A hidrogeológia a talajvíz tudománya. A felszín alatti vizek azok, amelyek a föld felszíne alatt helyezkednek el, különféle kőzetekre korlátozódnak, és kitöltik a pórusokat, repedéseket és karsztüregeket. A hidrogeológia a felszín alatti vizek eredetét és fejlődését, előfordulásuk és eloszlásuk körülményeit, a mozgás törvényszerűségeit, a talajvíz és a befogadó kőzetek kölcsönhatásának folyamatait, a talajvíz fizikai és kémiai tulajdonságait, gázösszetételét vizsgálja; foglalkozik a felszín alatti vizek ivó- és háztartási vízellátásra való gyakorlati felhasználásának tanulmányozásával, valamint a talajvíz elleni küzdelemre irányuló intézkedések kidolgozásával különböző létesítmények építése és üzemeltetése, bányászat stb.

A talajvíz összetett kapcsolatban áll a földkérget alkotó kőzetekkel, amelyek vizsgálata a geológia tárgya; ezért a geológia és a hidrogeológia elválaszthatatlanul összefügg, amint azt már a szóban forgó tudomány neve is bizonyítja.

A hidrogeológia a más tudományok által vizsgált kérdések jelentős körét fedi le, és szorosan kapcsolódik a meteorológiához, klimatológiához, hidrológiához, geomorfológiához, talajtudományhoz, litológiához, tektonikához, geokémiához, kémiához, fizikához, hidraulikához, hidrodinamikához, vízépítéshez, bányászathoz stb.

A talajvíz jelentősége a geológiai folyamatokban rendkívül nagy. A talajvíz hatására megváltozik a kőzetek összetétele, szerkezete (fizikai és kémiai mállás), lejtők pusztulása következik be (földcsuszamlási jelenségek) stb.

A hidrogeológia összetett tudomány, amely a következő független részekre oszlik:

1. „Általános hidrogeológia” - a víz körforgását a természetben, a felszín alatti vizek eredetét, a víz fizikai tulajdonságait és kémiai összetételét, mint összetett dinamikus természeti rendszereket és ezek osztályozását vizsgálja.

2. „A talajvíz dinamikája” - a felszín alatti víz mozgásának mintázatait tanulmányozza, amelyek lehetővé teszik a vízellátás, az öntözés, a vízelvezetés kérdéseinek megoldását, a bányákba való beáramlás meghatározásakor és sok más kérdésben.

3. „Regionális hidrogeológia” - a felszín alatti vizek eloszlásának mintázatait vizsgálja a területen, és ennek megfelelően egyes területek hidrogeológiai viszonyainak általánosságát, ez utóbbiak zónáit jelöli ki.

4. „Hidrogeokémia” - a talajvíz kémiai összetételének kialakulását tanulmányozza.

5. „Ásványvizek” - a gyógyvizek és az ipari jelentőségű vizek (só, jód, bróm és egyéb anyagok kinyerésére) eredetét, képződését, ezek elterjedését és kiaknázásának legjobb módjait vizsgálja.

1. előadás Hidroszféra

Terv:

A hidroszféra és a víz körforgása a természetben

A víz fajtái a kőzetekben

A kőzetek tulajdonságai a vízzel kapcsolatban

A levegőztetés és a telítési zóna fogalma

I. Hidroszféra és víz körforgása a természetben.A Földön a víz állandó körforgásban van. Vannak kis és nagy körgyűrűk. A természetes körforgás folyamatát mennyiségileg a vízháztartás jellemzi (1. ábra). Amelynek szintje a B.I. – fejezi ki Kudelin

x=y+z±w

x – csapadék, mm

y – folyó lefolyása, mm

z – párolgás, mm

w – mély horizontok átlagos hosszú távú feltöltődése, mm

A kőzetekbe behatoló légköri csapadék egy része eléri a vízadó rétegek felszínét, és táplálja azokat. A felszíni és a földalatti áramlás együttesen alkotja a teljes folyóhozamot. A felszín alatti lefolyás és a teljes párolgás jelenti a bruttó terület nedvesítését, amely megegyezik a csapadék és a felszíni lefolyás különbségével. A Fehérorosz Köztársaság területén a csapadék 5-7-15-20%-át használják fel élelmiszerre. A felszín alatti táplálkozás (infiltráció) a terület éghajlati viszonyaitól, a talaj- és növényzeti rétegtől, valamint a geomorfológiai és geológiai tényezőktől függ.

II. A víz fajtái a kőzetekben.A kőzetekben a következő víztípusokat különböztetjük meg: gőzös, higroszkópos, filmes, gravitációs, kristályos, kémiailag kötött.

Rizs. 1. Vízháztartás diagram

Párás – vízgőz formájában található meg a levegőben, jelen van a hegyvidéki városok pórusaiban és repedéseiben. Kondenzáció hatására lehűtve folyékony vízzé alakul.

Nedvszívó(erősen kötött) vizet a részecskék felületén molekuláris és elektrosztatikus erők tartják vissza. Nem adja át a hidrosztatikus nyomást, nincs oldóképessége és nem fagy 78ºC-ig. 100-105ºС-ra melegítve teljesen eltávolítjuk. Homok 1%, homokos vályog 8%, agyag 18%-ig, növények számára hozzáférhetetlen.

Film (lazán kötött) víz a vízgőz kondenzációjával keletkezik. A részecskék felületét 0,01 mm-es vékony filmréteggel borítja, molekuláris erők tartják, sűrűsége közel van a szabad víz sűrűségéhez, szorpciós erők hatására képes részecskéről részecskére mozogni, nem továbbítja hidrosztatikus nyomás. Homok tartalom 1-7%, homokos vályog 9-13%, vályog 15-23%, agyag 25-45%. Ennek a víznek a tartalma drámaian megváltoztatja az agyagos kőzetek szilárdsági tulajdonságait.

Hajszálcsöves a víz (önkapilláris, lebegő kapilláris víz) vékony pórusokban, kapilláris perem formájában található a talajvízszint felett a legalacsonyabb páratartalomtól (LH) a teljes páratartalomig (TH) terjedő páratartalom tartományban. A kapilláris emelkedés magassága kavicsra, kavicsra, durva szemű homokra - 0, közepes szemű homokra 15-35 cm, finom szemcséjű homokra - 35-100 cm, homokos vályogokra - 100-150, agyagokra - 400-500 cm.

Gravitációs a víz ki van téve a gravitációnak. A mozgás a gravitáció és a nyomásgradiens hatására történik, hidrosztatikus nyomást továbbítva. Általában a hidrogeológia ezeket a vizeket vizsgálja.

KristályosodásA víz az ásványok kristályrácsának része (CaSO 4 2H 2O).

Kémiailag kötötta víz (alkotmányos) részt vesz az ásványok kristályrácsának felépítésében.

III. A kőzetek fő tulajdonságaia következők: sűrűség, térfogatsűrűség, porozitás, vízáteresztő képesség, nedvességkapacitás, oldhatóság, vízveszteség. Függnek a kőzetek ásványi összetételétől, szerkezetétől, összetételétől, repedésétől és porozitásától.

Osztályozás– a laza kőzet különböző méretű részecskéinek százalékos tartalma. A nem kohéziós kőzetek granulometrikus összetételét a GOST 12536-67 szerint szitaanalízissel határozzák meg, amely abból áll, hogy a kőzetet egymás után szitán szitáljuk át, és minden szitán lemérjük a megmaradt anyagot. A homokos kőzetek szitálásához 10, 5, 2, 1, 0,5, 0,25, 0,1 mm lyukátmérőjű szitakészletet használnak. Az érthetőség kedvéért a kőzetek granulometrikus összetételét szemilogaritmikus skálán ábrázolt granulometrikus összetételi görbe formájában mutatjuk be (2. ábra).

Rizs. 2. Részecskeméret-eloszlási diagram

A heterogenitási görbe lehetővé teszi a heterogenitási együttható értékének kiszámítását: ahol a heterogenitási együttható, azok a részecskék átmérői, amelyeknél kisebb egy adott kőzet 60, illetve 10 tömeg% részecskét tartalmaz.

A kapcsolódó kőzetek szemcseméret-eloszlását hidrometriás módszerrel vagy pipettás módszerrel határozzuk meg, a részecskék vízben való különböző ülepedési sebessége alapján.

Sűrűség (γ-gamma) – a szilárd részecskék tömegének és térfogatának aránya. A homok-agyag részecskék sűrűsége a g/cm tartományba esik 3 ) 2,5–2,8 g/cm³, homokos vályog 2,70, vályog – 2,71, agyag – 2,74.

Térfogattömeg nedves kőzet (γ O ) a kőzet térfogategységenkénti tömege természetes nedvességtartalom és porozitás mellett:

ahol P a minta tömege, g; V – minta térfogata, cm³,

γ o – 1,3-2,4 g/cm³ között változik.

Állandóbb érték a kőzetváz térfogati tömege - a szilárd komponens tömege a kőzet egységnyi térfogatára vonatkoztatva. Számított

ahol w a kőzet nedvességtartalma, %

Porozitás – egységnyi kőzettérfogatban lévő összes pórus térfogata. A porozitást a kőzetben lévő pórusok térfogatának (Vp) a kőzet által elfoglalt teljes térfogathoz (V) viszonyított arányaként határozzuk meg, százalékban kifejezve; p= Vp/V·100%. Ezenkívül gyakran használják az ε (epszilon) = n/(1-n) porozitási együtthatót. Az agyagos kőzetek porozitása eléri az 50-60%, homok - 35-40%, homokövek - 2-38%, mészkövek, márga - 1,5-22%, gránitok, gneiszek, kvarcitok 0,02-2%.

Abszolút nedvesség– a víz tömegének az abszolút száraz talaj tömegéhez viszonyított aránya adott térfogatban, százalékban kifejezve.

Természetes páratartalom– a kőzetek pórusaiban található víz mennyisége természetes körülmények között. A kőzet térfogatához viszonyított páratartalmat relatív páratartalomnak nevezzük.

Nedvesség kapacitás – maximum molekuláris jellemzi a kőzetben a talajszemcsék és a víz közötti molekuláris adhéziós erők hatására visszatartott víz mennyiségét (a kötött víz tartalmát mutatja). Van teljes, kapilláris és minimális nedvességkapacitás.

Vízáteresztő képesség– a kőzetek azon képességét, hogy önmagukon keresztül engedjék át a vizet, a talajban a nyomás hatására történő vízmozgást szűrésnek nevezzük. Oldhatóság - a kőzetek vízben való oldódási képessége függ a hőmérséklettől, a víz áramlási sebességétől, a CO tartalomtól 2 stb.

IV. A telítési zóna fogalma.A talajvízszint alatti laza kőzetekben minden pórus megtelik vízzel - a telítési zóna, a felette lévő réteget levegőztető zónának nevezzük - vastagsága megegyezik a talajvíz mélységével.

Víztározó– kőzettani összetételben és hidrogeológiai tulajdonságaiban homogén kőzetrétegek.

Víztartó komplexum– vízzel telített kőzetegyüttes, amely bizonyos korú rétegekre korlátozódik.

2. előadás. A talajvíz eredete és dinamikája

Terv:

A talajvíz eredete

A talajvíz szűrésére vonatkozó törvények

A talajvíz mozgásának irányának és sebességének meghatározása

Alapvető hidrogeológiai paraméterek.

I. A felszín alatti vizek eredete szerint a következőkre oszlanak:

Beszivárgás– víz keletkezik a csapadék és a felszíni víz hatására a föld felszínéről a kőzetek pórusaiba, repedéseibe szivárogva. Ez a földkéregben található beszivárgó vizek fő csoportja

Kondenzáció– víz keletkezik a vízgőz lecsapódásával a levegőztető zónában, barlangokban stb.

Ülepedés– olyan tározók vizei miatt keletkeznek, amelyekben üledékes kőzetek halmozódtak fel.

Magmás eredetű -vulkánkitörések során keletkeznek.

II. Szűrés – a talajvíz mozgása a kőzetek pórusaiban és repedéseiben. Ha a víz mozgása vízzel nem teljesen telített kőzetekben történik, akkor azt infiltrációnak (a levegőztetési zónán keresztül) nevezik. Az üledék vagy felszíni víz áramlását a kőzetek repedésein inflációnak nevezzük. Vannak lamináris és turbulens vízmozgások.

A porózus kőzetekben a lamináris folyadékmozgás alaptörvényét Darsú (1856) állapította meg Dupuú (1857) a talajvíz áramlási sebességének és a vízfelvételekbe való beáramlásának meghatározására.

N.E. nagymértékben hozzájárult a talajvíz dinamikájának tanulmányozásához. Zsukovszkij, N.N. Pavlovsky, P.Ya. Polubarinova-Kochina, G.N. Kamensky, S.N. Numerov, M.E. Altovsky, V.M. Shestakov, N.N. Verigin, A.I. Silin-Bekchurin, A.N. Myatiev, S.F. Averjanov és mások.

Lemezes (párhuzamos sugár) mozgás sebesség pulzálás nélkül történik. A talajvíz egyenletes mozgását a teljesítmény bármely szakaszában az időbeli állandóság, a szűrési sebesség és az áramlási sebesség nyomásgradiense jellemzi. A talajvíz instabil mozgása olyan mozgás, amelyben az áramlás sebessége, iránya és meredeksége idővel változik.

A turbulens mozgást (örvényt) a sebesség pulzálása jellemzi, aminek következtében az áramlás különböző rétegei keverednek (karsztvizek, repedések mentén).

A talajvíz szűrésének törvényei. Lineáris szűrés törvénye.

A talajvíz lamináris mozgásaengedelmeskedik a szűrés lineáris törvényének (Darcy törvénye - annak a francia tudósnak a neve után, aki ezt a törvényt 1856-ban a porózus szemcsés kőzetekre létrehozta). Ez a törvény a következőképpen fogalmazódik meg: a lamináris áramlás során a szűrési sebesség arányos az első teljesítményhez viszonyított hidraulikus meredekséggel.

V=KI, hol,

V – szűrési sebesség;

K – szűrési együttható;

I – nyomásgradiens hidraulikus lejtő;

I=(H1-H2)/e

Ha e=1, akkor V=K, azaz nyomásgradiens =1 esetén a szűrési együttható megegyezik a szűrési sebességgel.

Q=KIω, hol

Q – szűrési áramlási sebesség – az áramlás adott keresztmetszetén egységnyi idő alatt átfolyó víz mennyisége, m³/nap, K – szűrési együttható, I – nyomásgradiens, ω – keresztmetszet.

Q – mérőedények határozzák meg. Q=V/t, l/s.

Források áramlási sebességének meghatározása gát segítségével.

A trapézszelvény vízfogyasztása:

Q=0,0186bh√h, l/sec, ahol

Q – forrásáram, l/s;

b – az alsó gát borda szélessége cm-ben;

h – a vízszint magassága a kiömlő borda előtt, cm.

Háromszög metszet:

Q=0,014h 2√h, l/s.

Téglalap alakú szakasz:

Q=0,018 bh√h, l/s.

A trapéz keresztmetszetű gát nagy áramlási sebességek mérésére szolgál - több mint 10 l/sec (100-200 l/sec), és kevesebb, mint 10 l/sec - háromszög vagy téglalap keresztmetszetű.

Nyomásgradiens meghatározható hidroizohipszissel - a talajvíz felszínének azonos jeleit összekötő vonalak vagy hidroizopézissel - a nyomás alatti víz azonos nyomású pontjait összekötő vonalak. A nyomásgradiens az idő múlásával nem állandó, növekedhet, ha a talajvíz feltöltődik, és csökkenhet, ha gyengül.

A talajvíz mozgása nem az áramlás minden szakaszán, hanem csak a pórusok vagy repedések területének megfelelő részén keresztül történik. A szűrt víz tényleges sebessége:

V=Q/nω, ahol:

Q – szűrési áramlási sebesség, m³/nap;

n – kőzet porozitása;

ω – áramlási keresztmetszet, m 2 .

