствует влагоемкости разобщенных капилляров;

2) капиллярно-подвижном. Это состояние возникает из капил-

лярно-разобщенного при увеличении воды и соприкосновении от дельных ее скоплений. Поэтому давление (капиллярное и гравитационное) передается по всей массе воды. Вода более сухих участков

подтягивает воду влажных участков;

3)капиллярно-легкоподвижном. Возникает при капиллярном подъеме воды грунтового потока или при просачивании атмосферных вод. Капиллярное менисковое давление передается равномерно;

4)просачивающем. Действие капиллярных сил исчезает, вся про-

сачивающая вода доходит до уровня подземных вод под действием

силы тяжести, т.е. возникает собственно гравитационная вода. Капиллярно-поднятая вода, образующая капиллярную кайму, располагается

над поверхностью свободных вод, от которой она поднимается под действием

сил поверхностного натяжения на несколько метров. В связи с тем, что капиллярно-поднятая вода гидравлически связана с уровнем подземных вод,

верхняя ее поверхность изменяется по мере колебаний уровня гравитационных

вод. Сумма всех капиллярных вод образует капиллярную влагоемкость породы. Максимальная высота капиллярной каймы (в см) приведена ниже:

Свободная вода образуется в породах при их влажности выше максимальной молекулярной влагоемкости и заполняет пустоты различных

размеров. Отличительная особенность гравитационной воды — ее передвижение под влиянием силы тяжести и напорного градиента. Свободная

вода передает гидростатическое давление. Различают инфильтрующуюся воду

зоны аэрации, которая просачивается сверху вниз, и фильтрующуюся воду зоны полного насыщения — она движется в виде потока по «водоносному

горизонту

(см. рис. 2.3).

IV. Вода в твердом состоянии образуется при отрицательных температурах и содержится в породах в виде кристаллов льда, ледяных

прослоек или жил. В зоне многолетней мерзлоты, где лед особенно широко распространен, его кристаллы играют часто роль цемента, скрепляющего отдельные минеральные частицы, превращая рыхлую породу в монолитную.

Вне развития многолетнемерзлых

45

пород вода переходит в лед только в зимнее время и при этом лишь в слое зимнего промерзания.

V. Вода в форме пара занимает поры, свободные от жидкой воды. Она образуется из других видов воды при их испарении, а при изменении

температуры или давления вновь может конденсироваться. Общее количество ее в почве при обычной температуре не превышает 0,001% от веса почвы. Тем

не менее вода в форме пара имеет весьма существенное значение в тех процессах, которые протекают в породах. Передвижение водяного пара в

породах происходит под влиянием изменения давления и температуры и направлено от слоя с более высокой температурой к слою с меньшей температурой.

Все количество воды, находящееся в горной породе в свободном и связанном состоянии, характеризует общую влажность или вла-гоемкостъ

породы. Практически за общую влажность принимается то количество воды, которое удаляется из грунта при высушивании его до постоянного веса при

температуре 105-110° С. При этом, наряду со свободной связанной водой, из

породы частично удаляется кристаллизационная вода. Поэтому определение общей влажности породы методом сушки не является вполне

обоснованным.

2.4. ВОДНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Исходя из современных представлений о видах воды, различают следующие силы под влиянием которых находится вода в горных породах:

сорбционные (молекулярные), капиллярные, гравитационные и др. Все эти силы действуют повсеместно и одновременно, однако соотношение их

различно в разных участках и в разные моменты времени.

В зависимости от преобладающего влияния тех или иных сил состояние и поведение воды в горных породах будет различным. Так, при преобладании

сорбционных (молекулярных) сил вода в горной породе оказывается связанной (адсорбированной) поверхностью частиц в виде пленки (прочносвязанная вода). Поверх проч-носвязанной воды благодаря молекулярным силам частиц грунта и силам электростатического притяжения слоев воды образуется рыхлосвязанная вода. В случае преобладания капиллярных сил, обусловленных поверхностным натяжением воды на границе раздела фаз, связь воды с горной породой также имеет место, хотя и проявляется гораздо слабее молекулярной связи. Преобладание сорбционных или капиллярных сил в грунтах имеет своим конечным результатом удержание воды в горной породе. Гравитационные силы, наоборот, стремятся удалить воду из горных пород.

