Характеристика элементов системы
Любая горная порода состоит из твердых минеральных зерен и пространства, ими не занятого. Если объем свободного пространства в некотором объеме породы V обозначить Vn, то величина, равная их отношению, и = VJV будет характеризовать степень пус- тотности горной породы (очевидно, что всегда и < 1).
Пространство, не занятое минеральным скелетом, представляет собой поры, трещины, каверны и другие морфологические формы пустот, которые могут быть заполнены подземными водами, нефтью, природным газом и другими флюидами.
Для пород типа песков, слабосцементированных песчаников, глин, суглинков и других свободное пространство образуют поры;
Объем пор Уп
[■:■:■] 1
К ' 3 2 3
Рис.48. Соотношение объемов составляющих грунта [9]
1,2,3 и 4 - биогенный, газовый, жидкий и твердый компоненты грунта соответственно
181
Гранит | 0,06 | 2,0 |
Габбро | 0,02 | 1,5 |
Перидотит | 0,02 | 2,4 |
Диабаз | 0,08 | 4,5 |
Базальт | 3,0 | 6,0 |
Песчаник крепкий | 1,6 | 10,0 |
Песчаник слабый | 16,0 | 26,0 |
Известняк крепкий | 5,0 | 13,7 |
Известняк слабый | 10,0 | 22,0 |
Мрамор | 0,1 | 1,0 |
Кварцит | 4,8 | 8,3 |
Алевролит | 14,0 | 30,0 |
* Напомним, что Карст - одна из областей на Балканах, где наблюдается широкое развитие пустот и полостей, образовавшихся в результате выщелачивания и растворения пород (известняков, доломитов, солей, гипсов и др.). С этим названием связаны термины закарстованные породы, т.е. породы, содержащие такого рода пустоты, и карстовые воды, т.е. воды, находящиеся в таких породах. 182
Сложение | Плотное | Малой плотности |
Пески гравелистые, крупнозернистые и среднезернистые | <35 | >40 |
Пески мелкозернистые и тонкозернистые, супеси легкие | <38 | >44 |
Глины, суглинки, супеси тяжелые | >30 | >45 |
По своим размерам поры и трещины могут быть подразделены на три группы: сверхкапиллярные (поры размером более 0,5 мм, трещины шириной более 0,254 мм); капиллярные (поры 0,5-0,002 мм, трещины 0,254-0,0001 мм); субкапиллярные (поры менее 0,002 мм, трещины менее 0,0001 мм). Классификация пустот по размеру весьма полезна для оценки условий движения подземных флюидов в горных породах. По сверхкапиллярным порам и трещинам обычно происходит свободное движение воды, нефти и газа; по капиллярным - только при значительном участии капиллярных сил. Породы с субкапиллярными порами и трещинами в обычных условиях практически непроницаемы для жидкостей и газов (заметим, что при высоких температуре и давлении по этим порам возможно интенсивное движение воды). Важно подчеркнуть, что подземные воды движутся не по всем порам, а лишь по связанным друг с другом достаточно крупным (сверхкапиллярным и капиллярным порам). Сообщающиеся между собой поры образуют связанное пространство, в котором осуществляется гравитационное движение подземных вод. Связанное поровое пространство характеризуется так называемой активной пористостью n,= VJV, где Va - объем связанных пор, в котором возможно гравитационное движение подземных вод. 183
Очевидно, что па<п. В галечниках, грубозернистых песках па^п; это означает, что в этих породах поры практически полностью связаны между собой. Перейдем теперь к рассмотрению второго элемента системы вода - порода, а именно к подземным водам. Как уже указывалось в гл.З, горные породы вмещают разнообразные виды воды: пар, физически связанную, свободную, лед, химически связанную, воду в надкритическом состоянии. Каждый из перечисленных видов воды обладает специфическими возможностями к передвижению, которые определяют особенности их движения в подземной гидросфере. Основным объектом изучения гидрогеологов являются капельно-жидкие (гравитационные) воды. Движение капельно-жидких вод подчинено (см. гл.4), действию гравитационных и компрессионных сил. Поэтому движение подземных вод может идти в любом направлении: вниз, вверх, через пласты в соответствии с направлением передачи энергии в сторону падения напоров. В верхней части разреза ведущая роль принадлежит гравитационным силам (рис.49) и соответственно нисходящему движению вод. С глубиной растет роль компрессионных сил и ведущим становится восходящее движение подземных вод (см. рис.37). Рис 49 Формирование гидростатических напоров в водоносном горизонте 1 - граниты, 2 - пески, 3 - глины, 4 - уровень подземных вод, 5 - источник (выход подземных вод на поверхность), 6 - пьезометрический уровень (уровень напоров подземных вод), 7 - направление движения подземных вод, 8 - скважина, 0-0 - плоскость сравнения 184
Рис.50. Схема взаимного перемещения слоев жидкости 1,2- слои жидкости Различают два режима тече- ния капельно-жвдкой воды: лами- нарный и турбулентный. Ламинар- ный (параллельно-струйный) режим наблюдается при малых скоростях течения; для него характерно движе- ние потока отдельными, не переме- шивающимися между собой струй- ками. Турбулентный (вихревой) ре- жим наблюдается при сравнительно больших скоростях течения; в этом случае активное проявление внутренней пульсации частиц потока обусловливает активное перемешивание отдельных струек (образование вихрей). Помимо областей ламинарного и турбулентного течений существует переходная область, где проявляются черты и ламинарного, и турбулентного режимов движения. При ламинарном режиме течения сопротивление движущегося потока полностью определяется силами вязкого трения между отдельными струйками (рис.50). Согласно закону Ньютона, силы внутреннего трения появляющиеся при относительном перемещении струек жидкости, пропорциональны относительной скорости этого перемещения и площади соприкосновения слоев: Л> = -t>s dv dn где ц - коэффициент динамической вязкости (в системе СГС выражается в пуазах, в СИ - в паскалях на секунду; 1 П = 0,1 Па с); S - площадь согфиюгсающихс» слоев; скорость (градиент) относи- dn тельного смещения слоев по нормали к слоям. Здесь знак минус отражает тот факт, что сила трения направлена противоположно потоку жидкости. Для количественной характеристики режима движения жидкости обычно используют безразмерную величину, называемую числом Рейнольдса [30]: 185