Az agyagos kőzetekben az n – aktív porozitást jelent, amely a kőzet keresztmetszetének azt a részét jellemzi, amely képes áthaladni a gravitációs vízen.

G.N. A Kamensky-féle lineáris szűrési törvény 400 m/nap talajvízmozgási sebességig érvényes.

Az agyagos kőzeteken keresztül történő szűrés csak akkor kezdődhet meg, ha a nyomásgradiens meghaladja a kezdeti nyomásgradienst. Agyagok és vályogok esetében ez a kezdeti gradiens eltérő.

Nemlineáris szűrési törvény (Chezy-Krasnopolsky törvény)turbulens mozgást jellemez, nagy üregű, erősen repedezett kőzetekre jellemző: , V – szűrési sebesség m/nap. K – szűrési együttható, m/nap, I – nyomásgradiens.

III. A talajvíz mozgási irányának és sebességének meghatározása.A talajvíz mozgása a laza kőzetek pórusaiban nem tekinthető egy patak mozgásának, amelynek minden patakja azonos vagy megközelítőleg azonos sebességgel mozog. A különböző kőzetek pórusaiban a víz áramlási vonalai között nem lehet pontos különbséget tenni, ezért a talajvíz mozgásának kérdéseiben csak egy adott közegen belüli vízmozgás átlagos sebességéről beszélhetünk. A talajvíz mozgási sebességének (tényleges sebesség Vd) meghatározása a terepen történik. A meghatározáshoz olyan indikátorokat használnak, amelyek megváltoztatják a víz színét vagy kémiai összetételét és elektromos vezetőképességét.

A kísérletek elvégzéséhez két kutat (gödröt), néha négyet választanak ki, amelyek a víz mozgásának iránya mentén helyezkednek el. A folyásirányban elhelyezkedő üzemek az indikátor vízbe juttatását szolgálják, ezt kísérletinek nevezik. A folyásirányban elhelyezkedő működést megfigyelésnek nevezzük. A köztük lévő távolságot a szikláktól függően 0,5-1,5 és 2,5-5,0 m között választják ki. Ezen kívül a konyhasót indikátorként használják (kémiai módszer), léteznek rádióindikátor módszerek, természetes izotópok módszere stb. A geofizikai módszert széles körben használják - az ekvipotenciális vonalak módszerét (töltött test módszer). A tényleges mozgási sebesség (Vd) értékei felhasználhatók a kőzetek szűrési együtthatójának kiszámításához, amikor döntenek a szerkezetek alatti szuszfúzió kérdéséről stb.

A felszín alatti vizek mozgási irányának azonosítására nagy területeken hidroizohipsum és hidroizopézis térképeket készítenek. A vízépítési és vízelvezetési problémák (öntözés, vízelvezetés) megoldása során hidroizohipszisek, illetve ezek alapján talajvízmélység-térképek készülnek. A talajvíz áramlási iránya merőleges a hidroizohipszisekre.

IV. Alapvető hidrogeológiai paraméterek.

A kőzetek legfontosabb tulajdonságai a szűrés, amelyeket a következő paraméterek jellemeznek: szűrési tényező, permeabilitási együttható, vízveszteségi együttható, vízvezető képesség, vezetőképességi szint együttható stb.

Szűrési együttható (K)a kőzetek legfontosabb jellemzőjét képviseli, széles körben alkalmazzák a tervezési gyakorlatban a talajvíz áramlásának számításakor, a tározókból, tavakból stb. származó vízveszteségek meghatározásánál. A kőzetek szűrési együtthatója a kőzetek összetételére és porozitására vonatkozó adatokból határozható meg (empirikus módszerrel). képletek), laboratóriumi módszerek és a terepen.

Kőzetegyütthatók meghatározása empirikus képletek segítségével. A kísérleti munka megállapította, hogy az együttható függ a kőzet mechanikai (granulometrikus) összetételétől (főleg a finom frakciók méretétől és számától), porozitásától és a víz hőmérsékletétől. A kőzetek együtthatójának szemcseméret-eloszlás alapján történő meghatározása a tervezés kezdeti szakaszában a legolcsóbb és legegyszerűbb módszer a hidrogeológiai kutatásokban. A részletes vizsgálatokhoz ez a módszer kiegészíti a terepi módszert. A Hazen-képletet használják (0,1-3 mm átmérőjű homokokhoz, amelyek l egyenletességi együtthatója 5-nél kisebb). Az egyenletességi együttható a szemcseméret aránya. Hatásos átmérő (d 10 ) a részecskeátmérő mm-ben, amelynél kisebb a talaj a talaj teljes tömegének 10%-át tartalmazza. Más szóval, dn egyenlő a szitanyílás átmérőjével, amelyen a talajtömeg 10%-a áthalad.

Hazin képlete

K=Сdн 2 (0,70+0,03t), m/nap,

C egy tapasztalati együttható, amely a talaj homogenitásának és porozitásának mértékétől függ. Tiszta, homogén homok esetén C=1200, átlagos homogenitás és sűrűség C=800, heterogén és sűrű homok esetén C=400,

dн – effektív átmérő, mm,

t a szűrt víz hőmérséklete.

A d60 és dn értékeket a talaj granulometrikus összetételi görbéjéből veszik, és egy egyszerű vagy féllogaritmikus skálán görbe formájában rajzolják meg.

Sauerbrey formula 10º-os vízhez

H/nap

β – tapasztalati együttható a homokszemcsék egyenletességétől és méretétől függően 1150-3010, átlagosan 2880-3010

n – porozitás

d17 – szemcseátmérő mm-ben, amelynél kevesebb, mint 17 tömeg% részecskék van jelen az adott talajban. Finom, közepes és durva homok együtthatóinak meghatározására szolgál.

Meghatározás laboratóriumi körülmények között. A bolygatott és természetes szerkezetű kőzetek vizsgálati mintáinak betöltésére különféle eszközöket használnak. Az együtthatók meghatározásának elve a legtöbb készülékben a kőzeten különböző nyomáson átszűrt víz mennyiségének mérésén alapul. Az ismert nyomáson és a készülék területének áramlási sebessége alapján meg kell találni a szűrési együtthatót. Kamensky csöveket, Tom készüléket stb.

Jól emlékezni kell arra, hogy a levegőztetési zóna kőzeteinek terepi természetes körülmények között és laboratóriumi módszerekkel meghatározott szűrési együtthatói gyakran akár 1-2 nagyságrenddel is eltérnek. Ezt a kőzet anizotrópiájának alulbecslése és az azonosított kőzetek kis területe magyarázza.

Elszántság a terepen. A szűrési együttható terepen történő meghatározásakor a természetes körülmények között előforduló, természetes szerkezetüket megőrző kőzetekben vízmozgás történik. Ezért a terepi módszerek a valósághoz legközelebb álló eredményeket adják. A levegőztető zónában lévő gödrök és kutak feltöltésének módszereit alkalmazzák. A víztartó rétegeken belül az együtthatót kutakból és gödrökből történő szivattyúzással határozzák meg.

Gödrökbe öntés módja.A vízzel telítetlen talajokba való beszivárgás folyamata nagyon összetett, és a gödrökbe öntött víz hidraulikus nyomásának és a víz talajba történő kapilláris szívásának egyidejű hatására következik be. Jelenleg az N.S. szerinti töltési módszert gyakran használják. Neszterov.

H/nap

Q – egyenletes vízáramlás, m 3 ;

F – a kis gyűrű alsó területe, m 2 ;

Pontosabban, a Kf értékét meghatározzuk:

l – a víz beszivárgásának mélysége a gödör aljáról;

z – a vízréteg magassága;

h k – a kapilláris nyomás megegyezik a kapilláris emelkedés maximális magasságának ≈50%-ával, m

Neszterov módszere szerintA gödör aljába 2 db 25 és 50 cm átmérőjű acélgyűrűt kell beépíteni 3-4 cm mélységig A kísérletet addig folytatjuk, amíg az áramlási sebesség stabilizálódik.

Kísérleti injektálást széles körben alkalmaznak a nem víztartalmú repedezett és karsztos kőzetek Kf-értékének meghatározására különböző szinteken, az intervallumokat speciális tamponokkal elkülönítve. A kísérletet addig végezzük, amíg a vízáramlás stabilizálódik. A kísérlet eredményeként meghatározzuk a fajlagos vízfelvételt (q = l/min), azaz. vízfogyasztás l/perc-ben 1 m kútra és 1 m nyomásra a következő képlet szerint:

P – nyomás a manométeren,

H – függőleges távolság a nyomásmérőtől a tamponig, m,

Z – a vizsgált intervallum hossza (tamponok között).

Kf hozzávetőleges értékei (m/nap):

Agyag – 0,001, a levegőztetési zónában 0,3-0,7-ig;

Vályog – 0,05, a levegőztetési zónában 0,5-1;

Homokos vályog – 0,1-0,5 a levegőztetési zónában 1-2-ig;

Homok – 1-5-től 20-50-ig;

Kavics – 20-150;

Kavics – 100-500 vagy több.

Az agyagos kőzetek vízáteresztő képessége a kicserélhető kationok tartalmától függ. A Ca és a Mg növeli a vízáteresztő képességet, a Na pedig csökkenti. Ez az érték a hőmérséklettől függően változik. Az édesvíz szűrésekor az agyagszemcsék megduzzadnak és a Kf csökken, míg a sós vízben, különösen a nátrium-kloridos vízben a Kf nő, mert az agyagrészecskék nem duzzadnak, a sók kikristályosodnak és a porozitás nő.

Ha a fajlagos vízfelvétel kisebb, mint 0,01 l/perc, általánosan elfogadott, hogy a kőzetek enyhén repedezettek, és nincs szükség cementálásra a szűrés leküzdéséhez. A fajlagos víztelítettség alapján meg lehet találni

Ahol r a kút sugara, m

A meghatározáshoz általában hozzávetőlegesen és gyorsan alkalmazzák a kutakból és gödrökből történő gyors feltöltési és szivattyúzási módszereket. Lehetővé teszik, hogy rövid időn belüli tömeges mintavétellel nagy területen jellemezzük az üledékek szűrési tulajdonságait. Főleg a fürtszivattyúzási pontokon nyert adatok megfelelő területre történő extrapolálására alkalmasak.

A szűrési együtthatóra és más paraméterekre vonatkozó legpontosabb adatokat különböző időtartamú kutakból történő szivattyúzáskor kapjuk.

A sziklák vízvesztesége(B) a vízzel telített kőzetek azon tulajdonsága, hogy szabadon adják fel a gravitációs vizet. A vízveszteség mértékét a vízveszteségi együttható jellemzi - az üregeket korábban kitöltött folyó víz térfogatának és a teljes kőzet térfogatának aránya. Az egységnyi térfogat százalékában vagy töredékében van kifejezve, és változó érték. A kavicsok, kavicsok és durva homok vízveszteségi együtthatója megegyezik a porozitásukkal vagy a teljes nedvességkapacitásukkal. Az agyagos kőzetek és a tőzeg vízhozama megegyezik a teljes minimális nedvességkapacitás különbségével.

A vízveszteségi együtthatót: 1) a különböző nedvességkapacitások különbsége határozza meg; 2) a kőzet telítésével és a víz elvezetésével; 3) terepi megfigyelések, a talajvíz kutakból történő szivattyúzásának módja stb.

Egyes kőzetek vízhozama (%): homok c/z - 0,25-0,35, c/z - 0,2-0,25, m/z - 0,15-0,2, homokos vályog 0,1-0,15, vályog 0,1-nél kisebb, agyagok közel a 0, tőzeg 0-0,15, homokkő - 0,02-0,05, mészkövek - 0,008-0,1.

Számos gyakorlati probléma megoldására széles körben alkalmazzák a telítés hiányának együtthatóját (µ), amely megegyezik a kőzet teljes nedvességkapacitása és a beszivárgás előtti természetes nedvességtartalma közötti különbséggel, térfogategység töredékében kifejezve.

Vízvezetőképesség– a (W) vastagságú és 1 m szélességű vízadó réteg egységnyi idő alatti vízáteresztő képessége =1 nyomásgradiens mellett. A vízvezetőképesség (T) egyenlő a Kf (szűrési együttható) és a képződmény vastagságának T=KW szorzatával, és m/nap-ban van kifejezve. Minél nagyobb (T), annál nagyobb a talajvíz üzemi erőforrása. T>100 m 2 nap T 2 /nap a vízhorizont kilátástalan a vízellátásra.

A hidrogeológiai paraméterek meghatározására széles körben alkalmazzák a kísérleti szűrési munkát. Ezek a módszerek főként a talajvíz ingatag mozgásának egyenletein alapulnak a szivattyúzás hatászónájában. Ezeket a mintázatokat a vizsgált víztartó réteg szűrési és kapacitív tulajdonságai határozzák meg, ami lehetővé teszi a vízvezetőképesség, a szűrési együttható, a vezetőképességi szint, a telítettség hiánya, a vízhozam stb. becslését. Amikor a talajvíz mozgásának mintázatait nemcsak az A szűrési és kapacitási tulajdonságok, hanem a peremfeltételek alapján is a paraméterek kiszámítása az egyenletes mozgás képletével történik. A kísérleti szivattyúzás egyszeres és fürtösre oszlik.

Egyszeri szivattyúzásokat (megfigyelőkutak nélkül) végeznek a redukció több szakaszában, hogy megállapítsák a kút áramlási sebességének a talajvízszint csökkenésétől való függését.

A klaszteres szivattyúzás úgy történik, hogy a kísérleti területet megfigyelőkutakkal látják el, amelyek egy-két alkalommal helyezkednek el a központi kútig, ahonnan a szivattyúzás történik. A szivattyúzás során mérik a kút áramlási sebességét és a vízszint csökkenését a központi és megfigyelő kutakban. A fürtszivattyúzás fő célja a számított hidrogeológiai paraméterek meghatározása.

Nehéz körülmények között, amikor a víztartó rétegek kapcsolatát vagy a függőleges vízelvezető kút hatékonyságát stb. kell vizsgálni, kísérleti szivattyúzást végeznek. A szivattyúzás időtartama egy naptól 30-40 napig vagy még tovább változik. A szivattyúzás módja a szivattyúzás céljától és a terület hidrogeológiai viszonyaitól függ.

A szűrési együttható meghatározásához a szivattyúzást állandó áramlási sebességgel (a kútban és a tölcsérben változó vízszinttel, ami instabil szűrési módnak felel meg) vagy állandó szintcsökkenéssel (állandó szűrési mód) hajtják végre. Az áramlási sebesség csökkenéstől való függésének megállapításához a szivattyúzást 2-3 szintcsökkenéssel hajtják végre.

A többrétegű víztartó rétegek vízáteresztő képességének felmérésére, amelyet a víztartó rétegek rétegződése és a gyengén áteresztő elválasztó rétegek jellemeznek, mindegyik víztartó réteget külön-külön vizsgálják. Ezzel egyidejűleg meghatározzák az alsó és felső víztartó rétegből az alacsony áteresztőképességű agyagrétegeken keresztül történő áramlás értékét.

Az áramlási együtthatót (B) a következő képlet határozza meg:

Km – a fő vízhorizont vízvezető képessége m 2 nap,

K1, K11 – kőzetszűrési együttható, m/nap,

m 1, m 11 – e rétegek vastagsága, m.

Talajvízhozamok meghatározása.

1) Lapos áramlás és áramlási sebessége.A lapos talajvíz olyan áramlása, amelynek patakjai többé-kevésbé párhuzamosak. Példa erre a talajvíz áramlása egy folyó felé. A talaj áramlási sebessége vízszintes víztartó rétegben 1 m szélességben egyenlő

Ferde víztárral a földalatti áramlás egységnyi áramlási sebessége egyenlő:

A függőleges vízgyűjtők típusai.

A függőleges vízgyűjtők kutakra (gödrökre) és fúrásokra oszthatók. A kitermelt víztartó rétegek jellege alapján talajvízre és artézi (nyomásos) rétegekre oszthatók. A víztartóban való elhelyezkedésük jellege alapján a kutak (kutak) tökéletesre és tökéletlenre oszthatók. A tökéletlen kutaknak lehet áteresztő feneke és falai, áteresztő falai és tömör feneke, valamint tömör falai és vízáteresztő feneke (3. ábra).

