7.2.1. Питание и разгрузка грунтовых вод

Питание и разгрузка грунтовых вод, являющиеся основными элементами водного баланса любого водоносного горизонта, оп­ределяют поступление воды в горизонт, накопление запасов под­земных вод и соответственно отток и расходование (сработку) за­пасов подземных вод данного водоносного горизонта (см. гл. 5). Питание грунтовых вод в общем случае осуществляется при ин­фильтрации атмосферных осадков, конденсации, поглощении поверхностных вод, притоке из нижележащих горизонтов и ис­кусственном питании грунтовых вод. В связи с тем, что грунто­вый водоносный горизонт не изолирован от поверхности земли, питание грунтовых вод принципиально возможно в пределах всей площади распространения горизонта (область питания совпадает с областью распространения горизонта).

Под инфильтрацией понимается процесс просачивания свобод­ной гравитационной воды от поверхности земли до уровня грун­тового водоносного горизонта. В соответствии с этим величина инфильтрационного питания обычно выражается в миллиметрах слоя воды, поступившей на уровень грунтовых вод за расчетный период времени (мм/сут, мм/мес, мм/год). При необходимости эта величина может быть также выражена расходом воды, посту­пившим за расчетный период времени на единицу поверхности грунтового водоносного горизонта, например модулем инфильт­рационного питания (л/с • км²).

Величина инфильтрационного питания грунтовых вод в общем случае определяется интенсивностью увлажнения поверхности земли, строением и составом пород зоны аэрации, температур­ным режимом и влажностью пород зоны аэрации, видом расти­тельности и др. Интенсивность увлажнения поверхности земли определяется количеством воды, поступающим на нее в виде жид­ких атмосферных осадков, при таянии снега, сельскохозяйствен­ных поливах; рельефом поверхности, определяющим условия склонового стекания и накопления влаги в понижениях рельефа; интенсивностью испарения влаги с поверхности земли, зависящей от температуры воздуха и поверхности почвы, ветрового режима и характера растительности. Как правило, величина инфильтраци­онного питания ие связана прямо с количеством (годовой суммой) атмосферных осадков. В летний период при высоких температурах поверхности почвы и приповерхностного слоя воздуха атмосфер­ные осадки, поступающие на поверхность земли, частично или полностью расходуются на испарение и не формируют инфильт­рационного питания.

Основные объемы инфильтрационного питания формируются, как правило, при интенсивном увлажнении поверхности земли в холодные периоды года с минимальными величинами испарения: летне-осенний период, в южных районах — зимний, а также в пе­риод весеннего снеготаяния.

В годовом цикле могут быть выделены один или несколько (в зависимости от климатических условий местности) периодов с формированием питания грунтовых вод за счет инфильтрации ат­мосферных осадков (табл. 7. 2). Сумма атмосферных осадков за этот период рассматривается в этом случае в качестве “эффектив­ной” суммы осадков.

Таблица 7.2

Годовое распределение атмосферных осадков и величин испарения с поверхности суши (Материа/ы МГД, 1975)

Примечание. В числителе дано среднее количество осадков, в знаменателе — испарение с поверхности суши по месяцам и в скобках за год, мм.

Строение разреза, состав и влажность почвы и грунтов зоны аэрации определяют впитывающую способность почвенного слоя, скорость движения просачивающейся воды (м/сут, см/с), возможность достижения инфильтрующимися водами поверхнос­ти грунтового горизонта или формирование верховодки на раз­личных уровнях разреза зоны аэрации и др. (см. рис. 7.1).

Если интенсивность увлажнения поверхности земли больше, чем впитывающая способность верхнего слоя почвы, происходит формирование склонового стока (стекание) и накопление дожде­вых или снеготалых вод в понижениях рельефа с последующим

расходованием их на испарение и фильтрацию в породы зоны аэрации. В связи с этим при прочих равных условиях (строение зоны аэрации, глубина залегания уровня грунтовых вод и др.), наиболее благоприятные условия формирования инфильтрации (и ее максимальные значения) характерны, как правило, для микропонижений рельефа, в которых относительное переувлаж­нение поверхности определяется поступлением склонового стока.

В общем случае объем воды, поступающей через поверхность почвы в почвенный слой и далее в породы зоны аэрации, в той или иной мере превышает объем собственно инфильтрационного питания, достигающего уровня грунтового водоносного горизон­та. Часть воды расходуется на внутригрунтовое испарение, погло­щение корневой системой растений и транспирацию, а также на формирование капиллярной и рыхлосвязанной воды (при влаж­ности пород зоны аэрации ниже уровня наименьшей влагоемкос- ти). При прочих равных условиях потери просачивающейся воды на испарение, транспирацию, формирование связанной воды за­висят от гранулометрического состава и структуры “свободного” пространства пород зоны аэрации, определяющих проницаемость горных пород (скорость просачивания), а также относительные объемы связанной воды. Наибольшие скорости просачивания (и, следовательно, относительно меньшие потери на испарение и транспирацию) характерны для условий, когда зона аэрации сло­жена крупнообломочными отложениями (крупнозернистые пес­ки, галечники и др.) или трещиноватыми и закарстованными породами. Наиболее интенсивно процессы поглощения атмосфер­ных осадков протекают на участках распространения непосред­ственно с поверхности интенсивно трещиноватых и закарстован- ных горных пород. В этом случае процесс питания грунтовых вод за счет поглощения атмосферных осадков вместо термина “ин­фильтрация” (просачивание) чаще характеризуется понятием “инфлюация” (втекание).

