Grunnvann. Typer av akviferer og bestemmelse av grunnvannsnivå

Konsept i geologi

Som et geologisk konsept er grunnvannstanden en vilkårlig linje under hvilken bergarten er fullstendig mettet med vann. Etter at regn eller snø smelter, går en stor mengde vann under jorden gjennom porene i jorda. Nivået som dette vannet stopper på, siden alle porene under allerede er fylt med det, er nivået av grunnvann i sin rene form.

Dybden på dette nivået avhenger i stor grad av terrenget, samt tilstedeværelsen av en elv eller innsjø i nærheten. I fjellområder kan grunnvannsdybden overstige 100 m, mens den i sumpete lavland kan bli 1-2 m, og noen steder bare noen få centimeter fra overflaten.

Grunnvannstanden er ikke en statisk indikator, men kan svinge avhengig av årstiden og nedbørsintensiteten, og disse svingningene kan være ganske betydelige og nå flere meter.

Den laveste grunnvannstanden observeres vanligvis om vinteren.

Det er om vinteren den kommer ned i bakken minimal mengde vann. Frossen jord blir ugjennomtrengelig for nedbør. Og selve nedbøren faller overveldende i form av snø, som ikke smelter før vårvarmen.

Hvis vi går bort fra den vitenskapelige definisjonen, er grunnvannstanden det vannlaget som er nærmest jordoverflaten og er atskilt fra de nedre akviferene med et lag med stein eller leirejord som hindrer dette vannet i å siver dypere.

Det er klart at en slik definisjon er upresis, siden geologi skiller tre typer grunnvann:

• sittende vann, hvis dybde er 2-3 m fra overflaten og som har en tendens til å forsvinne om vinteren og i tørt vær;
• Gravitasjonsgrunnvann er vannlaget som ligger under bakken over det første ugjennomtrengelige laget. Nivået på slike vann avhenger helt av atmosfærisk nedbør og forblir relativt stabil, siden det ikke er noe trykk i dette vannlaget;
• artesisk vann er et vannlag som ligger mellom to ugjennomtrengelige lag. Hvis du bryter gjennom det øvre vanntette laget, vil vannet fra dette laget stige oppover under trykk. Vann fra denne akviferen brukes til å konstruere artesiske brønner.

Men siden det er grunnvann som gir byggherrer mest trøbbel ved bygging av groper til fundamenter og kjellere, er det av dette laget grunnvannstanden bestemmes. Derfor, for praktisk arbeid, er denne definisjonen av grunnvannsnivå ganske egnet.

Grunnvann

Konstruksjonen av enhver struktur som krever bygging av et fundament, må begynne med å bestemme grunnvannsnivået. Det er et mønster: jo høyere grunnvannet er plassert, jo lavere blir bæreevnen til jorda.

I noen tilfeller er det bedre å forlate byggingen. For eksempel, hvis det mellom det vanntette laget og jordoverflaten er et lag med finkornet sand blandet med siltpartikler, blir det til flytende materiale når grunnvannet kommer inn i det. Hvis det er et lag med leirskifer på dette nivået, så mykner det og mister stabilitet når vann kommer inn i det.

Det er generelt akseptert at hvis grunnvann er funnet på en dybde på mindre enn 2 m, så er dette høy level grunnvann. På dette nivået er det bedre å nekte enhver konstruksjon som krever bygging av en dyp grøft eller grop, siden kostnadene ved å bygge en null syklus vil være uforholdsmessig høye. Tross alt, i dette tilfellet vil grunnvann ganske enkelt oversvømme den gravde gropen, og det vil være umulig å fylle fundamentet.

Selv om du pumper ut vannet og gjør pålitelig vanntetting, selv da er ikke problemet helt eliminert. Disse tiltakene er bare en kort tid vil gi nødvendig effekt av å senke grunnvannstanden.

Men selve grunnvannet vil ikke forsvinne og etter kort tid gjenopprette det opprinnelige nivået, som et resultat av at fundamentet eller kjelleren vil bli oversvømmet.

Det er derfor i konstruksjon er det en regel om at fra bunnen av fundamentet til forekomsten av grunnvann må det være en avstand på over 0,5 m. Derfor må grunnvannsnivået bestemmes før byggestart.

Nivåbestemmelse

Det er flere måter å bestemme grunnvannsnivået på. Men det er generell regel: målinger må tas tidlig på våren, umiddelbart etter at snøen smelter, fordi i denne perioden er grunnvannsnivået på sitt maksimum.

Den enkleste, men samtidig den mest nøyaktige og effektiv metode- bestemme det ved vannstanden i brønnene som ligger i nærheten av stedet. Vann i dypet av brønnen kommer bare fra grunnvann, derfor, med avstanden fra toppen av brønnen til vannoverflaten, kan du nøyaktig bestemme i hvilken avstand fra overflaten de er plassert. For et mer nøyaktig bilde er det bedre å utføre slike målinger ikke i en, men i 2-3 brønner.

Den andre metoden, som ofte brukes i bygging av private hus, spesielt hvis det ikke er gravde brønner i nærheten, er boring av testbrønner. Med denne metoden brukes en vanlig hageskrue som arbeidsredskap. Med denne boringen bores 3-4 testbrønner rundt omkretsen av byggeplassen til en dybde på 2-2,5 m. Hvis det ikke kommer vann i disse brønnene på 1-2 dager, betyr dette at det er dypt nok kan ikke fjernes under bygging frykt.