Rizs. 3. Egy tökéletlen kútba áramló víz diagramja

A tökéletes kutak áthatolnak az egész víztartó rétegen, és áteresztő falakkal rendelkeznek. A víznek a kutakba való mozgására vonatkozó tervezési egyenletek megválasztása a függőleges vízgyűjtő típusától függ.

Tökéletes kút áramlási sebessége és kőzetszűrési együtthatója

– Dupuis formula, m 3/nap, innen

H/nap

A nyitott lapos fenekű kút áramlási sebességét Forchheimer szerint számítják ki:

Q=4rSK, m 3 /nap.

Szűrési együttható, m/nap.

Vízáteresztő falú és nyitott fenékű kút áramlási sebessége

M 3 / nap,

H/nap

Zamarin szerint egy nyitott fenekű, vízáteresztő falú kútnál (feltéve, hogy a vízadó mélysége ismeretlen) lapos fenekű Kf-t számítanak ki (lásd 3. ábra):

H/nap, hol

Q – kút áramlási sebessége, m 3/nap

Képlet a víz lefolyóba való áramlására.

A talajvíz szintjének csökkentése érdekében csatornákat építenek ki. A víz beáramlása egy tökéletes B hosszúságú vízszintes lefolyóba nyomásmentes víz körülményei között a Dupuis-egyenlet szerint egyenlő

M 3 /nap.

Nyomás esetén m 3 /nap;

m – a nyomóréteg vastagsága, m.

A számítási képletek a kút áramlási sebességének csökkenéstől (S) való függését mutatják. Ezért a kút termelékenysége összehasonlítható a fajlagos áramlási sebességgel

3. előadás A talajvíz kémiai összetétele

Terv:

A talajvíz fizikai tulajdonságai

Víz reakciója

Általános víz mineralizáció

A víz kémiai összetétele

A víz kémiai összetételének kifejezési formái

A víz különböző célokra való alkalmasságának felmérése

A talajvíz tulajdonságainak agresszivitásának értékelése

A talajvíz kémiai összetételének kialakulása

Talajvíz zónázása

I. A fizikai tulajdonságokrólA felszín alatti vizek közé tartozik az átlátszóság, szín, szag, íz, hőmérséklet.

A természetes víz lehet tiszta vagy zavaros. Víz zavarossága ásványi és szerves eredetű lebegő részecskék jelenléte okozza. Mechanikai szennyeződések kerülhetnek a forrásvízbe a vízbevezetés meghibásodása vagy az eső-, árvíz- vagy folyóvíz (karsztterületek) víztartóba szivárgása miatt. Néha a talajvíz zavarosságát a benne oldott kémiai vegyületek (vas stb.) okozzák.

Szín. A tiszta víz színtelen. A színt bizonyos szennyeződések jelenléte magyarázza (a vas rozsdás árnyalatot, a hidrogén-szulfid kékes árnyalatot ad).

Szag. A talajvíz általában szagtalan. A szag jelenléte különféle kémiai vegyületek jelenlétét jelzi (a hidrogén-szulfid rothadt tojás szagát adja stb.)

Íz. Megjelenik bizonyos vegyülettartalomnál a vízben (sós - NaCl, savas - szulfidlerakódások területén).

Hőfok – 4-5ºС és 60-90ºС között változik. 20 ºС feletti hőmérsékleten a vizeket szubtermálisnak nevezik. A Baskír Köztársaságban a sekély talajvíz hőmérséklete 5 és 20ºС között mozog. A tº=4ºС-os édesvíznek a legnagyobb a sűrűsége.

II. Vízreakció (pH érték). A talajvíz kémiai összetételének megítéléséhez mindenekelőtt a víz reakcióját kell ismerni, pl. hidrogénionok koncentrációja. Az elektrolitikus disszociáció elmélete szerint a víz hidrogén () és hidroxil () ionokra disszociál, amelyek szorzatának értéke adott hőmérsékleten mindig állandó. Ha a reakció semleges, akkor a koncentráció azonos és 10–7 mEq/L Ezért a víz savasságának vagy lúgosságának fokát a hidrogénionok koncentrációja jellemzi. A hidrogénionok koncentrációjának kifejezésére szokás használni a koncentrációjuk logaritmusát (azaz ennek az ionnak a gramm-ekvivalenseinek számát 1 liter vízben), amelyet ellentétes előjellel veszünk, és pH = –log(H) jelöléssel.+ ). Semleges reakcióval, pH = 7, savas pH-val - kevesebb, mint 7, és lúgos pH-val több, mint 7. A pH meghatározását speciális eszközökkel (pH-mérőkkel) végezzük a terepen, lakmuszkal, kalorimetriás módszerrel papírt használnak.

III. Általános víz mineralizációa vízben található kémiai elemek, ezek vegyületei és gázai összege fejezi ki. Ezt a 105 °C-os víz elpárologtatása után nyert száraz maradék alapján, vagy a kémiai elemzésből nyert ionok tömegének összegzésével becsülik meg. milligrammban (gramm) literenként (dm 3 ), gramm/kg (mg/l, g/kg). A mineralizáció szerint a következőkre oszthatók:

0,2 g/l-ig – ultrafriss, 1,0 g/l-ig – friss,

1-10 – sós: 1-3 – enyhén, 3-5 – közepes, 5-10 – erősen sós, 10-35 – sós, több mint 35 g/l – sóoldat.

IV. A talajvíz fő kémiai összetevőiáltalában a következők: anionok (hidrokarbonát ion, szulfát ion, klór ion), kationok (). A víz gyakran tartalmaz karbonátiont, nitritiont, nitrátiont (), szén-dioxidot, hidrogén-szulfidot, metánt, 2- és 3 vegyértékű vasat stb. A talajvíz nitrogénvegyület-tartalma általában alacsony (1-2 mg/l) , de néha eléri a 0,5-0,8 mg/l-t. Már csekély mennyiségük jelenléte a víz szennyezettségére és annak lehetőségére, hogy káros, veszélyes baktériumokat találhat benne. Ha nitrit ion () van jelen, akkor a szennyeződés friss, a nitrát ion pedig a régi szennyeződés. Általában a talajvíz legfeljebb 60-80 különböző kémiai elemet tartalmaz oldott állapotban.

A víz keménysége kalcium- és magnéziumionok jelenléte miatt. A GOST 2874-73 és a SanPiN 2.1.4.1074-01 szerint a víz keménységét milligramm egyenértékben fejezik ki 1 liter vízre vonatkoztatva. 1 mekv. keménység 20,04 mg/l és 12,6 mg/l tartalomnak felel meg. A víz keménysége szerint a következőkre oszthatók:

nagyon puha – akár 1,5 mekv/l,

lágy – 1,51-3,0 mekv/l,

közepesen kemény – 3,01-6,0 mekv/l,

kemény – 6,01-9,0 mekv/l,

nagyon kemény – több mint 9,0 mekv/l.

V. A vízanalízis kifejezésének többféle formája van:ionos, ekvivalens, százalékos ekvivalens.

Ionos formában az iontartalmat grammban vagy milligrammban adják meg literenként (g/l, mg/l).

Az ekvivalens forma lehetővé teszi a kationok és anionok lehetséges kombinációinak megítélését. A kationok és anionok egyenértékegységeinek összegét milligramm ekvivalens per 1 literben fejezzük ki, és úgy kapjuk meg, hogy mg/l-t megszorozunk a konverziós tényezővel (1. és 2. táblázat).

Asztal 1

Az ionok atomtömege és a milligramm-ionok milligramm-ekvivalenssé való átalakításának tényezői

K+

39,100

0,02558

Na+

22,997

0,04348

NH4+

18,040

0,05543

Ca2+

20,040

0,04990

Mg 2+

12,160

0,08224

Cl –

35,457

0,02820

NO 3 –

62,008

0,01613

NO 2 –

46,008

0,02174

ekv

51,5

48,1

Százalékos ekvivalens formában az ionok ekvivalensben kifejezett tartalma a kationok és anionok összegének százalékában van kifejezve, mindegyik 100%-ban.

Az eredmények rögzítésének vizuális formája az M.G. képlete. Kurlova.

A víz nevét az uralkodó anionok és kationok adják, amelyek 20%-ot meghaladó (esetenként 25%-os vagy 33%-os) tartalma növekvő sorrendben. Például a megadott képlet így szól – szulfát-hidrokarbonát, magnézium-kalcium víz.

A Kurlov-képletben a sor bal oldalán jelölje meg a gáztartalmat (CO 2, H 2 S stb.), a víz teljes mineralizációja (g/l), a számlálóban olyan anionok szerepelnek, amelyek tartalma meghaladja a 10%-os ekvivalenst (% egyenérték csökkenő sorrendben) a nevezőben - a kationok azonos sorrendben, a tºC víz van írva a vonal mögé, áramlási sebesség (l /s), pH és mások. A víz kémiai elemzésének eredményeit néha grafikus formában is kifejezik diagramok formájában - téglalap, négyzet, háromszög stb.

A felszín alatti vizek osztályozása kémiai összetétel szerint.Több tucat osztályozás létezik, amelyek különböző elveken alapulnak, és eltérő gyakorlati alkalmazással és jelentéssel bírnak. A legnépszerűbb osztályozások közé tartozik Palmer, N.I. Tostikhina, V.A. Sulina, O.A. Alekina, E.V. Posokhova és mások. A hidrogeológiában és a hidrológiában elsősorban az O.A. hidrokémiai osztályozását használják. Alekina.

Minden természetes víz három osztályba sorolható az uralkodó anion szerint: 1) szénhidrogén, 2) szulfát, 3) klorid. Az azonosított 3 osztály azonnal körvonalazza a víz hidrokémiai megjelenését. A hidrokarbonát osztályba tartozik a folyók, tavak édes (alacsony ásványi tartalmú) vizei és néhány talajvíz. A klorid osztályba tartoznak az óceánok, a tengerek és a mély horizontok felszín alatti vizei. A szulfát osztályba tartozó vizek eloszlása ​​és mineralizációja közepes méretű a szénhidrogén és a klorid között.

Minden osztályt O.A. Az alekin az uralkodó kation szerint kalcium-, magnézium- és nátrium-vizek csoportjaira. Ezen túlmenően az összes víz típusba van kombinálva, 4 víztípust különböztetnek meg.

Az első típust az arány (NHCO 3 – szóda)

II típusú (nátrium-szulfát)

III. típus vagy felosztás:

A III a (–magnézium-klorid) és

III b (- kalcium-klorid).

Mint megállapítottuk, az ionos forma csak az alacsony mineralizációjú vizekre jellemző. Az oldott sók koncentrációjának növekedésével az ionok között kölcsönhatások jönnek létre. Az oldatban semleges ionok stb.

A természetes vizek kémiai összetételének összetettsége miatt az ivó-, gyógy-, műszaki-, rekultivációs és egyéb minőségek értékelésekor nem csak az egyes ionok abszolút tartalmát kell figyelembe venni, hanem az anionok és kationok (sók) várható asszociációit is. ). Kiszámításuk a Fresenius-szabály szerint történik (először a gyengén oldódó sók válnak ki, majd a jobban oldódó sók).

VI. A víz különböző célokra való alkalmasságának felmérése.

Vízellátás. A GOST 2874-73 „Ivóvíz” és a SanPiN 2.1.4.1074-01 szerint a víznek meg kell felelnie a következő követelményeknek: Mineralizáció 1 g/l-ig (SES minősítés szerint 1,5 g/l-ig); keménysége 7 mekv/l. 350 mg/l-ig; 500 mg/l-ig (Abdrakhmanov, Chalov, Abdrakhmanova, 2007).

Öntözés. Az öntözővíznek mineralizációja és kémiai összetétele szempontjából fiziológiailag hozzáférhetőnek kell lennie a növények számára, és nem okozhatja a talaj szikesedését és lúgosodását. Fontos a biológiailag aktív mikroelemek mikrokation-tartalmának vizsgálata: I, Br, B, Co, Cu, Mn, Mo (Abdrakhmanov, Módszertani..., 2008).

VII. A talajvíz agresszív tulajdonságai.A víz azon képességét jelentik, hogy tönkretegye a különféle építőanyagokat, oldott sóval, gázokkal vagy kimosódásokkal befolyásolva azokat. Különösen fontos a víz betonszerkezetekre gyakorolt ​​agresszív hatása. A beton fő kötőanyaga a cement. A víz agresszív hatásának az építmény betonjára gyakorolt ​​gyakorlati jelentősége akkora, hogy egyetlen jelentős építkezés sem valósítható meg a vízi környezet előzetes hidrokémiai vizsgálata nélkül. A CH-249-63 szerint a víz betonra gyakorolt ​​agresszív hatásának következő típusai különböztethetők meg: kilúgozás, szén-dioxid, általános sav, szulfát, magnézia.

A kioldódás agresszivitása a beton részét képező kalcium-karbonát feloldódásában nyilvánul meg. Alacsony víztartalommal (0,4-1,5 mg-ekv/l) ​​lehetséges és a felesleg feloldódik.

A szén-dioxid agresszivitása a betonra gyakorolt ​​hatásának köszönhető.

A legveszélyesebb körülmények között az agresszív szén-dioxid () megengedett legnagyobb tartalma 3 mg/l, kevésbé veszélyes körülmények között legfeljebb 8,3 mg/l.

Az általános savas agresszivitás a savas vizekre jellemző, és a szabad hidrogénion-tartalomtól függ. 5,0-6,8 pH-értéknél ez a fajta agresszió lehetséges.

A szulfát agresszivitás akkor nyilvánul meg, ha nagy az iontartalom, amely a kristályosodás során a beton testébe behatolva sókat képez. Ezeknek a sóknak a beton pórusaiban való képződése térfogatuk növekedésével és a beton pusztulásával jár. Az agresszivitás a közönséges cementeknél 250 mg/l-nél nagyobb, a szulfátálló cementeknél pedig 4000 mg/l-nél jelentkezik.

A magnézium típusú agresszivitás a szulfáthoz hasonlóan a beton tönkretételében nyilvánul meg, amikor a víz behatol a beton testébe. Ez a faj magas tartalommal fordul elő. A cementtől függően 1,0-2,5 g/l közötti magnéziumtartalomnál jelenik meg.

VIII. A talajvíz kémiai összetételének kialakulása.A felszín alatti vizek kémiai összetételének kialakulásában szerepet játszó tényezők alatt azokat a hajtóerőket értjük, amelyek meghatározzák a víz mineralizációját és kémiai összetételét megváltoztató különféle folyamatok lefolyását. A talajvíz kémiai összetétele a következő tényezők hatására alakul ki: talajok és kőzetek kimosódása, ásványi anyagok és kőzetek teljes feloldódása, sók koncentrációja a vízben párolgás következtében, sók kiválása természetes oldatokból, ha a termodinamikai viszonyok megváltoznak, kationcsere iszapok, talajok, agyagos kőzetek abszorbeáló komplexumában (on és tovább), diffúziós és mikrobiológiai folyamatok, különböző eredetű vizek keveredése. A cserefolyamat az agyagos kőzetek kationjai - víz között figyelhető meg, és az abszorbeáló komplex kapacitásától függ (3. táblázat).

3. táblázat

Egyes agyagásványok abszorpciós képessége

Ezek a folyamatok éghajlati, geomorfológiai, geológiai, hidrodinamikai és egyéb körülményektől függenek. A talajvíz kémiai összetételének kialakításában a csapadék összetétele jelentős szerepet játszik. Jól ismert a légköri csapadék szerepe az alacsony ásványianyag-tartalmú vizek összetételének kialakításában. Jelentős mennyiségű oldott sók jutnak a légkörből a földfelszínre. A Baskír Köztársaságban az esővíz anionos összetételét a hidrokarbonát-ionok (41-85%), ritkábban a szulfát és a klorid dominálják. A kationok között a nátrium dominál (40-75%), a kalcium ritkább. A csapadékvíz mineralizációja 23-88 mg/l, pH -6,0-6,7, - 9-16 mg/l, a hóvíz mineralizációja 19-54 mg/l. Számítások szerint 1 km-enként 2 Baskíria területe évente 25-27 tonna sót kap. A Szovjetunió európai részének területén 1 km-enként eléri az 50-85-öt 2 .