Температурный режим зоны аэрации в основном определяет движение парообразной воды и процессы конденсации влаги, ис­парение и транспирацию, изменение объемов капиллярной и рыхлосвязанной воды. Наличие сезонно промерзающего слоя, его мощность и скорость протаивания в решающей степени опреде­ляют условия формирования инфильтрационного питания в пе­риод весеннего снеготаяния. Совместное влияние перечисленных выше факторов определяет резкие (практически от 0 до 1000 мм/год и более) изменения величин инфильтрационного питания грун­товых вод не только в различных широтно-климатических зонах, но лаже в пределах единых морфоструктурных элементов рельефа и смежных участков территории (табл. 7.3).

Таа/ица 7.3

Годовые значения инфильтрации атмосферных осадков на участках Боровского поста в 1961—1962 гг. (по Л.В. Лебедеву. F.H. Ярцевой, /967)

Средние величины инфильтрационного питания грунтовых вод, рассчитанные для участков площадью до IООО—1500 км², из­меняются, например, для территории европейской части России от 3 до 350 мм/год, коэффициенты инфильтрации (% от годовой суммы атмосферных осадков) — от I до 60% и более. Для боль­шей части территории в зонах умеренного и избыточного увлаж­нения эта величина составляет 60—100 мм/год (10—15% от годо­вой суммы осадков). Величины инфильтрационного питания до 200—300 мм/год и более (А"_1|Нф > 50—60%) характерны в основном для участков поверхностного распространения трещиноватых и интенсивно закарстованных пород (Подземный сток, 1964).

Формирование конденсационного питания грунтовых вод связано с процессом образования свободной гравитационной (вероятно, капиллярно- и рыхлосвязанной) воды за счет молекул водяного пара, содержащегося в воздухе, заполняющем свободное про­странство в минеральном скелете пород зоны аэрации. Основной объем конденсационного питания грунтовых вод формируется в летний (теплый) период года, когда значительные перепады су­точных температур воздуха и распределение температур в разрезе зоны аэрации обеспечивают существование нисходящего (от по­верхности земли) движения молекул водяного пара под действием градиента температур. Более интенсивно этот процесс протекает в условиях, когда строение и структура скважности обусловливают относительно свободное поступление в породы зоны аэрации влажного воздуха с поверхности земли (поверхностные проявления карста, трещиноватости горных пород и др.). Данные эксперимен- тапьных оценок величины конденсационного питания грунтовых вод свидетельствуют о том, что при прочих равных условиях объем этого питания существенно зависит от гранулометрического состава пород зоны аэрации (В.В. Климочкин и др.). Наименьшая интен­сивность конденсационного питания 50—80 см³/м³ • суг фиксирует­ся в суглинистых породах и супесях (пески, галечники, щебень — до 180—250 см³/м³-сут), вероятно, также в связи с тем, что в этих породах конденсирующаяся влага частично расходуется на фор­мирование различных видов связанной воды.

Результаты экспериментальных оценок, выполненных для райо­нов с различными природными условиями, показывают, что ве­личина конденсационного питания грунтовых вод изменяется от 5,0 до 80 мм/год (0,15—2,5 л/с • км²). По оценкам В.В. Климочки- на (1975), конденсационное питание может составлять в среднем до 30% от общего годового питания грунтовых вод. Для гумидных территорий эта величина, вероятно, завышена. С другой стороны, в условиях пустынных районов (данные, полученные по Караку­мам) относительно невысокие значения конденсации, составляю­щие 10,0—20,0 мм/год, в отдельные годы могут быть практически единственным видом питания грунтовых вод.

В большинстве случаев при экснериментальных и расчетных определениях питания грунтовых вод через зону аэрации оценивается суммарная величина ин- фильтранионного и конденсационного питания. Количественные оценки собствен­но конденсационного питания грунтовых вод могут быть выполнены в периоды предположительного отсутствия инфильтрации или с помощью специальных экс­периментальных исследований в зоне аэрации.