Re = pv/i/ц, где p- плотность жидкости; Л — гидравлический радиус, равный отношению площади поперечного сечения к смоченному периметру потока; v - скорость течения. Критической скорости течения, определяющей границу ламинарного режима, соответствует критическое число Рейнольдса Re^,. Если число Рейнольдса превышает Re^, движение становится турбулентным. Для гладких труб Re^^ 2300, для открытых русел Re*,^ 300-1000. Обратим внимание на то, что свойства воды существенно меняются в зависимости от температуры, которая может также решительно изменить характер многих процессов, определяющих взаимодействие воды и породы. При повышении температуры уменьшается вязкость жидкости, прекращается сорбция молекул воды поверхностью минеральных зерен, ослабевают и практически исчезают капиллярные (менисковые) силы. Поэтому при относительно высоких температурах (выше 40-60 °С) возможен переход части связанных и капиллярных вод в гравитационные и характер движения этих вод приобретает в основном черты, свойственные движению гравитационных (капельно-жидких) вод. При рассмотрении системы вода - порода важное значение имеют так называемые емкостные свойства пород. Под емкостными свойствами понимают способность горных пород вмещать, удерживать и отдавать заключенную в них подземную воду. Емкостные свойства определяют общие запасы подземных вод, содержащихся в водоносном горизонте. Процессы отдачи подземных вод (водоотдачи) горными породами подразделяются на гравитационные и упругие. Под гравитационной водоотдачей понимается способность горных пород отдавать заключенную в них подземную воду путем свободного стекания под действием силы тяжести. Количественным показателем гравитационной водоотдачи является коэффициент гравитационной водоотдачи » = VB/V, где VB и V - объем вытекающей воды и осушенной горной породы. 186
Коэффициент гравитационной водоотдачи показывает, какое количество подземных вод может быть получено с единицы объема осушенной горной породы. Предельное значение коэффициента гравитационной водоотдачи где ла - активная пористость; - максимальная молекулярная влагоемкость. При насыщении горных пород подземными водами величиной, аналогичной коэффициенту водоотдачи, является коэффициент недостатка насыщения, который характеризует объем воды, необходимый для насыщения единицы объема породы. Численно коэффициент недостатка насыщения несколько меньше коэффициента водоотдачи. Предельное значение коэффициента недостатка насыщения где WB — относительное объемное содержание защемленного воздуха. При изучении движения подземных вод очень часто предполагается, что осушение или насыщение горной породы происходит мгновенно (т.е. скорость насыщения или осушения бесконечна) и, следовательно, значения коэффициентов водоотдачи и недостатка насыщения являются постоянными, не зависящими от времени. В действительности процессы осушения и насыщения горных пород протекают с конечными скоростями, и значения указанных коэффициентов изменяются во времени. В целом коэффициенты гравитационной водоотдачи и недостатка насыщения постепенно увеличиваются от некоторых относительно небольших значений до предельных, оцениваемых зависимостями (1) и (2). Отмеченный эффект получил название «растянутости» водоотдачи во времени. Экспериментально было установлено, что динамика водоотдачи (недостатка насыщения) зависит, главным образом, от скорости осушения (насыщения) и высоты капиллярного поднятия воды в горной породе. Типичные значения коэффициентов гравитационной водоотдачи горных пород (по О.Б. Скиргелло) [42] следующие: И = «а-^м.м 0) Цп WH м WB, (2) 187
Породы Тонкозернистые пески и супеси Мелкозернистые и глинистые пески Среднезернистые пески Крупнозернистые и гравелистые пески Песчаники на глинистом цементе Бурые угли Известняки трещиноватые 0,10-0,15 0,15-0,20 0,20-0,25 0,25-0,35 0,02-0,03 0,02-0,05 0,008-0,10 Под упругой водоотдачей понимается способность горной породы отдавать заключенную в ней подземную воду за счет упругого сжатия горной породы. Количественно упругая водоотдача оценивается коэффициентами упругоемкости пласта и упругой водоотдачи. Коэффициент упругоемкости пласта соответствует объему жидкости, который может быть получен с единицы объема горной породы за счет упругих свойств, как горной породы, так и воды при снижении напора на 1 м. Численно коэффициент упругоемкости где р- плотность воды; е- коэффициент пористости, Еа - модуль сжимаемости горных пород; g - ускорение свободного падения. Как правило, значения коэффициентов упругоемкости относительно невелики [42]: для песков (0,5-^-5) ■ КГ4 м-1; для супесей и суглинков 10^-10”3 м”1; для трещиноватых пород КГ5-Н06м_|. В отличие от коэффициента упругоемкости коэффициент упругой водоотдачи является величиной безразмерной и характеризует объем жидкости, получаемой с единицы площади водоносного горизонта при снижении напора на 1 м. Коэффициент упругой водоотдачи связан с коэффициентом упругоемкости р* следующим обра- * зом: р* = р0т, где т - мощность водоносного горизонта. Юнга для воды, для чистой воды Ев =2 • 103 МПа; ау - коэффициент 188