A csapadék fokozatosan mélyebbre szivárog, és sóval telítődik a talaj horizontján, majd a levegőztetési zónában. Ez a sók, ásványi anyagok, kőzetek oldhatóságának megfelelő feloldódása következtében következik be. Az oldhatóság nagymértékben változik, a víz hőmérsékletétől és más sók tartalmától függően. A sók oldhatósága desztillált vízben 7ºС-on (g/l) – 0,013, – 2,01, – 193,9, – 168,3, – 358,6, – 329,3, – 354,3, – 558,1 . Az oldhatóság jelenléte esetén 4-szeresére nő. Ha CO van a vízben 2 a karbonátok oldhatósága nő.

A laza fedőképződményekben kialakulnak a felszínről az első talajjellegű vízadók. A levegőztetési zóna kőzeteiből származó vizes kivonatok elemzése azt mutatja, hogy amikor enyhén savas reakciójú légköri vizeknek vannak kitéve, a levegőztető zónából származó sók figyelhetők meg. A talajvízbe jutó fő sók a kalcium-karbonátok, szulfátok és a magnézium-karbonátok. A felesleges kálium-nitrátot, amelyet a szántóföldeken műtrágyaként használnak, eltávolítják a talajból. A tartalom eléri a 200 mg/l-t.

Oroszország sztyeppei régióiban a párolgás következtében nagy mennyiségű sók halmozódnak fel a levegőztető zónában. Minél közelebb helyezkedik el a felszín alatti víz a felszínhez, annál magasabb a mineralizációja, egyéb tényezők fennállása mellett. 1 m-ig sekély talajvíz esetén a föld felszínén só felhalmozódása lehetséges. A sivatagi és félsivatagos területeken gyakran magas mineralizációjú (akár 10-20 vagy több) szulfát-klorid és klorid összetételű talajvíz képződik.

A bikarbonátos kalciumvizek (forma) kalcium-karbonátok (mészkövek) oldódásával keletkeznek. Kalcium-szulfátos vizek a gipsz feloldásakor. Hidrokarbonátos nátriumvizek a hidrokarbonát-kalcium összetételű víz közötti kationcsere + abszorpció eredményeként. talaj Na komplex. talaj.

Az öntözött területeken kedvező környezet alakul ki a reakció lezajlásához.

Ha szódával sózzuk, adjuk hozzá, hogy a szódát kevésbé káros sóvá alakítsuk

Anionok és kationok. Az anionok és kationok elsődleges forrásai.

A természetes vizek ásványi összetételének elsődleges forrásai:

1) a gáztalanítás során a föld belsejéből felszabaduló gázok.

2) a víz magmás kőzetekkel való kémiai hatásának termékei. A természetes vizek összetételének ezek az elsődleges forrásai ma is léteznek. Jelenleg az üledékes kőzetek szerepe a víz kémiai összetételében megnőtt.

Az anionok eredete főként a köpenyek gáztalanítása során felszabaduló gázokhoz köthető. Összetételük hasonló a modern vulkáni gázokhoz. A vízgőzzel együtt klór (HCl), nitrogén (), kén (), bróm (HBr), bór (HB), szén () gáznemű hidrogénvegyületei kerülnek a légkörbe. A CH fitokémiai bomlásának eredményeként 4 CO 2 képződik:

Telítettség

A szulfidok oxidációja következtében ion keletkezik.

A kationok eredete a kőzetekhez kötődik. Magmás kőzetek átlagos kémiai összetétele (%): – 59, – 15,3, – 3,8, – 3,5, – 5,1, – 3,8, – 3,1 stb.

A kőzetmállás (fizikai és kémiai) hatására a talajvíz kationokkal telítődik a következő séma szerint: .

Savanionok (szén, sósav, kén) jelenlétében savas sók keletkeznek: .

Mikroelemek. Tipikus kationok: Li, Rb, Cs, Be, Sr, Ba. Nehézfém ionok: Cu, Ag, Au, Pb, Fe, Ni, Co. Amfoter komplexképzők (Cr, Co, V, Mn). Biológiailag aktív nyomelemek: Br, I, F, B.

A mikroelemek fontos szerepet játszanak a biológiai körforgásban. A fluor hiánya vagy feleslege szuvasodást és fluorózist okoz. Jódhiány – pajzsmirigybetegség stb.

A légköri csapadék kémiája.Jelenleg a hidrokémia új ága van kialakulóban - a légkörkémia. A légköri víz (közel a desztillálthoz) sok elemet tartalmaz.

A levegőben a légköri gázokon () kívül a földkomponensek (stb.) bélrendszeréből felszabaduló szennyeződések, biogén eredetű elemek () és egyéb szerves vegyületek is találhatók.

A geokémiában a légköri csapadék kémiai összetételének vizsgálata lehetővé teszi a légkör, a föld felszíne és az óceánok közötti sócsere jellemzését. Az elmúlt években az atomrobbanások következtében radioaktív anyagok kerültek a légkörbe.

Aeroszolok. A kémiai összetétel kialakulásának forrásai az aeroszolok:

poros ásványi részecskék, oldható sók erősen diszpergált aggregátumai, gázszennyeződések oldatának apró cseppjei (). Az aeroszolok (kondenzációs magok) mérete eltérő - a sugár átlagosan 20 μm (cm) és ingadozik (legfeljebb 1 μm). A mennyiség a magassággal csökken. Az aeroszolok koncentrációja a városi területeken a legmagasabb, a hegyekben a legkisebb. Az aeroszolokat a szél a levegőbe emeli – eolikus erózió;

óceánok és tengerek felszínéről felszálló sók, jég;

vulkánkitörések termékei;

emberi tevékenység.

A kémiai összetétel kialakulása. Hatalmas mennyiségű aeroszol emelkedik a légkörbe - a föld felszínére esnek:

eső formájában,

gravitációs ülepedés.

A képződés az aeroszolok légköri nedvesség általi megkötésével kezdődik. Az ásványosodás 5 mg/l és 100 mg/l vagy több között van. Az eső első részei mineralizáltabbak.

Egyéb elemek az üledékekben:

– századrésztől 1-3 mg/l-ig. Radioaktív anyagok: stb. Főleg atombombák teszteléséből származnak.

Ásványvíz

Az ásványvizek gyógyító tulajdonságait a következők határozzák meg: mineralizáció, ion-só összetétel, biológiailag aktív komponensek tartalma, gáz- és redoxpotenciál (Eh), a környezet aktív reakciója (pH), radioaktivitás, hőmérséklet, kénhidrogén tartalom ().

Minimális elemkoncentráció ásványi gyógyvizekhez (mg/l): kénhidrogén – 10, bróm – 25; jód 5, fluor – 2, vas – 10, radon – 14 egység. Mahe.

Az ipari vizek közé tartoznak azok a vizek, amelyek legalább a következő összetevőket tartalmazzák:

4. táblázat

Az ipari ásványvizekre vonatkozó szabályozási követelmények

4. előadás A felszín alatti vizek zónázása

A felszín alatti vizek zónázása globális szinten nyilvánul meg, és a hidrolitoszféra alapvető tulajdonságainak kategóriájába tartozik. A földalatti hidroszféra tér-időbeli szerveződésének mintázatát, a hidrogeodinamikai, hidrogeokémiai, hidrogeotermikus és hidrogeokronológiai paraméterek változásának bizonyos irányát értjük.

A Volga-Ural-medence üledéktakarójában például két hidrogeokémiai szintet különböztetünk meg, amelyek térfogatukban általában a hidrogeodinamikai szinteknek felelnek meg. A felső szinten (300-400 m, ritkán több) túlnyomórészt infiltratív oxigén-nitrogén (nitrogén) vizek találhatók, különböző ion-só összetételű, ásványianyag-tartalma általában nem haladja meg a 10-12 g/l-t. Az alsó szinten nagynyomású, főleg kloridos sóoldatok találhatók különböző eredetű (üledékes, infiltogén, kevert) 250-300 g/l vagy annál nagyobb sókoncentrációval, valamint vízben oldott gázok (H 2 S, CO 2, CH 4, N 2 ) redukáló geokémiai környezetnek, nagyon nehéz vízcsere feltételeinek és az altalaj kvázi stagnáló rezsimjének felel meg. A padlókon belül a kémiai összetétel és a mineralizáció foka szerint négy zónát különböztetnek meg - hidrokarbonátot, szulfátot, szulfát-kloridot és kloridot, amelyek viszont számos alzónára oszlanak (4. ábra).

Az édes (1 g/l-ig terjedő) szénkarbonátos vizek zónája széles korosztályú kőzetekre korlátozódik (a platform negyedidőszakától a devonig az Urál nyugati lejtőjén), és hidrogeodinamikai értelemben egy intenzív cirkulációjú zónának felel meg. . Vastagsága (H) a folyóvölgyekben 20-50 m-től a vízgyűjtőkön 150-200 m-ig terjed, az Ufa-fennsíkon pedig eléri az 500-800 m-t. A vízmozgás sebessége (v) a kőzetek szűrési tulajdonságaitól függően a hidraulikus gradiens évente több tíz és száz métertől több tíz kilométerig változik, a teljes vízcsere periódusa (t) pedig tíztől néhány száz évig terjed.

Rizs. 4. A Dél-Urál hidrogeokémiai szakasza

1–9 – a talajvíz kémiai összetétele és mineralizációja, g/l: 1 – kalcium-hidrogén-karbonát (0,5-ig), 2 – nátrium-hidrogén-karbonát (0,5–1), 3 – hidrokarbonát, ritkábban szulfát-hidrogén-karbonát és klorid-hidrogén-karbonát különféle kationos összetételek (maximum 1), 4 - kalcium-szulfát (1-3), 5 - nátrium-szulfát és kalcium-nátrium (3-10, ritkán több), 6 - szulfát-klorid (3-10), 7 - szulfát- nátrium-nátrium-klorid (10–36), 8 – nátrium-klorid (36–310), 9 – kalcium-nátrium és nátrium-kalcium-klorid (250–330); 10 – viszonylag vízálló kunguri halogén kőzetek; 11–13 – határok: 11 – hidrogeokémiai, 12 – rétegtani, 13 – a hidrogén-szulfid eloszlásának felső határa a talajvízben; 14 – kút: a – profilvonalon, b – erre kialakított (ábra – víz sótartalma (g/l) a vizsgált intervallumban), 15 – bróm tartalmú izolinok, 16 – hidroizotermák.

A hidrokarbonátos zónán belül két alzóna különböztethető meg: a felső - kalcium- (magnézium-kalcium) és az alsó - nátrium-vizek. Utóbbi vastagsága általában 20-100 m, ritkán több (Yuryuzano-Ai depresszió). A nátrium-hidrogén-karbonátos (szóda) vizek mineralizációja általában 0,5-0,9 g/l, de esetenként eléri az 1,2-1,7 g/l-t is. Genetikailag a tiszta szódavizek szoros rokonságban állnak a terrigén, lényegében agyagos permi képződményekkel, amelyeket egymásba ágyazott homokkő, aleurolit, iszapkövek és agyagok képviselnek. Meglehetősen alacsony szűrési tulajdonságokkal és alacsony víztartalommal rendelkeznek. A hidrokarbonátos vizek gázösszetétele megfelel az oxidáló geokémiai környezetnek: N 2 30–35, CO 2 5–30, O 2 10 mg/l-ig. A gáztelítettség általában 15-50 ml/l, Eh +100…+650 mV, pH 6,7-8,8, T 4-6 C. A héliumtartalom (He) a légköri (5×10–5 ml/l).

A szulfátos sós és sós vizek zónája mindenütt kialakult, kivéve a természetes és mesterséges (egyes olajmezők területei) hatású mély sósvizeket. 1–3–15–20 g/l mineralizációjú vizek szulfátos és hidrokarbonátos-szulfátos osztályait foglalja magában, amelyek oxidáló geokémiai környezetben, főleg permi gipszlerakódásokban képződnek. Hidrogeodinamikai értelemben egyaránt megfelel egy intenzív keringési zónának (az eróziós hálózat bemetszése felett) és egy nehéz vízcsere zónának, ahol a talajvíz mozgási sebessége évente több tíz méterre csökken, és a teljes vízállás idejét. a csere éppen ellenkezőleg, több száz és ezer évre nő.

A szulfátos víz mélysége 0 és 250 m vagy több között változik. A zóna átlagos vastagsága körülbelül 100-150 m (lásd 4. ábra). A zónán belül találhatók a beszivárgási eredetű gyógyvíz fő forrásai, amelyek összetételének kialakításában a vezető szerepet a gipsz kőzetekből történő kivonási folyamatai és az ioncsere jelenségei játsszák az elnyelt kőzetkomplexum részvételével. .

A szulfátos vizek oxigén-nitrogén és nitrogén összetétele a beszivárgó vizekkel együtt levegőgázok bejutása miatt alakul ki, és csak ritka esetekben, amikor a zóna alapja mélyen bemerül, és vastagsága nagy, van H jelen a vízben. gázfázis 2 S, genetikailag kapcsolódik a szulfatált és bitumenes permi kőzetek biokémiai folyamataihoz. Ó koncentráció 2 zóna lefelé a szerves anyagok, vas és szulfidok oxidációjára való fogyasztása miatt 4-5 mg/l-ről nullára, az Eh-érték pedig +250-ről –150 mV-ra csökken. A sav-bázis potenciál pH értéke 7,3 és 8,8 között változik; T 4–10 C. Növekszik a héliumtartalom (akár 30-100×10–5 ml/l)

A kationos összetétel szerint a szulfátos zóna vizei két fő csoportba tartoznak - a kalcium (magnézium-kalcium) és a nátrium (kalcium-nátrium), amely megfelel a gipsz és a glauber vizek hidrogeokémiai alzónáinak.

A felső alzóna vizeinek mineralizációja általában nem haladja meg a 2,5–2,6 g/l-t. Ezek tipikus gipsz, gipszes terrigén és karbonátos kőzetek kimosódási vizei, melyekben a szulfátion (akár 80-90%), a kalcium és a magnézium (összesen 90-98%-ig) dominál. Az alzóna vastagsága 10-100 m között változik.

Az alsó alzóna szulfátos nátriumvizei kizárólag terrigén gipsztartalmú, lagúna-tengeri eredetű permi üledékekre korlátozódnak, amelyek a régió fő folyóinak feneke alatt helyezkednek el. Legfejlettebbek a régió nyugati részén található felső-permi üledékekben, ahol az alzóna tetejének mélysége a folyóvölgyekben 10-20 m-től a vízgyűjtőkön 200 m-ig terjed. Vastagsága átlagosan 100 m. A cisz-uráli medencében 100-300 m mélységben nyílnak meg a szulfátos nátriumvizek. Az alzóna vastagsága itt elérheti a 120–150 m-t.

A nátrium-szulfátos vizek mineralizációja 1,4-20, általában 3-10 g/l között van, és a mélységgel nő. Akár 6,0-6,5 g/l mineralizációs értékű víz kationos összetétele általában kalcium-nátrium vagy vegyes (háromkomponensű). A mineralizáltabb vizekben a kationok közül a nátriumé a vezető szerep (akár 85-90%), amely abszolút értékben 4-5 g/l. A nátrium-szulfátos vizek képződése két, egymással összefüggő és egymástól függő folyamatnak köszönhető, amelyek egymást stimulálják: a CaSO extrakciója. 4 és adszorpciót cserél az oldat kalciuma és az elnyelt kőzetkomplex nátriuma között.