Поглощение поверхностных вод формируется на участках, где уровень воды в поверхностных водоемах (болота, озера, водохра­нилища) и водотоках (реки, ручьи, каналы и др.) располагается гипсометрически выше уровня подземных вод первого водонос­ного горизонта. Такие условия наиболее характерны для цент­ральных частей высоких междуречных пространств, предгорных равнин, возвышенных участков горного рельефа, районов рас­пространения карста и др. Разница уровней воды обусловливает наличие градиента напора (см. гл. 5), определяющего возможность нисходящей фильтрации через ложе водоема (русло реки и др.) в залегающий ниже грунтовый водоносный горизонт. Скорость фильтрации и расходы потока на единицу поглощающей поверх­ности (м², км²) определяются прежде всего фильтрационными свойствами (Аф) донных или русловых отложений и залегающих ниже пород зоны аэрации (грунтового водоносного горизонта).

Поглощение поверхностных вод в отсутствие гидравлической связи формируется главным образом на участках с глубоким зале­ганием уровня грунтовых вод при двухслойном строении разреза с относительно меньшей проницаемостью пород верхнего слоя

О

гт

I ¹ I ¹

Рис. 7.2. Схемы формирования питания грунтового водоносного горизонта за счет поглощения поверхностных вод: а — схема “свободной" фильтрации; б — “подпорной" фильтрации; в — периодического питания при подъемах уровня поверхностных вод. I — проницаемые (водоносные) породы; 2 — слабопроницае­мые породы; 3 ~ уровень фунтовых вод; 4 — положение уровня фунтовых вод на различные периоды времени при “мгновенном” подъеме уровня поверхностных вод; 5 — уровень поверхностных вод; 6 — направления движения грунтовых вод

В общем случае в зависимости от строения разреза и условий взаимодействия поверхностных и подземных вод могут быть вы­делены три различные схемы поглощения: I) с отсутствием гид­равлической связи поверхностных и подземных вод, 2) с наличием гидравлической связи при постоянном положении поверхностных вод выше уровня фунтового водоносного горизонта, 3) с наличием гидравлической связи при периодическом положении поверхност­ных вод выше уровня фунтового водоносного горизонта (рис. 7.2).

(см. рис. 7.2, а). Подобное строение разреза зоны аэрации встреча­ется достаточно часто при залегании существенно глинистых ал­лювиальных отложений (пойменная фация аллювия), ледниковых валунных суглинков, пролювиально-аллювиальных, покровных и других отложений на высокопроницаемых крупнообломочных, интенсивно-трещиноватых и закарстованных породах. Во многих случаях при однородном строении разреза, представленного вы­сокопроницаемыми породами, роль слабопроницаемого экрана между поверхностными и грунтовыми водами играет относитель­но маломощный слой русловых (донных) отложений, высокие фильтрационные сопротивления которого определяются кольма- тацией фильтрующего пространства (даже высокопроницаемых пород) глинистым материалом, наиболее интенсивно происходя­щей в условиях поглощения поверхностных вод (заиление русло­вых отложений).

В условиях двухслойного строения разреза зона насыщения под руслом (дном водоема) формируется только в породах сла­бопроницаемого слоя. Ниже его подошвы в породах с относи­тельно большей проницаемостью до уровня грунтовых вод суще­ствует зона неполного насыщения со свободным просачиванием воды, фильтрующейся через слабопроницаемый слой. В соответ­ствии с этим подобная схема поглощения поверхностных вод ус­ловно называется схемой свободной фильтрации (поглощения).

При поглощении поверхностных вод по схеме свободной фильт­рации скорость фильтрации из водоема и расход воды на единицу поверхности дна водоема (м², км²) в основном определяются зна­чением проницаемости верхнего слоя. Однако в этом случае фильтрация воды на участке I—2 (см. рис. 7.2, а) осуществляется с большими значениями напорного градиента У₀ (см. гл. 5).

В общем случае при малой мощности руслового слабопроницае­мого слоя значение напорного градиента может быть больше 1, что определяет относительно высокие скорости фильтрации и рас­ходы поглощения поверхностных вод даже при низких значениях проницаемости верхнего слоя: К_{) = 10~²—1(Н м/сут.

Движение грунтовых вод под зоной поглощения формируется в соответствии с распределением напоров или в одном направлении, или в виде двух смежных потоков грунтовых вод, разделенных водоразделом (см. рис. 7.2, а).

При наличии гидравлической связи поверхностных и грунто­вых вод и постоянном положении поверхностных вод выше уров­ня грунтового водоносного горизонта под руслом реки или дном водоема существует зона постоянного насыщения (см. рис. 7.2, б). Формируются потоки грунтовых вод, направленные в обе сторо­ны от русла реки, или радиально расходящийся поток грунтовых вод при фильтрации из водоема. Фильтрационные потери из рус­ла (расход на единицу длины русла мУсут’М, м'/сут'км) в этом случае определяются главным образом проводимостью пласта (Кт) и разностью напоров (H_i—H₁) в прирусловой части потока (см. рис. 7.2, о), обеспечивающих отток грунтовых вод от зоны поглощения. При формировании поглощения непосредственно в прирусловой части потока грунтовых вод всегда фиксируется оп­ределенный подъем (подпор) их уровня, в соответствии с чем эта схема не совсем правильно называется схемой подпорной фильт­рации.