Наличие в горных породах той или иной природы действующих сил

определяет и их водные свойства: влагоемкость, естественную влажность, водоотдачу, недостаток насыщения и водопроницаемость.

46

Влагоемкость - способность горных пород вмещать и удерживать определенное количество воды. По степени влагоемкости все породы можно

подразделить на весьма влагоемкие (торф, ил, суглинок, глина), слабо

влагоемкие (мергели, мел, рыхлые песчаники, лѐсс, мелкие пески) и невлагоемкие (массивные изверженные и осадочные породы, галечник,

гравий, песок и т.д.).

Некоторые авторы предлагают рассматривать влагоемкость только как способность горных пород вмещать воду, а свойство горных пород удерживать воду обозначают через понятие их водоудержи-вающей способности. Такое разграничение двух понятий, на наш взгляд, правомерно, так как отражает два

реально существующих природных процесса.

Для характеристики количества воды, содержащейся в горных породах, используют несколько понятий: весовая влажность W — отношение массы

воды, содержащейся в горной породе, к массе абсолютно сухой породы, объемная влажность Wn — отношение объема воды, содержащейся в породе, к

объему этой породы, и относительная влажность, или коэффициент

влажности Kw, — отношение объемной влажности к пористости. Между указанными величинами существуют следующие зависимости:

где δ - объемная масса породы; п — пористость породы.

Коэффициент влажности указывает, какая часть объема пор занята водой: в абсолютно сухой породе Kw = 0, а в полностью насыщенной Kw = 1. По величине Kw песчаные горные породы разделяются на 3 вида: 1) сухие пески, когда 0 <KW < 1/3; 2) влажные пески, когда 1/3<Kw <2/3; 3) мокрые до насыщения 2/3<Kw<l.

Количество воды, соответствующее полному насыщению породы, определяет ее полную влагоемкость. Кроме того, различают неполную (капиллярную),

максимальную молекулярную и максимальную гигроскопическую влагоемкости,

определяемые соответственно максимально возможным количеством капиллярной, пленочной или гигроскопической воды в горной -породе. Все

виды влагоемкости выражаются обычно в % массы соответствующего вида

воды к массе сухой породы. Средние значения максимальной молекулярной влагоемкости (по В.А. Приклонскому) для отдельных типов пород приведены в

табл. 2.4, а ее зависимость от содержания глинистых частиц в породе на рис.

2.8. Капиллярная влагоемкость составляет для песков 3-5%, а для супесей 4- 7%.

Различают также естественную влажность We, которая характеризует горные породы в естественном их залегании, и дефицит насыщения породы D

—разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью породы. n Определение естественной влажности имеет большое практическое

значение, особенно при оценке физико-химических свойств

47

Таблица 2.4

орных пород , которая поэтому определяется как в полевых так и в лабораторных условиях. Полевые методы (электрометрический

термоэлектрический, диэлектрический, нейтронный и др.) позволяют определять влажность горных пород в естественном их залегании. Все эти

методы косвенные и основаны на измерении определенных физических

свойств горных пород, зависящих от содержания влаги в грунтах. В последнее время наиболее широко применяется нейтронный метод, который

основан на явлении превращения быстрых нейтронов в медленные при их

взаимодействии с ядрами атомов водорода и установлении на этой основе зависимости между количеством медленных нейтронов в среде и ее

водородосодержанием. Измерения ведут с помощью нейтронного индикатора

влажности (НИВ-1) или нейтронного поверхностного глубинного влагомера (НВУ-1). В лабораторных условиях широко используются также

термостатические методы.