Az 5–36 g/l sótartalmú szulfát-kloridos vizek zónája a fentihez hasonlóan főként permi üledékekhez kötődik, és nehéz hidrogeodinamikai viszonyokkal jellemezhető. Geokémiailag a zóna köztes pozíciót foglal el, redox körülmények között (Eh +100-180 mV; pH 6,7-7,5), légköri gázokban (O 2, N 2 ) és biokémiai (H 2 S) eredet. Ezért az ásványi szulfátos-kloridos vizek a gázösszetételtől függően akár gyógyivásra, akár balneológiai célokra használhatók.

Ufa város meridiánjától keletre, a Volga-Káma-medence peremén és az Urál előtti medencében hidrogén-szulfátos-kloridos vizek (5-30 g/l) képződnek karbonátos és terrigén formában. -az alsó-perm kor karbonáttelepei, a Nyugat-Urál-medencében pedig - a karbon- és devonkori karbonáttelepeken. A zóna vastagsága itt eléri a 250 m-t.

A kloridos sós zóna mindenütt fejlett, a hidrogeokémiai szakasz legnagyobb szakaszát foglalja el (az Ufa-fennsíkon 3 km-től az Urál előtti vályú 10-11 km-ig), és teljes mértékben megfelel az artézi medence alsó szintjének.

A zóna két fő alzónát tartalmaz: nátriumot (CaCl 2 kevesebb, mint 20%) és nátrium-kalcium (CaCl). 2 50–70%-ig vagy 100–150 g/l) sóoldatig. Ezek az alzónák nemcsak az általános ion-só összetételben, hanem a vizek mikro- és gázösszetételében, valamint hidrogeodinamikai viszonyaiban is különböznek egymástól.

Az alsó alzóna fő gázkomponensei - CH 4 és N 2. H 2 S nincs benne. Éppen ellenkezőleg, N 2 Az S a sóoldat gázösszetételének kötelező összetevője a felső (nátrium) alzónában. A H biokémiai képződésének egyik nélkülözhetetlen feltétele 2 S köztudottan a talajvíz mobilitása, amely biztosítja a CaSO oldódását 4 és a szulfátredukáló baktériumok aktivitása. Ez a körülmény, valamint a sóoldatok metamorfizációs fokára (rNa/rCl), a bróm gradiens értékeire (Br/H), a Br/M, He/Ar együtthatókra vonatkozó adatok adnak okot a felső értékhez. alzóna nagyon nehéz vízcsere körülményekkel, az alsó alzóna pedig kvázi stagnáló vízjárással.

5. előadás A felszín alatti vizek földtani tevékenysége

Terv:

Karst

Kőzettörés

Elöntés

I. Karszt. A D.S. meghatározása szerint Sokolova (1962) karszt A vízáteresztő oldható kőzetek lebontásának és megsemmisítésének folyamata elsősorban a mozgó vizek általi kilúgozás révén. Megkülönböztetik a karszt sziklákat - sósziklákat (területük a világon 4 millió km 2 ), gipsz-anhidrit (7 millió km 2 ) és karbonátos kőzetek (40 millió km). 2 ). Van sókarszt, gipszkarszt és karbonátkarszt. A karszt kialakulásához a következő feltételeknek kell teljesülniük:

oldható kőzetek jelenléte,

repedések jelenléte, amelyek lehetővé teszik a víz keringését a kőzetekben,

mozgó vizek jelenléte,

mozgó vizek oldó ereje.

Csak ezeknek a feltételeknek a kombinációjával alakul ki karszt.

Főbb karsztformák:

repedések, karsztnyelők, kutak, vak szakadékok, völgyek stb.,

karsztbarlangok, csatornák és más nagy karsztüregek,

üregek és másodlagos porozitás.

A karsztkőzetek átfedési foka szerint zárt, fedett, fedett és csupasz karszt alosztályokat különböztetnek meg. Baskíria területének csaknem 50%-a karszt (5. ábra, 5. táblázat).

Rizs. 5. Karszt övezeti séma

A szimbólumokat lásd a táblázatban. 5

5. táblázat

A karszt zónázása Baskírában

5. táblázat vége

II. Kőzettörés.A törés a kőzetfolytonosság megszakításának egyik formája, amely a földkéreg üledékes, magmás és metamorf képződményeiben széles körben elterjedt. A törés a kőzetek vízáteresztő képességét meghatározó fontos tényező.

A jól ismert D.S. osztályozásnak megfelelően. Sokolov szerint a repedések négy kategóriája van: litogenetikai, tektonikus, kirakodási és időjárási repedések.

Litogenetikai repedéseka kőzet (üledék) belső energiája következtében a litogenezis folyamata során keletkeznek. Megkülönböztető jellemzőjük az adott rétegen belüli elhelyezkedésük (rétegen belüli repedések); irányuk eltérő lehet: párhuzamos az ágyneművel, merőleges vagy arra ferde.

Tektonikus repedéseka földkéreg feszültségeinek és mozgásainak eredménye, amelyek a kőzetek plicatív (hajtogatott) és diszjunktív (szakadt) deformációit képezik. Két típusra oszthatók: rétegen belüli és többrétegű vágásra. A tektonikus és a litogenetikai rétegen belüli repedések nagyon hasonlóak, ezért gyakorlatilag nehéz megkülönböztetni őket.

Kirakodási és időjárásálló repedésekaz exogének csoportjába tartoznak. Általában a már létező endogén eredetű (litogenetikai és tektonikus) törések rácsára és a bolygórepedésekre helyezkednek el.

A Baskíria kőzetrepedésével kapcsolatos ismeretek szintje nem azonos a különböző régiókban. A legteljesebb információ ebben a kérdésben a Dél-Urál (Nyugat-Baskíria) platformterületének üledéktakarójáról áll rendelkezésre, ahol a repedést a hidrogeológiai kutatások, az olajmezők feltárása és kiaknázása, valamint a vízkészletek keresése során tanulmányozták. források. A sziklák repedéseit Baskíria gyűrött hegyvidéki régiójában kevéssé tanulmányozták.

Baskíria platformrégiójának kőzeteinek repedései közül kiemelkednek a tektonikus, litogenetikai rétegen belüli és szekáns repedések. A platform üledéktakarót alkotó permi kőzetek valamennyi kőzettani változatában gyakoriak - gipsz, mészkő, márga, aleurolit, iszapkövek és iszapkőszerű agyagok, homokkövek stb °) meglehetősen ritkák. Az egyenes, nyílt és tátongó repedések felülete sima (gipszben és mészkőben) és érdes (homokkőben), nagyon sima, helyenként csiszolt (argillitszerű agyagokban). A falakon vas- és mangán-hidroxid-, kalcit- és gipszlerakódások találhatók.

A legtöredezettebbek az iszapkőszerű agyagok és iszapkövek (repedéssűrűség 0,1–0,3 m). A masszív közepes és vastag rétegű mészkövekben a repedések egymástól 0,5–2,5–5–9 m távolságra, a vékonyrétegű és lombos mészkövekben pedig 0,1–0,4 m, ritkábban 1,5 m távolságra helyezkednek el. , gipszben - 0,5-2,0 m vagy több. A homokkőben lévő repedések sűrűsége a cement összetételétől és típusától függ. A gyengén cementált és közepes sűrűségű homokkövek a bazális típusú agyagos cementtel intenzívebben repednek, mint az erős homokkövek karbonátcementtel.

A rétegen belüli és keresztirányú repedések legnagyobb szélessége a masszív, tiszta mészkövekben és az erős homokkőben található (1–20, esetenként akár 50 cm). Vékonyrétegű agyagos mészkövekben és márgákban a repedések szélessége 0,2-3 cm.

A Kungur gipszben a masszívsága ellenére a rétegen belüli és a szekáns repedések szélessége kicsi (akár 1-1,5 cm), ami a kőzetek nagy plaszticitásával függ össze. A bennük lévő repedések ugyanakkor kiinduló okként szolgálnak a rajtuk lévő karsztfolyamat kialakulásához, ami a vízáteresztő képesség meredek növekedését okozza (akár 100 m/nap). A völgyi zónákban a karsztos kőzeteket a kirakodó repedések is bonyolítják.

A déli cisz-uráli permi üledékekben a rétegen belüli és vágórepedések két uralkodó irányát azonosították, amelyek egymásra és az ágyazati síkra merőlegesen helyezkednek el. Ezek az irányok: a Bugulma-Belebeevskaya-felföldön - ÉNy 320-340° és ÉK 40-60° vagy ÉNy 290-300° és ÉK 25-30° (ábra.6a), a Kama-Belsky mélyedésben - ÉNy 290-335° és ÉK 45-70°, az Ufa-fennsíkon (ábra.6b) - ÉNy 320-340° és ÉK 40-60° vagy ÉNy 270-280°, a Yuryuzan-Ai mélyedésben (Yangan-Tau régió) - ÉNy 310-320° és ÉK 40-55° vagy ÉNy 270-290 ° és ÉK 15-25°, a Belszki mélyedés déli részén - ÉNy 340-350° és ÉK 60-70°. Az északnyugati irány 40-52%-ot tesz ki. a mért repedések teljes számából, az északkeleti repedések aránya pedig akár 35%.

Rizs. 6. Rózsadiagramok a rétegen belüli és szekáns repedések irányairól a déli cisz-uráli permi üledékekben (%)

a - Bugulma-Belebeevskaya-felvidék; b - Ufa fennsík

A tektonikai folyamatok vezető szerepét a platformszerkezeteken történő kőzetrepedés kialakulásában számos kutató megállapította és elismeri. A Bugulma-Belebeevskaya-felvidék felső-permi üledékeinek, valamint az Ufa-fennsík és a Pribelszkaja-síkság alsó-permi kőzeteinek repedéséről szóló tényleges anyag a repedés maximumai és a kőzet előfordulási elemei közötti egyezést jelzi.

A vizsgált terület vízrajzi hálózatának elhelyezkedése is összhangban van az uralkodó repesztési irányokkal. A karbonátlerakódások intenzív karsztosodása szintén a tektonikus repedés lineáris zónáira korlátozódik.

A litogenetikai repedések egy fajtájaszáradó repedések. Szubaerális körülmények között alakulnak ki időjárásálló szerek részvételével, a felszínen nyitottak és gyorsan szűkülnek a mélységgel. Minél kisebb a rétegvastagság, annál nagyobb az ilyen repedések száma. A száradó repedések a felszíntől 2,5-3 m mélységig nyomon követhetők, szélességük 1-2, ritkán 2,5-3 cm a szelvény felső részén, az alsó rész 1-2 mm-ig terjed. A repedések vagy nyitottak, vagy laza humuszanyaggal vannak feltöltve.

Litogenetikus ágynemű törésekmészkőben és homokkőben egyértelműen kifejeződik, a vékonyrétegű mészkövekre jellemző legnagyobb sűrűséggel (0,03–0,1 m) és a legkisebb nyitottsággal (0,1–0,3 cm). A bennük lévő repedéseket általában agyagos anyag tölti ki. A közepes és vastag lemezes mészkövekben a repedések sűrűsége 0,5-0,8 m, szélessége 0,5-2,0 cm A homokkőben az ágyazati repedések sűrűsége 0,05-0,3 m, a szélessége pedig 0-tól. 05-0,1-1-3 cm Szinte minden repedés laza homokos-agyagos töltőanyaggal rendelkezik.

Repedések kirakodása(oldal- és fenéknyomás) a folyóvölgyekben alakulnak ki. Kialakulásuk a kőzetek dekompressziójához kapcsolódik, amelyet az erózió hatására felszabaduló geosztatikus nyomás okoz. A kirakodási zóna vastagsága a kelet-európai és szibériai platformok folyóvölgyeiben irodalmi adatok szerint néhány tíz méter. Az üledékes kőzetekben a bomlott kőzetek eloszlási mélysége erősségüktől függ, és 30-50 m között változik.

A kirakodási repedéseket a legrészletesebben A.G. Lykoshin a folyó völgyében.Ufa a pavlovszki vízerőmű felmérései során. A közleményben 3-25 cm széles repedéseket vett észre, amelyek helyenként agyagos anyaggal vannak kitöltve. A mélységgel a repedések száma és szélességük meredeken csökken. A folyó völgyében Belaya az Ufa régióban, az oldalfal repedései a gipszet a lejtővel párhuzamosan különálló tömbökre törik.

A Bugulma-Belebeevskaya-felvidék, a Kama-Belsky és a Yuryuzano-Aisky mélyedések kiürítési repedéseit gyakorlatilag nem vizsgálták vizuálisan. Meg kell azonban jegyezni, hogy a déli cisz-uráli folyóvölgyekben az intersztrális lefelé irányuló vízáramlások mellett a lejtőkön vízáteresztő és vízálló kőzeteket egyaránt keresztező oldalsó nyomásrepedések hozzájárulnak a vízelvezetéshez. víztartó rétegeket a folyó szintjéig. Ez magyarázza a források alacsony áramlási sebességét, csekély számát, valamint a Belaya, Ika, Ufa, Yuryuzan, Aya, Chermasan, Useni, Dema stb. völgyeinek meredek lejtőin található szintek gyengén kifejezett számát. Wells A völgyek szélén elhelyezkedő és a folyó szintjét el nem érő víz gyakran alacsony víztartalmúnak vagy akár vízmentesnek bizonyul.

Az oldalfalban lévő repedések jelenléte, amelyek a masszívumot forró gázokkal izolálják a Yuryuzan-Ai vízgyűjtő vízgyűjtő rétegeiből, szintén megmagyarázza Baskíria Yangantau „jelenségét” (gáz hőjelensége).

Az ezen a területen végzett hidrogeológiai és vízkutatási munkák kiterjedt anyaga azt mutatja, hogy a sűrű kőzetek vízáteresztő képessége, amely, mint ismeretes, a repedésüktől függ, a folyóvölgyekben jelentősen (átlagosan 10-szer) magasabb, mint a vízgyűjtőkön. Például a Syun, Baza, Chermasan és mások völgyeiben a víztartó ufai homokkövek szűrési együtthatói 1-5 és 10-15 m/nap között mozognak, néha többet is, míg a vízgyűjtőkön nem haladják meg a tized m-t. /nap.

Az agyagos kőzeteknél is megfigyelhető a vízáteresztő képesség hasonló függése az orográfiai viszonyoktól. Ez a mintázat nyilvánvalóan általános jellegű, és gyengült zónák jelenlétét jelzi a folyóvölgyek alatt, ahol a kőzetek vízáteresztő képessége megnövekedett, ezért nagyobb a repedés, amelynek kialakulásában a tehermentesítő tényező kétségtelenül jelentős szerepet játszik.

A kőzetek repedéseit Baskíria gyűrött hegyvidéki régiójában számos kutató (Ju.E. Zsurenko, I.K. Zinyakhina, A.P. Rozsdesztvenszkij, V.A. Romanov, G.S. Szencsenko, R. A. Fatkullin stb.) tanulmányozta. Ezek a tektonikus és litogenetikai típusú repedések domináns fejlődését jelzik ezen a területen.

A kőzetrepedés szinte minden kőzetben megtalálható, szerkezeti helyzettől, kőzettani összetételtől, kortól függetlenül, kisebb-nagyobb repedések komplex rendszerét (hálózatát) alkotva, amelyek jelentős mélységig (300-400 m-ig) átvágják a kőzettömeget. A legnagyobb repedések, amelyek bizonyos irányú rendszerekbe vannak csoportosítva, a masszív és sűrű üledékes, magmás és metamorf kőzeteket tömbökké választják el - különböző formájú és méretű egyedi egységeket.

A Dél-Urál kőzeteibe behatoló repesztési rendszerek között a különböző korú és kőzettani (kőzettani) összetételű kőzetekben a repedés irányában mutatkozik néhány általában jelentéktelen eltérés, amelyet a terepi mérések statisztikai feldolgozása tár fel. Tehát R.A. Fatkullin, az uraltaui antiklinorium metamorf komplexumának prekambriumi kőzeteiben (palák, kvarcitok) 20°, 50°, 280°, 320°, 340°-os azimutokban törnek repedések, a Zilair formáció homokköveiben (D 3 fm – C 1 t) - 0°, 40°, 80°, 350°, az irendiki kiemelkedés szilur és devon korának magmás kőzeteiben - 0°, 20°, 40°, 80°, 350°, a Kizilo devon magmás kőzeteiben -Urtazym synclinorium - 30°, 60°, 90°, 280-300°, 350°.