При наличии гидравлической связи и периодическом положе­нии поверхностных вод выше уровня грунтового водоносного го­ризонта поглощение поверхностных вод происходит только при подъемах уровня поверхностных вод (паводки, половодья, прили­вы и др.). При спаде уровней поверхностных вод и при его низких положениях осуществляется разгрузка грунтовых вод в русло реки (см. рис. 7.2, в). В период подъема уровня поверхностных вод в прирусловой части потока грунтовых вод создается "обратная” разность напоров, определяющая фильтрацию (поглощение) по­верхностных вод в берега и формирование зоны периодического насыщения и подъема уровня грунтовых вод.

Размеры зоны периодического насыщения и положение ее верхней границы (уровня грунтовых вод) существенно изменяются во времени, в связи с чем подобная схема взаимодействия поверх­ностных и подземных вод называется нестационарным подпором грунтовых вод при фильтрации из русла (водоема). При постоян­ном подъеме уровня поверхностных вод (создание водохранилища) в предельном случае через определенный длительный интервал времени в результате фильтрации поверхностных вод в берега, притока по пласту и местного инфильтрационного питания фор­мируется новое (стационарное, стационарный подпор) положение уровня грунтовых вод (см. рис. 7.2, в), при котором восстанавли­вается их разгрузка в реку или водохранилище.

Процесс формирования нестационарного подпора в крупных речных долинах при прохождении половодий и паводков подробно рассмотрен Б.И. Куделиным (I960). Им показано, что при взаимодействии поверхностных и подземных вод по згой схеме практически не происходит собственно питания грунтовых вод. поскольку за вычетом расходов на испарение и транспирацию практически весь объем речных вод, профильтровавшихся в берета при подъеме уровня, возвраща­ется обратно в русло на нисходящей сталии половодья (при спаде уровней по­верхностных вод). Этот процесс может рассматриваться в качестве так называе­мою процесса берегового регулирования речною стока. В то же время этот процесс может иметь существенное значение для формирования минерализации и хими­ческого состава грунтовых вод в прибрежной зоне, загрязнения грунтовых вод при неблагополучном санитарном состоянии речных вод и др.

При залегании уровня грунтовых вод ниже уровня поверхностных вод формирование той или иной схемы поглощения (см. рис. 7.2) определяется прежде всего строением разреза, проницаемостью породы зоны аэрации и глубиной залегания уровня грунтовых вод. Поскольку эти характеристики могут довольно сильно изме­няться по длине русла реки и даже во времени (изменение русло­вых сопротивлений при отложении или переотложении донных осадков, подмыве и обрушении берегов, сезонные подъемы уров­ня грунтовых вод и т.д.), схема взаимодействия поверхностных и грунтовых вод (от участка к участку или в различные сезоны года и т.д.) может меняться. В соответствии с этим в каждом конкрет­ном случае обоснование схемы поглощения поверхностных вод (на данном участке) может быть основано только на фактических данных о положении уровня грунтовых вод под руслом реки (во­доема) или непосредственно в прирусловой части потока грунто­вых вод (см. рис. 7.2).

Питание грунтовых вод за счет восходящей фильтрации из ниже­лежащих горизонтов возможно на участках, где пьезометрическая поверхность напорных вод устанавливается выше уровня грунто­вого водоносного горизонта (рис. 7.3).

'I'l'l'l

I I

I I l

I¹,',

H>QE⁵[l£t

Рис. 7.3. Схема формирования питания грунтовых вол за счет фильтрации из нижележащего водоносного горизонта: / — грунтовые воды; 2 — межилаето- вый водоносный горизонт; 3 — пьезометрический уровень межггластовых вод; 4 — затрудненная рассредоточенная фильтрация (перетекание); 5 — локальное интенсивное перетекание; 6 — фильтрация по "гидрогеологическим окнам" (остальные обозначении см. рис. 7.2)

Подобное соотношение уровней характерно главным образом для относительно пониженных участков территории (днища реч­ных долин, глубокие бессточные впадины, озерные котловины, заболоченные низменности и др.). На таких участках низкое по­ложение уровня грунтовых вод определяется наличием близко расположенных зон их интенсивной разгрузки. Соотношение уровней фунтовых и более глубоких подземных вод обусловливает в этом случае наличие соответствующей разности напоров АН и межпластового напорного градиента У₀, определяющего возмож­ность субвертикальной восходящей фильтрации из нижележащего водоносного горизонта (см. рис. 7.3). При постоянном (в преде­лах участка) значении разности напоров АН характер и величины восходящей фильтрации в грунтовый водоносный горизонт в ре­шающей степени определяются фильтрационными свойствами К₍₎ и мощностью т₀ разделяющего слабопроницаемого слоя. В обла­сти сплошного распространения пород слабопроницаемого слоя условия восходящей фильтрации наиболее затрудненные и, сле­довательно, наименьшие (на единицу площади) величины пита­ния грунтового водоносного горизонта. Подобная затрудненная субвертикальная фильтрация через выдержанные слабопроницае­мые слои обычно называется перетеканием (межпластовое пере­текание).

