title-icon
Яндекс.Метрика
» » Характеристика элементов системы вода-порода

Характеристика элементов системы вода-порода

Любая горная порода состоит из твердых минеральных зерен и пространства, ими не занятого. Если объем свободного пространства в некотором объеме породы V обозначить через Vn, то величина, равная их отношению

будет характеризовать степень пустотности горной породы (очевидно, что всегда n < 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, а также другими флюидами
Для пород типа песков, слабосцементированных песчаников, глин, суглинков и других свободное пространство образуют поры; для этих пород степень пустотности, определяемая по формуле (5.1), характеризует общую пористость. Для монолитных пород типа гранитов, базальтов, сиенитов и им подобным пустотность в основном оказывается связана с трещинами. Параметр n в этом случае отражает общую трещинную пустотность. В закарстованных породах пустотность генетически может быть связана с карстовыми кавернами и полостями; здесь показатель пустотности характеризует общую кавернозность породы. У некоторых горных пород, например трещиноватых известняков, доломитов, прочно сцементированных песчаников, возможно совместное нахождение пустот различного морфологического типа (поры и трещины, поры и каверны, каверны и трещины), такие породы часто называют породами с двойной пустотностью (пористостью).
Породы разного генезиса, с различной геологической историей образования, как правило, имеют различные показатели пустотности. Для иллюстрации в табл. 5.1 и 5.2 приведены некоторые характерные значения пустотности горных пород.

По своим размерам поры и трещины могут быть подразделены на три группы: 1) сверхкапиллярные (поры размером более 0,5 мм, трещины шириной более 0,254 мм); 2) капиллярные (поры 0,5—0,002 мм, трещины 0,254—0,0001 мм); 3) субкапиллярные (поры менее 0,002 мм, трещины менее 0,0001 мм).
Подразделение пустот по их размерам оказывается весьма полезным для оценки условий движения подземных флюидов в горных породах. По сверхкапиллярным порам и трещинам обычно происходит свободное движение воды, нефти и газа; по капиллярным — при значительном участии капиллярных сил. Породы с субкапиллярными порами и трещинами в обычных условиях являются практически непроницаемыми для жидкостей и газов (заметим, что при высоких температурах и давлениях 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 (сверхкапиллярные и капиллярные поры). Сообщающиеся между собой поры образуют связанное пространство, в котором может осуществляться гравитационное движение подземных вод. Связанное поровое пространство характеризуется так называемой активной пористостью na

где Va — объем связанных пор, в котором возможно гравитационное движение подземных вод.
Очевидно, что na < n. В галечниках, грубозернистых песках na = n, т. е. в этих породах поры оказываются практически полностью связанными между собой.
Перейдем теперь к рассмотрению второго элемента системы вода — порода, а именно к подземным водам. Как уже указывалось ранее, в горных породах находятся разнообразные виды воды: пар, физически связанная, свободная, лед, химически связанная, в надкритическом состоянии. Каждый из перечисленных видов воды обладает своими специфическими возможностями к передвижению и характеризуется определенными особенностями движения в подземной гидросфере.
Основным объектом изучения гидрогеологов являются капельно-жидкие (гравитационные) воды. Поэтому рассмотрим прежде всего особенности их движения.
Движение капельно-жидких вод подчинено, как показано ранее, действию гравитационных и компрессионных сил. По этим причинам движение подземных вод может идти в любом направлении — вниз, вверх, по пласту, через пласты в соответствии с направлением передачи энергии в сторону падения напоров. В верхней части разреза ведущая роль принадлежит гравитационным силам (рис. 5.1) и соответственно нисходящему движению вод. С глубиной возрастает роль компрессионных сил и потому становится ведущим восходящее движение подземных вод.

При движении капельно-жидкой воды различают два режима течения: ламинарный и турбулентный. Ламинарный (параллельно-струйный) режим наблюдается при малых скоростях течения; для него характерно движение потока отдельными, не перемешивающимися между собой струйками. Турбулентный (вихревой) режим наблюдается при сравнительно больших скоростях течения; для него характерно активное проявление внутренней пульсации частиц потока, обусловливающее активное перемешивание между отдельными струйками (образование вихрей).
Помимо 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. 5.2). Согласно закону Ньютона, силы внутреннего трения fтр, появляющиеся при относительном перемещении струек жидкости, пропорциональны относительной скорости этого перемещения и площади соприкосновения слоев:

где S — площадь соприкасающихся слоев; dv/dn — скорость (градиент) относительного смещения слоев по нормали к слоям; р.— коэффициент динамической вязкости (в системе СГС выражается в пуазах, в СИ — в паскалях на секунду; 1П = 0,1 Па*с).
Знак минус в уравнении (5.3) отражает тот факт, что сила трения fтр направлена противоположно потоку жидкости.
Для количественной характеристики режима движения жидкости обычно используют безразмерную величину, называемую числом Рейнольдса,

где р — плотность жидкости; R — 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 Reкp. Для течения с числом Рейнольдса, превышающим Reкp, движение носит турбулентный характер. Для гладких труб Reкр = 2300, для открытых русел Reкр = 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 (свыше 40—60 °С) может наблюдаться переход части связанных и капиллярных вод в гравитационные воды. В связи с этим характер движения подземных вод приобретает в основном черты, свойственные для движения 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

где Vв и V — объем вытекающей воды и осушенной горной породы.
Коэффициент гравитационной водоотдачи показывает, какое количество подземных вод может быть получено с единицы объема осушенной горной породы. Предельное значение коэффициента гравитационной водоотдачи

где na — активная пористость; Wм.м — 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 un

где Wв — относительное объемное содержание защемленного воздуха.
При изучении вопросов 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 поэтому величины указанных коэффициентов изменяются во времени. В целом коэффициенты гравитационной водоотдачи и недостатка насыщения постепенно увеличиваются от некоторых относительно небольших значений до предельных оцениваемых зависимостями (5.6) и (5.7). Отмеченный эффект получил название «растянутости» водоотдачи во времени. Экспериментально было установлено, что динамика водоотдачи (недостатка насыщения) зависит в основном от скорости осушения (насыщения) и соотношения мощности зоны осушения (насыщения) и высоты капиллярного поднятия воды в горной породе.
Характерные значения коэффициентов гравитационной водоотдачи горных пород (по О.Б. Скиргелло) приведены ниже.

Под упругой водоотдачей понимается способность горной породы отдавать заключенную в них подземную воду за счет упругого расширения жидкости и упругого сжатия горной породы. Количественно упругая водоотдача характеризуется коэффициентами упругоемкости пласта и упругой водоотдачи.
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 u0* равен

где р — плотность; е — коэффициент пористости, е = n/(1—n); Eв — модуль Юнга для воды (для чистой воды Ев = 2*10в3 МПа); ау — коэффициент сжимаемости горных пород; g — ускорение свободного падения.
Коэффициент упругоемкости u0* имеет размерность метр в минус первой степени. В целом значения коэффициентов упругоемкости относительно невелики: для песков u0* = (0,5/5)*10в-4 м-1; для супесей и суглинков u0* = 10в-4/10в-3 м-1; для трещиноватых пород u0* = 10в-5/10в-6 м-1.
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.
Коэффициент упругой водоотдачи u* связан с коэффициентом упругоемкости следующим образом:

где m — мощность водоносного горизонта.

title-icon Подобные новости