A térség vízrajzi hálózatának fő irányai egybeesnek a kőzetek repedéseivel.

Kőzet oldhatósága. Ez a folyamat létfontosságú szerepet játszik a karszt kialakulásában. A kőzetek oldhatósága más sók jelenlétében nagyon változó (6., 7., 8. táblázat).

6. táblázat

Oldhatóság jelenlétében (V. M. Levchenko, 1950)

G/l

2,085

2,25

3,14

4,35

7,48

6,96

6,64 ,% hangerő

0,00

0,03

0,30

10,00

100,00

III. Elöntés – kis részecskék mechanikus eltávolítása laza kőzetekből, repedésekből a felszín alatti víz mozgatásával.

A szuffuzió annak a hidrodinamikai nyomásnak az eredménye, amelyet a szűrt víz a kőzetre gyakorol. A tömés általában homokos kőzetekben fordul elő. A részecskék eltávolítása akkor kezdődik, amikor a nyomásgradiens elér egy kritikus értéket. Kritikus gradiens az E.A. szerint. Zamarin egyenlő

γ a homok sűrűsége, n a homok porozitása egységnyi töredékben.

A hidraulikus építmények és csatornák alapjai alatt felszívódás lép fel, és az építmények tönkremeneteléhez vezethet.

6. előadás a felszín alatti vízkészletek felmérése

A talajvíz fejlesztéséhez és kitermeléséhez ismerni kell a felszín alatti vízkészleteket (néha erőforrásoknak is nevezik). Több típusból állnak:

Évszázados

Q század = F×H×µ, ahol F a vízhorizont eloszlási területe, km 2 ; H – a vízhorizont vastagsága, m, µ – vízhozam.

Megújuló természeti erőforrások (tartalékok).

Q ki = MF, ahol M a föld alatti áramlás l/s×km modulja 2 .

Működési tartalékok

Q ex = +0,7Q exc , ahol α az extrakciós együttható, a vízhorizont szintjének süllyesztésének megengedett legnagyobb értéke (általában legfeljebb a vízadó réteg vastagságának a fele, α = 0,5), t a megadott üzemidő, év (általában 15-re számítva) , 25, 50 év).

A talajvíz használatához tudnia kellműködési erőforrások. Ez a talajvíz térfogata m-ben 3 /nap, amely műszakilag és gazdaságilag ésszerű vízvételi műtárgyakkal érhető el adott üzemmód mellett és a követelményeknek megfelelő vízminőséggel a teljes becsült vízfogyasztási időszak alatt.

A működési tartalékokat (erőforrásokat) a következők biztosítják:

természetes (évszázados) kapacitív tartalékok;

természetes (megújuló) erőforrások;

vonzott erőforrásokat;

mesterséges tartalékok (vízmérnöki építés, öntözés, mesterséges utánpótlás során keletkeznek).

A működési tartalékok 4 kategóriába sorolhatók: A, B, C 1, C 2 . Az A és B kategória ipari tartalékok.

Előadás 7. Talajvíz rezsim

Mód alatt a felszín alatti víz alatt szintje, hőmérséklete, kémiai összetétele, valamint időben és térben bekövetkező áramlásának természetes és mesterséges tényezők hatására bekövetkező változását kell érteni.

Természeti tényezők hatására, a felszín alatti vizek rezsimjének befolyásolása, megérteni a felszín alatti vizek utánpótlási és kibocsátási körülményeinek változását a felszíni vizek rezsimjétől, valamint a csapadék mennyiségétől, a hőmérséklettől és a légnyomástól függően. Számos kutató összefüggésbe hozza a felszín alatti vizek állapotának változását a naptevékenységgel.

Mesterséges tényezők, a talajvíz rezsimjét befolyásoló gyakorlati emberi tevékenységekhez kapcsolódnak. Ide tartozik a szivattyúzás, a vízhorizont megemelése a tározókban, az öntözés, a vízelvezetés stb.

Különbséget kell tenni a felszín alatti vízrendszer elemeinek napi, szezonális, éves és hosszú távú változásai között.

A napi szintingadozásokat a legteljesebben tanulmányozták; a levegőztetési zóna nedvességhiányától függenek, és 0,7-3,2 nagyságrendűek.

Az évszakok változása elsősorban a csapadéktól és a talajhőmérséklettől függ; Ezeknek a tényezőknek a hatása tavasszal és ősszel egyértelműen kimutatható.

A talajvíz szintjének éves ingadozása a csapadék mennyiségétől, intenzitásától, nedvességhiányától és a talaj hőmérsékletétől függ. Az ingadozások éves amplitúdója 0,78-3,05 m A 60 éves megfigyelések szerint számos maximumot és minimumot rögzítenek, amelyek 10-13 évente ismétlődnek. A minimális vízállások a száraz évekkel, a maximumok a nedves évekkel esnek egybe.

Szokásos különbséget tenni a felszín alatti vízrendszer két típusa között: a part menti és a vízgyűjtő között.

A vízgyűjtő területeken a talajvíz rezsimje elsősorban csak az éghajlati tényezőktől függ; A felszíni vízszint ingadozása csekély hatással van.

A part menti folyó- és tengeri területeken vagy a tározók közelében a felszín alatti vízjárás közvetlen kapcsolatban áll a felszíni vízrendszerrel; hatásuk az 5-11 km-es távolságokat érinti. A talajvízszint-ingadozás amplitúdója a folyótól 1 km-re található kútban eléri a 6,5 ​​m-t.

A talajvíz rezsimjét a parttól 15 km-re terjedő árapály-áramok befolyásolják.

A nedves éghajlatú területeken a talajvízszint ingadozásának amplitúdója a folyóktól távol általában nem haladja meg az 1-1,5 métert, és ritkán éri el a 2-2,5 métert A legnagyobb amplitúdó tavasszal a hóolvadás időszakában figyelhető meg, a legkisebb télen. A víztartó rétegek termőképessége, valamint a talajvíz kémiai összetétele és hőmérséklete egész évben alig változik.

A hegyvidéki területeken a talajvízszint ingadozása és a víztartó rétegek termőképességének változása egész évben nagyon drámai.

A száraz területeken, akárcsak a nedves területeken, a talajvíz rendszere a meteorológiai tényezőktől függ. E területek rezsimjében az a különbség, hogy a száraz területeken a talajvízszint-ingadozás éves amplitúdója eléri a 6-8 m-t a vízadó termelékenységének jelentős csökkenésével.

A mesterséges tényezők hatására a talajvíz rendszere drámaian megváltozhat. Ez leginkább a vízvételi és bányászati ​​területeken nyilvánul meg, ahol a talajvízszint csökkenése évente legalább 1,5-2 m.

A talajvíz rezsimjének megváltoztatása, különösen a szintingadozása nagy gyakorlati jelentőséggel bír: a szint emelkedésekor épületek elöntése vagy a területek elmocsarasodása következhet be, illetve száraz területeken, ahol a talajvíz 1,5 méteres mélységben fekszik, a szintemelkedés a talajvíz felszínéről történő párolgást és a talajban lévő sók felhalmozódását okozhatja szolonyecek vagy szoloncsakok képződésével.

8. előadás A mérnökgeológia alapjai

Terv:

A kőzetek mérnökgeológiai tulajdonságainak fogalma.

A kőzetek mérnökgeológiai tulajdonságainak vizsgálati módszerei.

A kőzetek alapvető mérnökgeológiai tulajdonságai.

Kőzetek műszaki helyreállítása.

A különféle építmények alapjául szolgáló kőzetek talajok. A talajok olyan kőzetek és talajok, amelyeket többkomponensű rendszerként vizsgálnak, amelyek idővel változnak, azzal a céllal, hogy az emberi mérnöki tevékenység tárgyaként értelmezzék őket. A származási és geológiai fejlődési különbségek miatt a kőzetek nem egyformák. Egyes tulajdonságok változhatnak a szerkezetek működése során. A mérnökgeológiai tulajdonságokat befolyásolják a geomorfológiai viszonyok, a korszerű földtani folyamatok, a hidrogeológiai viszonyok (talajvízmélység, kémiai összetétel) stb.

A kőzetek műszaki-geológiai tulajdonságait tanulmányozzák:

geológiai módszerek (kőzetek kora, eredete, előfordulás jellege, vastagsága) kutak és gödrök fúrásával.

terepi módszerek (bélyegzők) segítségével. Olyan speciális berendezések használatán alapulnak, amelyek lehetővé teszik a kőzetek tulajdonságainak értékelését természetes előfordulásuk körülményei között (feltöltés, szivattyúzás stb.).

laboratóriumi módszerek (granulometrikus összetétel, plaszticitás, természetes páratartalom, porozitás, sűrűség foka, térfogatsúly, talajdiagram stb.).

A kőzetek tanulmányozása során azok állapotát vizsgálják (törések, mállás, repedéskitöltő, nyomószilárdság stb.). A kőzetek szilárdsági tulajdonságainak osztályozását a táblázat tartalmazza. 9.

9. táblázat

A kőzetek osztályozása nyomószilárdság szerint 60-100

100-150

150-230

230-350

350-520

520-800

800-1200

1200-1800

1800-2700

>2700

A kőzetek fő műszaki-geológiai tulajdonságai a következő mutatókat tartalmazzák:

1. A nem kohéziós (szitaanalízissel meghatározott) és kohéziós kőzetek granulometrikus összetételét hidrometriás módszerrel határozzuk meg - a részecskék vízben való különböző ülepedési sebessége alapján. Az elszámolási arányt Stokes határozza meg. A heterogenitási együttható és a részecskeátmérő, amelynél kisebb egy adott kőzet 60, illetve 10% részecskét tartalmaz. Ha K > 3, a kőzeteket heterogénnek nevezzük.

2. Kőzetsűrűség - a szilárd részecskék tömegének és térfogatuknak az aránya (a homokkőzetek sűrűsége általában 2,5-2,8 g/cm³).

3. Kőzet porozitása - az összes pórus térfogatának aránya a kőzet teljes térfogatához: .

4. Homok és kavics esetén meg kell határozni a nyugalmi szöget. Ez az a szög, amelyet egy homokkúp vízszintes síkú felülete alkot, amikor a homokot levegőszáraz állapotban szabadon öntik a síkra.

5. Plaszticitás - a kőzet azon képessége, hogy külső erők hatására alakot változtasson roncsolás vagy szakadás nélkül. A páratartalom tartományban van meghatározva. A plaszticitás felső határa a páratartalom, melynek növekedésével a kőzet elveszti plasztikus tulajdonságait.

A kőzetek műszaki rekultivációja a kőzetek állapotának és tulajdonságainak adott irányú szabályozásából, átalakításából, a granulometrikus összetétel, a kristályrács szerkezetének és a szilárdsági fok megváltoztatásából áll. A műszaki rekultiváció egyes módszerei olyan mélyreható és radikális változásokat idéznek elő, hogy teljesen elveszítik természetes tulajdonságaikat. A kétoldatos szilikátosítás eredményeként a homok monolit kőzetekké alakul. Az agyagos kőzetek égetés, fagyasztás, cementálás után kővé válnak.

A kőzetrekultiváció módszerei: erősítés granulometrikus adalékanyagokkal, mechanikai tömörítés (vibrációs tömörítés), hengerlés, szeizmikus tömörítés, vízredukció stb.

Irodalom

Fő

Vsevolozhsky V.A. A hidrogeológia alapjai: Tankönyv. - 2. kiadás M: A Moszkvai Állami Egyetem kiadója, 2007. 448 p.

Bogomolov G.V. Hidrogeológia a mérnökgeológia alapjaival. M.: "Felsőiskola" kiadó, 1966. 316 p.

További

Abdrahmanov R.F. Baskíria hidrogeoökológiája. Ufa: Informreklama, 2005. 344 p.

Abdrahmanov R.F. Módszertani utasítások a „Hidrogeológia” tantárgy gyakorlati gyakorlatainak elvégzéséhez. Ufa, IG UC RAS, 2008. 44 p.

Abdrahmanov R.F., Martin V.I., Popov V.G. és mások a baskíriai karszt. Ufa: Informreklama, 2002. 383 p.

Abdrahmanov R.F., Chalov Yu.N., Abdrakhmanova E.R. Baskíria friss földalatti vizei. Ufa: Informreklama, 2007. 184 p. pdf A könyv összefoglalja a kutatás eredményeit a geotermikus módszerek alkalmazása elméleti és alkalmazott problémák megoldására...

Strokova L.A. (összeáll.) Mérnöki építmények

• 1,33 MB
• hozzáadva 2011.03.12

oktatóanyag. – Tomszk: Kiadó. TPU, 1999. – 114 p.

A tankönyv a különféle típusú (polgári és ipari, hidraulikus, lineáris) mérnöki szerkezetek figyelembevételével foglalkozik.
A kézikönyv a Tomszki Politechnikai Egyetem Hidrogeológiai és Mérnökgeológiai Tanszékén készült, és hallgatóknak készült...

Talajvíztudomány

Az első betű "g"

Második "i" betű

Harmadik "d" betű

Az utolsó betű az "én"

Válasz a "talajvíztudomány" nyomra, 13 betű:
hidrogeológia

Alternatív keresztrejtvénykérdések a hidrogeológia szóhoz

A geológia ága, a talajvíz tudománya

A hidrogeológia szó meghatározása a szótárakban

Enciklopédiai szótár, 1998 A szó jelentése a szótárban Encyclopedic Dictionary, 1998
HIDROGEOLÓGIA (a hidro... és geológiából) a talajvíz tudománya; összetételüket, tulajdonságaikat, eredetüket, eloszlási és mozgási mintázatukat, valamint a kőzetekkel való kölcsönhatásukat vizsgálja. 2. felére nyúlik vissza a hidrogeológia kialakulása. 19. század

Nagy Szovjet Enciklopédia A szó jelentése a Great Soviet Encyclopedia szótárban
(a hidro... és a geológiából), a talajvíz tudománya, összetételét és tulajdonságait, eredetét, eloszlási és mozgási mintáit, valamint a kőzetekkel való kölcsönhatását vizsgálva. A földrajz szorosan összefügg a hidrológiával, a geológiával (beleértve a mérnökgeológiát),...

Wikipédia A szó jelentése a Wikipédia szótárban
A hidrogeológia (a „víztartalom” + geológia szóból) a felszín alatti vizek eredetét, előfordulási körülményeit, összetételét és mozgási mintáit vizsgáló tudomány. A felszín alatti vizek kőzetekkel, felszíni vízzel és a légkörrel való kölcsönhatását is tanulmányozzák. A gömbbe...

Az orosz nyelv új magyarázó szótára, T. F. Efremova. A szó jelentése a szótárban Az orosz nyelv új magyarázó szótára, T. F. Efremova.
és. A felszín alatti vizek eredetét, mozgását, tulajdonságait, valamint felhasználási lehetőségeit vizsgáló tudományág. A talajvíz geológiai állapota. területeken.

Példák a hidrogeológia szó használatára az irodalomban.

Még Vernadszkij idejében is hidrogeológia hogy a tudomány még nem szerzett gyakorlati jelentőséget.

Jean Baptiste Lamarck című munkájában hidrogeológia a földgömbön élő élőlények összességének jelölésére.

Egy speciális csoport az alkalmazott jelentőségű iparágakból áll: hidrogeológia, mérnökgeológia, geokriológia stb.

Kevesen tudják a választ arra a kérdésre, hogy mi a hidrogeológia? Sajnos csak kevesen vannak tisztában azzal, hogy létezik ilyen szó, ilyen fogalom. De kétségtelenül tudnia kell, hogy a hidrogeológia nem csak a természettudomány vagy valami más általánosított tudomány, hanem a talajvíz tudománya ("hidro" - víz, "geo" - föld, "logos" - szó).