На участках, где породы слабопроницаемого слоя характеризу­ются более высокими значениями проницаемости (изменение гранулометрического состава, зоны с интенсивной трещиноватостью и др.) или уменьшением его мощности (древние эрозионные раз­мывы и др.), условия взаимодействия смежных горизонтов более благоприятны и величины питания грунтовых вод относительно больше (локальное интенсивное перетекание). Наиболее благопри­ятные условия взаимодействия смежных горизонтов и в общем случае наибольшие величины питания характерны для участков с открытой гидравлической связью (отсутствием пород слабопро­ницаемого слоя). Такие участки, связанные с зонами фациально- го замещения слабопроницаемых пород, глубокими эрозионными размывами, зонами тектонических нарушений и др. (см. рис. 7.3), условно называются гидрогеологическими “окнами”, по которым осуществляется открытая гидравлическая связь двух смежных во­доносных горизонтов.

В реальных условиях участки с различной степенью связи фун­товых и более глубоких подземных вод характеризуется различны­ми значениями разности напоров (при прочих равных условиях АН прямо пропорциональна значению фильтрационного сопро-

тивлспия разделяющего слоя), и распределение величин питания грунтовых вод за счет перетекания из нижележащего горизонта значительно сложнее. В общем случае даже при относительно низкой проницаемости пород разделяющего слоя (АГ₀ = 10^-3— I О^-4 м/сут) в связи с возможностью существования значительных напорных гра­диентов (до J> 1) и большой площадью поперечного сечения по­тока (см. гл. 5) величины подобного питания грунтовых вод могут достигать 1,0—1,5 л/с • км² (30—50 мм/год) и более.

На участках, где грунтовый водоносный горизонт подстилает­ся трещиноватыми или закарстованными породами, питание грунтовых вод за счет притока из нижележащих горизонтов осу­ществляется главным образом на локальных участках по зонам интенсивной трещиноватости (закарстованности). Условия фильт­рации и объемы питания могут быть различными в зависимости от типа и строения конкретной зоны, глубины ее заложения, гид­родинамического режима и др. (см. гл. 9).

Искусственное питание грунтовых вод. В связи с интенсивным развитием хозяйственной деятельности происходит постепенное сокращение территорий с сохранением естественных условий (ес­тественного режима) питания грунтовых вод. Распашка целинных земель, вырубка леса, сельскохозяйственная мелиорация, гидро­техническое строительство и другие виды хозяйственной деятель­ности человека приводят к тем или иным изменениям условий естественного питания грунтовых вод на обширных территориях. На изменение условий питания грунтовых вод особенно сильно влияют те виды хозяйственной деятельности, с которыми связаны резкие изменения водного режима и интенсивности увлажнения поверхности земли (орошение, обводнение пастбищ, создание прудов и водохранилищ и др.). В целом можно считать, что на земном шаре в развитых в хозяйственном отношении странах в настоящее время практически отсутствуют сколько-нибудь крупные регионы с сохранением абсолютно естественных (ненарушенных) условий формирования питания грунтовых вод. В соответствии с этим существует некоторая неопределенность с понятиями естест­венное и искусственное питание грунтовых вод. Рассматривая раз­личные виды и степень изменения естественных условий форми­рования питания грунтовых вод, правильнее определять их как условия естественно-антропогенные (т.е. естественные условия, в той или иной мере измененные антропогенным воздействием). При этом в качестве собственно искусственного питания грунто­вых вод следует рассматривать питание, формирующееся в связи с инженерно-хозяйственными мероприятиями, непосредственной целью которых является увеличение запасов грунтовых вод. Ос­новные мероприятия этого типа — создание инфильтрационных бассейнов, поглошаюгцих колодцев, нагнетательных скважин и др. (см. гл. 14).

Разгрузка фунтовых вод осуществляется в виде родников, фильт­рацией в русла рек или дно водоемов при наличии гидравлической связи грунтовых и поверхностных вод, путем испарения, перете­канием в нижележащие водоносные горизонты, искусственным путем.

Родниками (источниками) называются естественные выходы подземных вод (в том числе грунтовых) на поверхность земли. Образование источника как формы разгрузки грунтовых вод оп­ределяется главным образом двумя причинами: эрозионной рас­члененностью рельефа, обусловливающей вскрытие водоносного горизонта эрозионными врезами (понижениями в рельефе), и фильтрационной неоднородностью водовмещающих пород, обус­ловливающей неравномерную обводненность разреза, наличие высокопроницаемых участков, зон интенсивной трещиноватости и закарстованности, наличие слабопроницаемых экранов и др.

Собственно родниками называются, как правило, концентриро­ванные одиночные выходы подземных вод, однако такая разгрузка происходит также в виде высачиваний (малодебитные рассредото­ченные выходы), линейных или пластовых выходов, с определенной протяженностью, групповых выходов (несколько близко располо­женных источников) и др.