Рис. 2.8. Зависимость максимальной молекуля рной влагоемкости МГ от со-

держания частиц диамет ром <0,001 мм.

По А.А. Роде

48

Водоотдача - способность водонасыщенных пород отдавать гравитационную воду путем ее свободного вытекания. Различают также удельную водоотдачу - количество гравитационной воды, которое можно получить из 1 м3 породы. Водоотдача зависит от времени стекания воды, состава пород, пористости и давления.

Величина водоотдачи определяется отношением объема свободно стекающей воды к объему всей породы и выражается в долях единицы или процентах.

ниже (по О.Б. Скиргелло). Как видим, крупнозернистые пески, галечники и подобные им породы отличаются высокой водоотдачей, а глина и

сцементированные песчаники обладают минимальной водоотдачей.

Суглинки………………………………………....0,05 – 0,15

Песчаники сцементированные………………….0,02 – 0,03

Кроме гравитационной, различают упругую водоотдачу - свойство породы отдавать воду за счет упругого расширения жидкости и упругого сжатия

породы. Количественно упругая водоотдача характеризуется коэффициентами упругоемкости пласта и упругой

Коэффициент упругоемкости пласта характеризует объем жидкости который может быть получен с единицы объема горной породы за счет упругих свойств как горной породы, так и воды при снижении напоров на 1 м. Численно коэффициент упругоемкости

где ρ - плотность; ε - коэффициент пористости; Ев - модуль Юнга для воды (для чистой воды Ев =2·103 МПа); а у - коэффициент сжимаемости горных пород; q - ускорение свободного падения.

Коэффициент упругоемкости μо имеет размерность - метр в

49

В отличие от коэффициента упругоемкости коэффициент упругой водоотдачи является величиной безразмерной и характеризует объем

жидкости, получаемой с единицы площади водоносного горизонта при снижении напоров на один метр.

Водопроницаемость — способность горных пород пропускать через себя

воду при наличии перепада давления. Водопроницаемость не зависит от пористости, а зависит от размера пор. Например, песок характеризуется

пористостью 30%, но обладает хорошей водопроницаемостью, тогда как глины пористостью 60% обладают незначительной водопроницаемостью.

За единицу проницаемости принят 1 дарси (D), который численно отвечает проницаемости образца породы длиною 1 см, площадью поперечного сечения 1 см2, через которую при перепаде давления 1 Па протекает 1 см3/с жидкости вязкостью 1 МП а∙с. Эта величина зависит от открытой пористости, удельный поверхности пор, давления, размера пор и колеблется от нескольких дарси до тысячных долей миллидарси. Сейчас

принято проницаемость измерять в мкм2: 1 D = 1,01972 ·10-12 м2 ≈ 1мкм2.

Проницаемые породы характеризуются проницаемостью больше 0,1 мкм2, полупроницаемые 10-4-10-2 мкм2 и практически непроницаемые меньше 10-4

мкм2. К первым относятся закарстованные и трещиноватые горные породы,

ко вторым — песчаники, алевролиты, карбонаты и к третьим - гипсы, ангидриды, глины и др. Более подробные сведения приведены в табл. 2.5.

Для характеристики проницаемости на практике используют

где Q — расход жидкости, фильтрующейся через образец: l -длина образца; μ — вязкость жидкости при температуре опыта; F — площадь поперечного сечения образца; Р1 и Р2 - давление соответственно до и после

испытания образца.

Физически коэффициент проницаемости определяет сопротивление потоку фильтрации через пористую среду, и используется этот коэффициент

наиболее часто в нефтяной гидрогеологии.

Чтобы разобраться в физическом смысле единицы дарси, отметим прежде всего, что сопротивление жидкости течению называется вязкостью.

Поскольку вязкость вызвана межмолекулярным притяжением, которое

уменьшается при интенсификации теплового движения, вязкость жидкости зависит от температуры. Для воды вязкость при 20° С

составляет 1 МПа ·с, а при 100° С – 0,28 МПа ·с (см . табл. 1.2).

50