Definíció és általános információk

A hidrogeológia olyan tudomány, amely a felszín alatti vizeket vizsgálja: mozgását, eredetét, összetételét (kémiai), előfordulási körülményeit, a légkörrel, a felszíni vízzel és a kőzetekkel (hegyekkel) való kölcsönhatás mintázatait. Ez a tudomány több részből áll, beleértve a talajvíz dinamikáját, a hidrogeokémiát, valamint az ásvány-, termál- és ipari vizek tanulmányozását. A hidrogeológia összekapcsolódik a geológiával (különösen a mérnökgeológiával), a földrajzzal, a hidrológiával és más, a Földet tanulmányozó tudományokkal.

A szükséges számítások elvégzéséhez nemcsak matematikai, hanem kémiai, fizikai és geológiai kutatási módszereket is alkalmaznak. Hidrogeológia nélkül problémás a vízbefolyások előrejelzése, a hidraulikus építmények környezeti következményeinek kiküszöbölése (ilyenek például a tározók, gátak, vízerőművek, hajózási zsilipek stb.), valamint a különböző rendeltetésű és minőségű vízlelőhelyek felhasználásának tervezése ( ivó, műszaki, ásványi, ipari, termikus) .

Mi az a talajvíz?

Föld alatti víz alatt a földfelszín alatt, a földkéreg felső részén, kőzetekben (folyékony, gáz- és szilárd halmazállapotban egyaránt) elhelyezkedő vizet értjük. Ezek egyfajta ásványi anyag. A felszín alatti vizeket talajvízre, talajvízre, rétegközi, artézi és ásványvízre osztják. Amikor megismerkedünk a „hidrogeológia” fogalmával, a talajvíz a vizsgálat tárgya, ezért általános ismerete szükséges a felszín alatti vízről.

Kirándulás a történelembe

Vannak olyan források, amelyekből arra következtethetünk, hogy az emberiség ősidők óta tudott a talajvízről. Biztosan ismert, hogy az ie 2-3. évezredben Kínában, Egyiptomban és számos más országban (civilizációban) voltak kutak, amelyek mélysége több tucat méter volt. Arisztotelész, Thalész, Lucretius, Vitruvius (ókori görög és római tudósok) már a Kr.e. 1. évezredben leírták a víz tulajdonságait, eredetét és keringését a természetben, így a felszín alatti vizekben is. Kr.e. 312-ben Affliano városában egy alagutat építettek a föld alatt, amelyben a víz gravitáció folytán áramlott.

Al-Biruni arab filozófus az i.sz. 1. évezredben javasolta először, hogy a források felett legyen földalatti víztározó (tározó), hogy az felfelé áramolhasson. Egy perzsa (ma Irán) Karadi kutató formálisan megértette a víz körforgását a természetben és annak kutatását, beleértve a fúrást, mint keresési módszert. Ezek és sok más történelmi tény arra utal, hogy a hidrogeológia tudomány, amelynek ismerete az ókorban keletkezett. Az ókori kutatásokból származó információkat a modern tudósok nagyrészt megerősítették.

A Szovjetunió hidrogeológiája

A hidrogeológia tudománya csak az 1917-es októberi forradalom után kezdett intenzív fejlődésnek hazánkban. 1922 óta Oroszország a Szovjet Szocialista Köztársaságok Uniója lett. Ekkor alakultak ki az első hidrogeológiai központok. Körülbelül ötven év alatt kialakult egy általános hidrogeológia, amely hatalmas tudásanyagot tartalmazott. A geológiai ismeretek nagyon informatív és jelentős területévé vált. Ezt az intenzív fejlődést nagyban segítette és meghatározta a növekedés ütemét a forradalom előtti Oroszország geológiájának és hidrogeológiájának termékeny időszaka.

Lomonoszov, Krasheninnikov, Zuev, Lepekhin, Falk és még sokan mások felbecsülhetetlen értékű hozzájárulásukat adtak a tudományhoz (és nem csak a hidrogeológiához). Szovjet-Oroszországban a szovjet előtti tapasztalat utódai olyan kiváló tudósok voltak, mint Lvov, Lebegyev, Himenkov, Vaszilevszkij, Butov, Obrucsev és a tudomány sok más szolgája, akik a Szovjetunióban hidrogeológiai kutatásokat szerveztek és fúrások katalógusait készítettek. A hidrogeológia fokozatosan emelkedett ki más geológiai tudományok közül. Ebben az időszakban alakultak ki a hidrogeológia alapjai a Szovjetunióban és Oroszországban.

A hidrogeológia irányai

Tekintettel arra, hogy a hidrogeológia nagy mennyiségű tudást, vizsgálati módszereket, célvizsgálati kérdéseket, valamint közvetett problémákat fed le egy olyan területen, mint a talajvíz, ennek a tudománynak több területe is létezik:

• Regionális. Ez az irány a regionális (a világ különböző országai és geoszerkezete) új, föld alatti vízmedencék tanulmányozására irányul.
• Genetikai. A terület tudományos elemzése során sós vizeket, termálvizeket, sósvizeket (a sekélyebbtől a mélyebbig) vizsgáltak.
• Hidrodinamikus. A víz mozgására vonatkozó számítási résszel és e mozgás mintázataival foglalkozó irányvonal, modellek készítése matematikai modellezéssel.
• Hidrogeokémiai. Vizsgálat tárgyát képezi a víz összetételének, képződésének körülményeinek figyelembe vétele, a különféle problémák megfogalmazása és megoldása, beleértve az ásványi anyagok felkutatását is.
• Paleohidrogeológiai. Tanulmányozzák a tudomány kialakulásának történeti alapjait és szerepét.
• Ökológiai. Részt vesz a talajvíz védelmében.

Víz a földkéregben: eloszlás, zónák

A talajvíz különleges eloszlású a földkéregben - mintegy két emeletet alkot. Az első emeletet, az alsót sűrű (magmás és metamorf) kőzetek alkotják, aminek következtében meglehetősen korlátozott mennyiségű vizet tartalmaz. A talajvíz nagy részét tartalmazó második emelet üledékes kőzetekből áll. A legfelső emeleten található nagy mennyiségű víz miatt több zónára oszlik:

Talajcsoportok vízáteresztő képesség szerint

A talaj vízáteresztő képessége a víz áteresztő képessége. Ettől a mutatótól függően a talajok a következők:

1. Az áteresztő talajok olyan talajok, amelyeken a víz meglehetősen könnyen áthalad és megszűrődik. A homok és a kavics az ilyen sziklák közé tartozik.
2. Vízálló - olyan talajok, amelyek minimális vízfelvételi képességgel rendelkeznek. Az agyagok ebbe a csoportba tartoznak - miután vízzel telítették, nem engedik át a vizet. A vízálló kőzetek leghíresebb példái a márvány és a gránit.
3. Félig áteresztő - olyan talajok, amelyek korlátozott mértékben engedik át a vizet: agyagos homok, laza homokkő.

Hidrogeológiai medencék

A felszín alatti vízmedencéket hidrogeológiainak nevezzük. Ez azt jelenti, hogy a földalatti hidroszférában olyan vizek rendszere van, amelyet nemcsak az előfordulási feltételek, hanem a geológiai és szerkezeti határok közössége is jellemez. A hidrogeológiai medencék több csoportra oszthatók.

• Artézi - medencék csoportja, amelyek negatív elem számos hidrogeológiai medencében, amelyek vízfelhalmozódás (természetesen a föld alatt) és nyomás alatti képződményvizet tartalmaznak.
• Felszín alatti víz - medencék, amelyek a felszín alatti vízáramlások egész rendszere, amelyet a hidrodinamikai határok helyzete különböztet meg.
• A hasadékvizek olyan medencék, amelyek karszt-, hasadék- és hasadékos vizek hidrogeológiai masszívuma.
• A földalatti vízelvezetés - akárcsak a földi medencék esetében, ez egy általános irányú vízáramlási rendszer (természetesen, föld alatt).

Hidrogeológiai rendszerek

Van olyan, hogy hidrogeológiai rendszer. Ez a rendszer a „geológiai testeknek” nevezett testek egyesülése, amelyekben a vizek nem csak összekapcsolódnak, hanem általános mozgástörvényekkel is rendelkeznek. Természetesen a talajvízről beszélünk. A rendszerelemek közötti kapcsolatok és kölcsönhatások háromféleek lehetnek:

1. Közvetlen – közös határon átnyúló interakció.
2. Közvetett - egy rendszer más elemei vagy a vizsgált rendszerrel határos rendszeren keresztül.
3. Közvetett - kívülről származó elemek egy másik rendszeren keresztül jutnak be az elemzett rendszerbe.

Maguk a rendszerek természetes és természetes-technogén rendszerekre oszthatók. Természetes és mesterséges építmények is.

A mai hidrogeológia

A talajvíz jelenlegi állapotát, az emberi tevékenység hatására bekövetkező változásait a gazdasági tevékenység területén a mérnöki hidrogeológia vizsgálja. Természetesen ez nem egy külön tudomány, hanem a hidrogeológia egészének egy ága.

A hidrogeológia és a mérnökgeológia a mérnöki tevékenységek talajvízre gyakorolt ​​hatását, kémiai tulajdonságait, a kőzetekkel való kölcsönhatást és a kőzetrétegekben zajló folyamatokat vizsgálja. Ma a legsürgetőbb kérdés, amellyel a szakértők foglalkoznak, a talajvíz ésszerű felhasználása.

Nemcsak a vízfogyasztással kell foglalkozni, hanem arra is, hogy a kimerülés, szennyezés ne minimális költséggel történjen. Ugyanakkor továbbra is aktuális a talajvíz kezelésének szükségessége a gazdasági tevékenységek során.

Mint ilyen, a tudomány felszín alatti vizek 1674-ben jelent meg, miután P. Perrault tudós megjelentette „A források eredete” című munkáját, hivatalos nevét pedig a „Hidrogeológia, avagy a víz hatásának tanulmányozása a földgömbre” című könyv 1802-es megjelenése után kapta. J. Lemarck.

A tudósok szerint a hangerő Talajvíz 60 000 000 km3, vagyis a hidroszféra teljes térfogatának 3,83%-a. (forrás: World Water Balance..., 1974; Gavrilenko, Derpgolts, 1971; stb.)

A talajvíz...

A talajvíz mint olyan pontosabb megértése érdekében bemutatunk néhány mérvadó szótárakból és enciklopédiákból származó definíciókat.

Hegyi enciklopédia

A talajvíz ... a földkéreg felső részének kőzetrétegeiben folyékony, szilárd és gőz halmazállapotú víz. P.v. a Vízkészlet részei. Létezési területein P. v. hőmérséklet -93 és 1200°C között, nyomás - több és 3000 MPa között...

A. A. Konopljantsev.

Hegyi enciklopédia. M.: Szovjet enciklopédia. Szerkesztette: E. A. Kozlovsky. 1984-1991

Ökológiai szótár

Felszín alatti víz - felszín alatti víztestekben található víz, beleértve az ásványvizet (az Orosz Föderáció vízügyi szabályzata)

EdwART. Környezetvédelemmel, környezetgazdálkodással és környezetbiztonsággal kapcsolatos fogalmak és definíciók. Szótár. 2010

Földrajzi Szótár

A föld felszíne alatt található víz, kőzetekben és talajban bármilyen fizikai állapotban.

Földrajzi Szótár. 2015

A talajvíz eredete

Eredet Talajvíz régóta izgatja az emberiség legjobb elméinek képzeletét. A legmerészebb feltevések és hipotézisek hangzottak el, és az igazságosság kedvéért meg kell jegyezni, hogy sok közülük helyesnek bizonyult. Ésszerű feltételezések szerint a talajvizet a Közel-Kelet, Közép-Ázsia és Kína száraz vidékein használták már ie 3000-2000 között. A felszín alatti vizek eredetére vonatkozó első hipotézis, amely eljutott hozzánk, a Kr.e. 7. századból származik. e. Thalész ókori görög filozófushoz tartozik. Később Platón egyetértését fejezte ki ezzel a hipotézissel. Az ókori görög filozófusok azt feltételezték, hogy a talajvíz a földalatti barlangokban lehűtött levegőből származik.

A talajvíz különböző halmozódási állapotokban léteznek. Felhalmozódnak a földkéreg vastagságában, és ott üregeken, pórusokon és repedéseken keresztül különféle módon mozognak. Azokon a helyeken, ahol vízálló kőzetek vannak, felhalmozódnak, és egymással összekapcsolt földalatti tározókat képeznek - földalatti víztartó rendszereket, amelyek az egész Földet körülveszik.

A felszín alatti vizek széles körben használhatók az emberi gazdasági tevékenységek során. Egyrészt édesvízforrás, másrészt a felszín alatti víz sok ember számára fontos ásványi anyag forrása. A gyógyító ásványvizeket mindenki jól ismeri. A cikkben részletesen tárgyalt meleg vagy geotermikus vizek, vagyis a Föld forró vizei nemcsak hasznos ásványi anyagok forrásai, hanem elérhető és ingyenes geotermikus energiát is biztosítanak az embereknek.

A talajvíz fajtái

O. Meinzer (1935) a következőképpen osztályozta a kőzetekben talált vizeket:

• Szabad állapotú, önálló mozgásformára képes vizek, az adott víztípustól függően eltérőek:
  * gőz (gőz);
  * gravitációs vizek (szivárgó folyadékcseppek, földalatti áramlások);
  * szuperkritikus állapotban - kritikus feletti hőmérsékletű és nyomású felszín alatti víz.
• Megkötött állapotban lévő, önálló mozgásformákra képtelen, szabad állapotba (más vízfajtákba) való átmenet nélkül:
  * az ásványok kristályszerkezetéhez kémiailag kötött víz;
  * víz, fizikai-kémiailag és fizikailag kapcsolódik a kőzetek ásványi részecskéinek (csontvázának) felületéhez;
  * a kötöttből a szabadba átmeneti állapotú víz, beleértve a kapillárishoz kötött vizet is;
  * immobilizált (vákuum) víz;
  * szilárd víz.

A vízcsere intenzitása alapján a talajvíz a következő kategóriákba sorolható:

• Az aktív vízcsere zónája a földfelszíntől 300/500 méterre, a víz megújulási ideje több évtől több tíz évig terjed;
• Lassú vízcsere zóna - 500/2000 méterrel a föld felszínétől, a víz megújulási ideje több tíz és száz év;
• A passzív vízcsere zóna több mint 2000 méterre van a felszíntől a víz megújulása több millió év alatt megy végbe.

A talajvíz osztályozása ásványosodási fok szerint:

• Az aktív vízcsere zónája a földfelszíntől 300/500 méterre található, az édesvíz dominál, legfeljebb 1 gramm/liter sótartalmú;
• Lassú vízcsere zóna - a földfelszíntől 500/2000 méterre, sós vizek 1-35 g/l sótartalommal;
• A passzív vízcsere zónája több mint 2000 méterre van a felszíntől, a sós víz sótartalmát tekintve közel van a tengervízhez, több mint 35 g/l.

Osztályozási alcím víz, attól függően, hogy milyen üregeket töltenek ki:

• Pórus alszakasz víz - homokban, kavicsban...;
• Crack alszakaszok víz - gránitokban, homokkőben és más kőzetekben;
• Karszt alszakasz víz - oldható kőzetekben (gipsz, mészkő, dolomit...) található víz.

A talajvíz osztályozása hőmérséklet szerint (Shcherbakov, 1979)

Fontos tényező a talajvíz hőmérséklete. Ezt a kérdést a „Hőforrások vagy a Föld melegvizei” című cikk tárgyalta. Egy érdekes tényt jegyezzünk meg: nagy mélységben a víz eléri az úgynevezett „vízplazma” állapotot. Ezt az állapotot az jellemzi, hogy a víz egyrészt megszűnik „víz” lenni, másrészt nem vált vízgőzné. Ez akkor fordul elő, ha a magas hőmérséklet miatt a molekulák mozgási sebessége összevethető a vízgőzmolekulák mozgási sebességével, és a sűrűség ugyanaz marad, mint a folyékony vízé. Az ilyen gőz-víz keveréket gyakran úgynevezett gejzírek formájában lökdösik a felszínre.