В гидрогеологической литературе рассматривается ряд клас­сификаций источников (по типам подземных вод, типу водо­вмещающих пород, характеру выхода на поверхность, дебитам источников, температуре и др.), разработанных М.Е. Альтовским, O.K. Ланге, Н.А. Мариновым, А.М. Овчинниковым, Ф.П. Сава- ренским, Н.И. Толстихиным и др.

По характеру и условиям выхода собственно грунтовых вод на поверхность земли источники подразделяются на контактовые, эрозионные, экранированные, субфлювиальные и субаквальные (рис. 7.4).

Контактовые выходы фунтовых вод (родники) образуются в том случае, когда эрозионные врезы вскрывают контакт водоносных пород (грунтового горизонта) с подстилающими слабопроницае­мыми породами (рис. 7.4). Разгрузка грунтовых вод контактового типа нередко проявляется в виде рассредоточенного высачива- ния, пластовых или групповых выходов маркирующих границу распространения водоносных пород (контакт со слабопроницае­мыми породами) на определенном протяжении. При вскрытии эрозионным врезом переслаивания водоносных и слабопроницае­мых горных пород контактовая разгрузка может проявляться в виде ярусно расположенных выходов подземных вод, приурочен­ных к подошве (контактам) нескольких водоносных горизонтов. По характеру выхода контактовые источники всегда нисходящие. Как правило, они дают весьма достоверную информацию о грани­цах распространения водоносного горизонта, его водообильности, минерализации и температуре подземных вод и др.

Рис. 7.4. Основные схемы формирования естественных выходов (источников) грунтовых вод: а — контактовый; б — дспрессионные; в — экранированный; а — субфлювиальный. / — проницаемые (водоносные) породы; 2 — слабопро­ницаемые породы; 3 — рыхлые склоновые образования; 4 — уровень грунтовых вод; 5 — родник; б — направление движения грунтовых вод; 7 — разгрузка грунтовых вод испарением

Эрозионные (правильнее — дспрессионные) источники образу­ются, когда эрозионные врезы вскрывают уровень фунтовых вод, не прорезая весь водоносный горизонт до подстилающего водоупо­ра (см. рис. 7.4, б). Формирование подобных выходов характерно для понижений в тыловых швах речных и озерных террас, забо­лоченных низменностей, а также для мелких эрозионных врезов (овраги, промоины, балки и др.) на участках с относительно не­глубоким залеганием уровня грунтовых вод. Во многих случаях источники этого типа имеют сезонный характер, так как в перио­ды с низким положением уровня грунтовых вод, мелкие эрози­онные врезы не достигают поверхности водоносного горизонта. В общем случае депрессионные выходы грунтовых вод дренируют только верхнюю часть водоносного горизонта, а основная разгруз­ка осуществляется ниже по потоку в более глубоких эрозионных врезах.

Экранированные выходы (источники) грунтовых вод формиру­ются в условиях, когда поток грунтовых вод (по направлению дви­жения) достигает границы распространения слабопроницаемых пород (экрана).

Подобные условия разгрузки характерны для оползневых скло­нов, а также для участков фациального или тектонического экра­нирования водоносных пород (см. рис. 7.2, в). Наличие слабопро­ницаемого экрана приводит к местному подъему уровня грунтовых вод и к формированию на более высоких отметках в определен­ной мере “восходящей" (подпертой) разгрузки грунтовых вод.

Субфлювиш1ьными А.М. Овчинников назвал выходы грунтовых вод, перекрытые рыхлыми склоновыми отложениями, которые образуются главным образом при контактовых формах разгрузки (см. рис. 7.4, г). Наличие рыхлых склоновых образований приво­дит к тому, что грунтовые воды, разгружающиеся на контакте во­доносных и слабопроницаемых пород, не образуют отдельного выхода (родника), а фильтруются в рыхлые отложения, разгружа­ясь в виде источников (высачиваний) на более низких отметках или путем испарения и транспирации.

Субаквальными родниками называются сосредоточенные выходы подземных вод (групповые выходы, пластовая разгрузка и др.), формирующиеся в руслах рек или на дне водоемов ниже уровня поверхностных вод.

Дебиты источников, или расходы воды (л/с, м³/с и т.д.), из­меняются в широких пределах в зависимости от состава и про­ницаемости водовмещающих пород, а также условий вскрытия водоносного горизонта и характера выхода. По классификации

8. А. Маринова и Н.И. Толстихина, источники по величине дебита подразделяются на малодебитные (менее 1 л/с), среднедебитные (1 — 10 л/с) и высокодебитные (более 10 л/с).

Наиболее крупные источники и групповые выходы с дебитом до

1. 0—10 М'/с и более связаны, как правило, с интенсивно закарсто- ванными породами, зонами интенсивной тектонической трещи­новатости скальных пород, молодыми эффузивными породами и крупнообломочными осадочными отложениями (см. гл. 10, 11).