Túlhűtött talajvíz

• Hőszint: kivételesen hideg.
• Hőmérséklet skála: 0 °C alatt.
• átmenet szilárd állapotba.

Hideg talajvíz - 1. típusú

• Hőszint: nagyon hideg.
• Hőmérséklet skála: 0-4 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: 3,98°C a víz maximális sűrűségének hőmérséklete.

Hideg talajvíz - 2. típusú

• Hőszint: mérsékelten hideg.
• Hőmérséklet skála: 4-20 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: A viszkozitás mértékegységét (centipoise) 20°C hőmérsékleten határozzuk meg.

Felszín alatti termálvizek - 1. típusú

• Hőszint: meleg.
• Hőmérséklet skála: 20-37 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: az emberi test hőmérséklete körülbelül 37 ° C.

Felszín alatti termálvizek - 2. sz

• Hőszint: forró.
• Hőmérséklet skála: 37-50 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: optimális hőmérséklet a baktériumok növekedéséhez.

Felszín alatti termálvizek - 3. sz

• Hőszint: elég meleg.
• Hőmérséklet skála: 50-100 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: gőzállapotba való átmenet.

Túlmelegedett talajvíz - 1. típusú

• Hőszint: mérsékelten túlfűtött.
• Hőmérséklet skála: 100-200 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: termometamorfizmus (karbonátok hidrolízise CO2 felszabadulásával, abiogén H2S képződése stb.).

Túlmelegedett talajvíz - 2. típusú

• Hőszint: nagyon túlmelegedett.
• Hőmérséklet skála: 200-372 °C alatt.
• A hőmérsékleti határértékek fizikai és biokémiai kritériumai: a szerves anyagok karbonizációs folyamatai és a szénhidrogének képződése.

Nem nyomásos vizek:

• A felszín alatti víz és az ültetett víz az első víztartó réteg a föld felszínéről, vagy más módon víztartó réteg, amely az első át nem eresztő rétegen fekszik (ellentétben az évelő vízzel, a talajvíz általában egy regionálisan elterjedt, kis áteresztőképességű kőzetréteg jelenlétével társul, ezek a vizek takarmánykutak);
• Interstratális vizek, víztartó rendszerek - föld alatti tározók, gyakran összekapcsolva, amelyekben a vízzáró réteg fent és alatt egyaránt található;
• Hasadék- és hasadékkarsztos talajvíz.

Nyomás alatti víz vagy artézi víz

A nyomás alatti vizek vagy az artézi vizek olyan artézi medencék, amelyekben a víz nyomás/hidraulikus nyomás alatt áll két vízálló kőzet között.

Fiatalkori vizek

Szintén az úgynevezett fiatalkori vizekre szeretnénk összpontosítani. Ez alatt a vizeket értjük, amelyek eredete a magmás olvadékokban zajló hidrogén és oxigén szintézis folyamataiból adódik. Továbbá ezek a vizek felfelé emelkedve keverednek más típusú talajvízzel. A fiatalkori vizekre vonatkozó hipotézist először E. Suess osztrák geológus fogalmazta meg 1902-ben.

Meg kell jegyezni, hogy a permafrost zónákban a felső szint talajvíz fagyott és szilárd állapotban van.

A felszín alatti víz egyik formája az úgynevezett „fizikailag kötött víz”. Azért kapta ezt a készítményt, mert kölcsönhatásba lép a kőzetrészecskékkel, és azok vonzzák. Minél kisebbek a részecskék, annál több vizet tudnak magukhoz vonzani.

Nagyon sok közönséges víz van a föld alatt, amely a gravitáció miatt ott helyezkedik el, ezért ezeket „gravitációs vizeknek” nevezik. Közülük két típus különböztethető meg - nyomásos és nyomás nélküli víz.

A talajvíz fizikai tulajdonságai

A talajvíz következő fizikai tulajdonságait különböztetjük meg:

• Zavarosság és átlátszóság;
• Chroma;
• Illat és íz;
• Hőfok;
• Viszkozitás;
• Radioaktivitás.

A talajvíz témája nagyon kiterjedt, és nyilvánvaló, hogy egyszerűen lehetetlen egy cikkben megjeleníteni. Igyekeztünk kiemelni a mi szempontunkból a legfontosabbakat. Örülünk, ha ez az anyag ösztönzi Önt egy ilyen érdekes téma részletesebb tanulmányozására.

A talajvíz

A felszín alatti víznek tekintjük a földkéregben található összes vizet, amely a Föld felszíne alatt, kőzetekben gáz-, folyékony és szilárd halmazállapotú halmazállapotban található. A talajvíz a hidroszféra – a földgömb vizes héjának – részét képezi. A Föld beleiben található édesvízkészletek a Világóceán vizének legfeljebb 1/3-át teszik ki. Oroszországban mintegy 3367 felszín alatti vízlelőhely ismeretes, amelyeknek kevesebb mint 50%-át hasznosítják. A felszín alatti vizek esetenként földcsuszamlásokat, területek elmocsarasodását, talajsüllyedést okoznak, megnehezítik a bányászatokat a talajvíz beáramlásának csökkentése érdekében, a lerakódásokat lecsapolják és vízelvezető rendszereket építenek.

A hidrogeológia története

A talajvízzel kapcsolatos ismeretek felhalmozódása, amely az ókorban kezdődött, a városok és az öntözött mezőgazdaság megjelenésével felgyorsult. Különösen az ásott kutak építése, amelyeket Kr.e. 2-3 ezerben építettek, hozzájárult. e. Egyiptomban, Közép-Ázsiában, Kínában és Indiában, és eléri a több tíz méteres mélységet. Ugyanebben az időszakban jelent meg az ásványvízzel való kezelés.

A természetes vizek tulajdonságairól és eredetéről, felhalmozódásuk körülményeiről és a víz körforgásáról a Földön az első elképzeléseket Thalész és Arisztotelész ókori görög tudósok, valamint az ókori római Titus Lucretius Cara és Vitruvius művei írták le. A felszín alatti vizek vizsgálatát elősegítette az Egyiptomban, Izraelben, Görögországban és a Római Birodalomban folyó vízellátással kapcsolatos munka bővülése. Felmerült a nyomásmentes, nyomásos és önfolyó vizek fogalma. Ez utóbbi a Kr.u. 12. században kapott. e. az artézi név a franciaországi Artois tartomány (az ősi név Artesia) nevéből származik.

Oroszországban a talajvízről mint természetes megoldásról, a légköri csapadék beszivárgásával és a talajvíz geológiai aktivitásával kapcsolatos első tudományos elképzeléseket M. V. Lomonoszov fejezte ki „A Föld rétegeiről” (1763) című esszéjében. A 19. század közepéig a talajvíz kutatása a geológia szerves részeként fejlődött, majd külön tudományággá vált.

A talajvíz eloszlása ​​a földkéregben

A földkéreg talajvize két szinten oszlik el. A sűrű magmás és metamorf kőzetekből álló alsó szint korlátozott mennyiségű vizet tartalmaz. A víz nagy része az üledékes kőzetek felső rétegében található. Három zóna van benne - a felső szabad vízcsere zóna, a középső vízcsere és az alsó lassú vízcsere zóna.

A felső zóna vizei általában édesek, ivóvíz, háztartási és műszaki vízellátásra használják. A középső zónában különféle összetételű ásványvizek találhatók. Az alsó zóna erősen mineralizált sóoldatot tartalmaz. Brómot, jódot és egyéb anyagokat vonnak ki belőlük.

A talajvíz felszínét „talajvíztáblának” nevezik. A talajvízszint és a víztartó réteg közötti távolságot „a víztartó réteg vastagságának” nevezik.

A talajvíz kialakulása

A talajvíz többféleképpen képződik. A talajvíz keletkezésének egyik fő módja a csapadék és a felszíni vizek beszivárgása vagy beszivárgása. A szivárgó víz eléri a vízzáró réteget és felhalmozódik rajta, telítve porózus és porózus repedezett kőzeteket. Így keletkeznek a víztartó rétegek, vagyis a talajvízhorizontok. Ezenkívül a talajvíz a vízgőz kondenzációjával képződik. Fiatal eredetű talajvizet is azonosítanak.

A talajvíz képződésének két fő módja - beszivárgás és a légköri vízgőz kőzetekben való kondenzációja - a talajvíz felhalmozódásának fő módja. A beszivárgó- és kondenzvizeket vadose vizeknek (latinul vadare – menni, mozogni) nevezik. Ezek a vizek a légkör nedvességéből képződnek, és részt vesznek a természet általános vízkörforgásában.

Beszivárgás

A talajvíz a földfelszínre hulló és bizonyos mélységig a talajba szivárgó légköri csapadékvizekből, valamint a talajba is beszivárgó mocsarak, folyók, tavak, tározók vizeiből képződik. Az így a talajba jutó nedvesség mennyisége az összes csapadékmennyiség 15-20%-a.

A víz talajba való behatolása e talajok fizikai tulajdonságaitól függ. A vízáteresztő képesség tekintetében a talajokat három fő csoportra osztják - áteresztő, félig áteresztő és vízálló vagy vízálló. Az áteresztő kőzetek közé tartoznak a durva kőzetek, kavicsok, kavicsok, homok és töredezett kőzetek. A vízálló kőzetek közé tartoznak a sűrű magmás és metamorf kőzetek, például a gránit és a márvány, valamint az agyagok. A félig áteresztő kőzetek közé tartozik az agyagos homok, a lösz, a laza homokkő és a laza márga.

A talajba beszivárgó víz mennyisége nemcsak annak fizikai tulajdonságaitól függ, hanem a csapadék mennyiségétől, a terep lejtésétől és a növénytakarótól is. Ugyanakkor a hosszan tartó szitáló eső jobb feltételeket teremt a szivárgáshoz, mint a heves esőzés.

A meredek lejtők növelik a felszíni lefolyást és csökkentik a csapadék beszivárgását a talajba, míg az enyhe lejtők éppen ellenkezőleg, fokozzák a beszivárgást. A növénytakarás fokozza a lehullott nedvesség elpárolgását, ugyanakkor késlelteti a felszíni lefolyást, ami elősegíti a nedvesség talajba szivárgását.

A földkerekség számos területén a beszivárgás a talajvíz képződésének fő módja.

A talajvizet mesterséges hidraulikus építmények, például öntözőcsatornák is képezhetik.

A vízgőz kondenzációja

A talajvíz kialakulásának második módja a vízgőz kőzetekben való lecsapódása.

Fiatalkori vizek

A fiatalkori víz a talajvíz képződésének másik módja. Az ilyen vizek a magmakamra differenciálódása során szabadulnak fel, és „elsődlegesek”. Természetes körülmények között tiszta juvenilis vizek nem léteznek: a különböző módon képződött talajvíz keveredik egymással.

A talajvíz osztályozása

A talajvíznek négy típusa van: ülő, szórványos, talajvíz, nyomás alatti (artézi) és örökfagyos talajvíz.

• Az előfordulás körülményei szerint: pórus, képződés, törés.
• A mineralizáció mértékétől függően: ultrafriss, friss, ásványos, sós, sós és sós.
• Hőmérséklet szerint: túlhűtött, hideg és termikus.
• Minőségtől függően: műszaki, ásványi és ivóvíz.

Verhovodka

Verhodka és a talajvíz

A Verhodka a földfelszín közelében fekvő talajvíz, amelyet változó eloszlás, élettartam és áramlási sebesség jellemez. A Verkhodka általában a föld felszínéről az első vízadó rétegen vagy a víztartó rétegben lévő vízadó üledékrétegen képződik, helyi eloszlású és szezonális jellegű. A Verhodka elegendő nedvességtartalmú időszakokban létezik, és száraz időben eltűnik. Azokban az esetekben, amikor az át nem eresztő réteg a felszín közelében helyezkedik el, vagy a felszínre kerül, vízeltömődés alakul ki. Az ülővíz gyakran magában foglalja a talajvizet is, vagy a talajrétegben lévő vizet, amelyet szinte kötött víz képvisel, ahol cseppfolyós víz csak a túlzott nedvesség időszakában van jelen.

Az ücsörgő vizek általában frissek, enyhén mineralizáltak, de gyakran szerves anyagokkal szennyezettek, és fokozott mennyiségű vasat és kovasavat tartalmaznak. Az ülővíz általában nem szolgálhat jó vízellátási forrásként. Szükség esetén azonban intézkednek az ilyen típusú vizek mesterséges megőrzéséről: tavakat telepítenek, folyók elvezetését, a kitermelt kutak állandó táplálását, növényzet telepítését vagy a hóolvadás késleltetését.

Talajvíz

A felszín alatti víz az a víz, amely először fekszik a felszínen, és regionális eloszlású. Általában szabadon folyóak, ritkán helyi nyomásúak, többé-kevésbé állandó áramlási sebesség jellemzi őket. Talajvíz előfordulhat laza porózus kőzetekben és kemény repedéses tározókban is. A talajvíz szintje szezonális ingadozásoknak van kitéve, és befolyásolja a csapadék mennyisége, az éghajlat, a domborzat, a növényzet jelenléte és az emberi tevékenységek. A talajvíz a vízellátás egyik forrása (főleg a felszín alatti vízkivezetéseket forrásoknak vagy forrásoknak nevezzük).

Artézi vizek

Nyomásos (artézi) víz olyan víz, amely egy víztartó rétegben helyezkedik el, a víztartó rétegek közé zárva, és a feltöltődés és a víz felszínre kerülésének helyén a szintkülönbség miatt hidrosztatikus nyomást fejt ki. Állandó áramlási sebesség jellemzi. Az artézi vizek feltöltődési területe, amelynek medencéi esetenként több ezer kilométeres méretet is elérnek, általában a vízáramlási terület és a nyomás alatti vizek Föld felszínére való kivezetése felett helyezkednek el. Az artézi medencék táplálkozási területei időnként jelentősen eltávolodnak a vízkitermelési helyektől - különösen a Szahara egyes oázisaiban csapadékként hullott víz érkezik Európa fölé.

Linkek

• Hidrogeológia a „Bányászati ​​Enciklopédia” honlapján

Geológia
Összetétel és szerkezet
Történelmi
Mozgalom
Hidrogeológia
Geofizika
Ásványok

Wikimédia Alapítvány. 2010.

Szinonimák:

Nézze meg, mi a „Hidrogeológia” más szótárakban:

Hidrogeológia… Helyesírási szótár-kézikönyv

A talajvíz tudománya: eredetéről, előfordulási körülményeiről, mozgási törvényeiről, rezsimjéről, fizikairól. és chem. tulajdonságai, kölcsönös kapcsolat szilárd ásványokkal, légköri és felszíni vizekkel, gazdasági jelentőségük (ásványok, kutatás... Földtani enciklopédia

- (görögül, hydor víz, ge föld és logosz szóból). Az a doktrína, amely szerint a földfelszín kialakulását a víz hatásának tulajdonítják; más néven neptunizmus. Az orosz nyelvben szereplő idegen szavak szótára. Chudinov A.N., 1910. HIDROGEOLÓGIA ... Orosz nyelv idegen szavak szótára

Hidrogeológia- - a felszín alatti vizek eredetét, előfordulási körülményeit, összetételét és mozgási mintáit vizsgáló tudomány. A felszín alatti vizek kőzetekkel, felszíni vízzel és a légkörrel való kölcsönhatását is tanulmányozzák. A hidrogeológia szorosan összefügg a...... Olaj és gáz mikroenciklopédia

- (a víz... és a geológiából), a talajvíz tudománya; összetételüket, tulajdonságaikat, eredetüket, eloszlási és mozgási mintázatukat, valamint a kőzetekkel való kölcsönhatásukat vizsgálja. A 19. század második felében alakult ki... Modern enciklopédia