Разгрузка грунтовых вод при наличии гидравлической связи с поверхностными водами формируется непосредственно в русла рек и водоемы ниже уровня поверхности вод (см. рис. 7.2). В за­висимости от строения гидрогеологического разреза, а также рас­пределения фильтрационных свойств водовмещающих пород и “руслового” слоя разгрузка этого типа осуществляется либо в виде рассредоточенной (относительно равномерной) фильтрации через донные отложения, либо путем концентрированных субаквальных

выходов (родников). В большинстве случаев при наличии гидрав­лической связи грунтовых и поверхностных вод формируется дву­сторонний приток к дрене (см. рис. 7.2) с формированием под руслом реки границы между двумя разнонаправленными потоками фунтовых вод (условия полного дренирования потока грунтовых вод). Однако в специфических условиях (карст, трещиноватые породы и др.) возможно существование участков с односторонней раз­грузкой, когда часть потока “проскакивает" под руслом в направ­лении более глубокой дрены (неполное дренирование). В этом случае на противоположном от участка разгрузки берегу уровень грунтовых вод может залегать ниже уровня поверхностных вод, что обеспечивает также возможность питания грунтовых вод за счет поглощения поверхностных.

Схема с формированием разгрузки при низких положениях уров­ня поверхностных вод и поглощения при подъемах уровня воды в реке, озере и других водоемах рассмотрена выше (см. рис. 7.2).

Испарение является одним из основных видов разгрузки на участках с неглубоким залеганием уровня фунтовых вод. Собствен­но разгрузка грунтовых вод в этом случае может осуществляться тремя путями: испарением с поверхности почвы, когда капиллярная кайма, формирующаяся над уровнем грунтовых вод, достигает почвенного слоя (испарение с капиллярной каймы); испарение в породы зоны аэрации при глубоком залегании уровня грунтовых вод (внутригрунтовое испарение); поглощение воды корневой сис­темой растений в случае, если она достигает уровня грунтовых вод или поверхности капиллярной каймы (транспирация).

На участках с глубоким залеганием уровня грунтовых вод испарение влаги из почвенного слоя, верхней части зоны аэрации и поглощение воды корневой сис­темой растений не могут рассматриваться как разгрузка грунтовых вод, посколь­ку в этом случае расходуется вода зоны аэрации, еще не достигшая уровня грун­тового водоносного горизонта. Эти процессы определяют водный режим пород зоны аэрации, в значительной степени снижая возможную суммарную величину питания грунтовых вод за счет инфильтрации атмосферных осадков и конденса­ции, но не являются собственно разгрузкой грунтовых вод.

Исходя из этого очевидно, что суммарная величина разгрузки грунтовых вод испарением, кроме величин радиационного баланса (температура воздуха и почвенного слоя, характер ее внутригодо­вого, сезонного, суточного изменения и др.), определяется глуби­ной залегания уровня грунтовых вод, строением и составом пород зоны аэрации, определяющими высоту капиллярного поднятия, наличием и видом растительности. Ориентировочная оценка вели­чины разгрузки грунтовых вод испарением может быть выполнена, например, по формуле, предложенной С.Ф. Аверьяновым (1956):

и V'

w_: = z₀

(7.2)

“к J

где W_ — интенсивность испарения с уровня грунтовых вод; Z₀ — максимально возможная при данных климатических условиях ве­личина испарения (так называемая испаряемость, принимаемая равной испарению с открытой водной поверхности); Н — глуби­на залегания уровня грунтовых вод; Н_к — критическая глубина залегания; п — эмпирический коэффициент, зависящий от строе­ния и состава пород зоны аэрации (п= I—3). Критическая глуби­на залегания (Н_к) в общем случае определяется строением зоны аэрации и видом растительности и оценивается эмпирическим путем, или рассчитывается исходя из величины капиллярного поднятия. В соответствии с видом зависимости (7.2) при значе­ниях Н>Н_К разгрузка грунтовых вод испарением прекращается. Однако это не совсем верно, поскольку и в этих условиях воз­можна ограниченная разгрузка грунтовых вод путем “внутригрун- тового” испарения (табл. 7.4). При малых глубинах залегания грунтовых вод (относительно Н_к) и значениях эмпирического ко­эффициента п > I интенсивность разгрузки грунтовых вод испаре­нием может превышать величину максимально возможного испа­рения. Это объясняется более интенсивным прогревом почвы по сравнению с водной поверхностью, наличием транспирации рас­тительностью, а также большими размерами испаряющей поверх­ности (с учетом агрегатного строения почвы).

Тиблици 7.4

Распределение величин разгрузки грунтовых вод испарением на балансовых

участках Северо-Казахстанской гидрогеологической станции 1960—1961 гг.

(Лебедев, Ярцева, /967)

Влияние перечисленных выше факторов приводит к тому, что даже в единых климатических и ландшафтных условиях величина разгрузки грунтовых вод испарением изменяется в широких пре­делах (см. табл. 7.4).

Разгрузка грунтовых вод за счет перетекания в нижележащие горизонты возможна на участках, где уровень грунтового водо­носного горизонта залегает гипсометрически выше пьезометри­ческой поверхности более глубоких подземных вод. Подобное со­отношение уровней характерно главным образом для относительно повышенных участков территории, удаленных от областей интен­сивной разгрузки фунтовых вод (центральные части междуречных пространств, высокие надпойменные террасы, предгорные равнины и др.). Указанное соотношение уровней определяет существование вертикального (межпластового) напорного градиента, обусловли­вающего возможность формирования субвертикальной нисходящей фильтрации грунтовых вод в нижележащие водоносные горизонты. Условия формирования нисходящей межпластовой фильтрации грунтовых вод, распределение величин и другие параметры ана­логичны рассмотренным выше (см. рис. 7.3 с обратным знаком).

Искусственная разгрузка фунтовых вод формируется на участ­ках, где уровень водоносного горизонта вскрывается горными вы­работками или любыми техногенными понижениями, создаваемы­ми на поверхности земли (шахты, карьеры, котлованы, дорожные выемки и др.). Специфическими участками разгрузки являются дренажные сооружения (канавы, каналы и др.), создаваемые спе­циально для снижения уровня грунтовых вод, и водозаборные со­оружения (колодцы, скважины, галереи), с помощью которых осуществляется эксплуатация (водоотбор) грунтовых вод.

Распределение напоров в грунтовом водоносном горизонте, определяющее закономерности и направления движения грунто­вых вод (см. гл. 5), формируется в связи с распределением вели­чин их питания и разгрузки. Поскольку питание грунтовых вод принципиально возможно в пределах всей площади распростра­нения грунтового водоносного горизонта, а основная разгрузка (дренирование) осуществляется преимущественно в понижениях рельефа, общей закономерностью является движение грунтовых вод в направлении от относительно приподнятых участков терри­тории к пониженным элементам рельефа. В этих же направлениях происходит постепенное снижение напоров грунтовых вод.

При определении величины напора грунтовых вод (в каждой конкретной точке) в качестве единой плоскости сравнения, как правило, принимается уровень Мирового океана, в связи с чем величина напора соответствует абсолютной отметке уровня грунто­вых вод (в данной точке), за исключением участков, где давление на верхней границе горизонта не равно атмосферному. В зависи­мости от положения точки в потоке грунтовых вод пьезометри-

/ \

ческая высота h - — и расстояние до плоскости сравнения (г)

I 1

могут быть различными, но в каждом сечении профильного по­тока величина напора будет соответствовать абсолютной отметке поверхности грунтовых вод.

При наличии на площади распространения водоносного гори­зонта системы точек с известной абсолютной отметкой поверхно­сти грунтовых вод эти точки (или промежуточные, полученные путем интерполяции) могут быть соединены плавными кривыми линиями, называемыми гидроизогипсами (см. рис. 5.5).

Гидроизогипсы — линии, соединяющие точки с одинаковой аб­солютной отметкой поверхности (уровня) грунтовых вод, являются линиями равного напора. Система этих линий, построенная для лю­бого участка территории, характеризует положение (абсолютные отметки) реально существующей поверхности грунтового водоносного горизонта, а также распределение напоров грунтовых вод в преде­лах рассматриваемого участка. В соответствии с общей закономер­ностью распределения напоров грунтовых вод эта поверхность, как правило, в сглаженной форме повторяет поверхность земли, снижаясь от возвышенных (междуречных) участков территории к дренирующим понижениям в рельефе. В пределах каждого меж­дуречного пространства, ограниченного дренами, формируются два разнонаправленных потока грунтовых вод, разделенных под­земным водоразделом.

Таким образом, можно считать, что в нормальных условиях в грунтовом водоносном горизонте формируется система местных потоков грунтовых вод, гидродинамические границы которых оп­ределяются современным рельефом территории (водоразделы) и конфигурацией гидрографической сети (дрены).

Как уже указывалось выше (Н.Н. Хаджибаев, В.М. Шестаков и др.), существует представление о потоках подземных вод, выде­ляемых на основе литолого-генетического типа водовмещающих пород, геоморфологических элементов или геологических струк­тур (потоки подземных вод во флювиогляциальных или аллюви­альных отложениях, в речных долинах, предгорных склонах, ло­кальных структурах и др.). Применительно к грунтовому водо­носному горизонту выделение потоков по этим принципам всегда условно. Во-первых, границы литогенетических комплексов, гео­морфологических элементов и т.п. в большинстве случаев не яв­ляются гидродинамическими границами, поскольку через них осуществляется движение грунтовых вод. Во-вторых, в пределах таких элементов (поток грунтовых вод флювиогляциальной рав­нины, предгорного склона и др.) в большинстве случаев также существует система “местных” гидродинамических обособленных потоков грунтовых вод, границы которых определяются совре­менным рельефом и конфигурацией гидрографической сети.