Det finnes også gamle måter. For eksempel må et stykke ull vaskes grundig og tørkes. Da må du ta dette skrapet, rått egg(nødvendigvis nyplukket, fortsatt varm) og leirgryte.

På et sted som er valgt på stedet, må du forsiktig fjerne torven, legge ull i bunnen av det dannede hullet, legge et egg på ullen og dekke dem med en omvendt leirpotte. Toppen av potten skal dekkes forsiktig med et stykke fjernet torv.

Denne typen indikator vil vise resultatene neste morgen, så snart som solen vil stå opp. Du må fjerne torven, fjerne potten forsiktig og ta hensyn til duggen som har dannet seg under den. Hvis det ikke bare er dugg på ullen, men også på egget, kan du være sikker på at vannet på dette stedet ikke er veldig dypt. Hvis det bare har dannet seg dugg på ullen, men ikke på egget, så er det på en anstendig dybde. Hvis som et resultat både ullen og egget forblir tørre, er vannet på dette stedet veldig dypt, hvis det er noe her.

Det er mulig å fastslå at grunnvann er nært uten å lede jordarbeid Plassering på. Det er nok bare å undersøke det nøye. Hvis det under en tørke vokser tykt grønt-smaragdgress eller mye mose på nettstedet ditt, og om kveldene du stadig ser tåke over nettstedet ditt, selv om det ikke er noen elv eller innsjø i nærheten av stedet, kan det med stor sannsynlighet sies at vannet er høyt.

Du kan også bestemme etter plantene som vokser på stedet. Hvis hemlock, brennesle, hestesyre, revebjelle, siv og siv dominerer blant dem, er avstanden fra jordoverflaten til vannet sannsynligvis ikke mer enn 3 m. Og hvis malurt eller lakris dominerer, vil du ikke finne fuktighet mindre enn 4-5 m.

Så det er mange måter å bestemme dybden på grunnvannet. De er ikke alle like nøyaktige, men generell idé Med deres hjelp kan du utarbeide informasjon om akviferene på nettstedet ditt. Hvis du vil vite det nøyaktige bildet, bestill en spesiell geologisk undersøkelse av nettstedet ditt. Tross alt nøyaktig kart grunnvann kan kun sammenstilles ved hjelp av brønnboring utført av fagfolk.

De fleste hus har sentralisert vannforsyning. Men på grunn av avstanden fra bosetting eller av andre grunner i enkelte hytter og hytter er det ikke tilgjengelig. Eierne må bore en brønn eller utstyre en brønn.

For å bestemme horisonten til kilden, må du søke hjelp fra en profesjonell. Tjenestene hans vil ikke være billige. Dybden på grunnvannet kan bestemmes uavhengig. Samtidig vil det være mulig å spare penger betydelig på familiebudsjettet for arrangementet av vannforsyningssystemet. For å gjøre dette brukes flere enkle tilnærminger. Før du starter arbeidet, er det nødvendig å vurdere hele prosedyren i detalj.

Type grunnvann

Dybden på grunnvannstanden varierer. Kildetypen avhenger av denne indikatoren. Det tas i betraktning når du installerer et vannforsyningssystem. Laget nærmest overflaten kalles abbor. Den er plassert på en dybde på 2-3 m. Denne kilden gjelder kun for tekniske formål.

Følg deretter med en fri overflate. Det er også interstratale fristrøms- og trykkartesiske fjærer. Den siste varianten regnes som den reneste og mest drikkbare. Den kjemiske sammensetningen og kvaliteten er den høyeste blant alle kilder. Vannlaget kan passere gjennom sand eller grus.

Funksjoner av grunnvann

Før du bestemmer dybden av grunnvann, er det nødvendig å lære om dets egenskaper. Først av alt er deres plassering påvirket av typen terreng. I steppen, hvor overflaten er flat, ligger lagene jevnt. Dybden deres er den samme når som helst.

Men i nærvær av jettegryter og sklier, er vannet også plassert på en buet måte. Eksperter anbefaler å ta hensyn til slike terrengegenskaper når du lager en brønn. Hvis vann er nødvendig for tekniske formål, kan du bruke det første laget. Han kommer nærmere overflaten enn andre.

For drikkeformål er det nødvendig å bruke vann fra minst det andre laget. Hvis området er kupert, er det bedre å bore en brønn på en høyde. I dette tilfellet vil jordlaget bedre filtrere slikt vann.

I sumprike områder kan grunnvann nærme seg overflaten på en dybde på bare 1 m. Når du bygger ut en brønn, må du være forberedt på dette.

Grunnvann i Moskva-regionen

Eiere av sine egne hjem bør spørre om egenskapene til lagene av underjordiske kilder. For eksempel er dybden av grunnvann i Moskva-regionen preget av heterogenitet.

Det er 5 hovedlag her. De er alle forskjellig plassert og har forskjellige krefter. De tre første lagene er preget av lavt trykk. De brukes til tekniske formål. Vannutslipp skjer i små bekker og elver. Dette grunnvannet fylles på om våren når snøen begynner å smelte.

Dolomitt- og kalksteinsbergarter inneholder de to nederste lagene. Deres dybde er ca. 100 m. Disse kildene er egnet for drikkeformål. I Moskva-regionen legges den sentrale vannforsyningen nettopp fra disse kildene.

Forbereder for måling

Fuktingsforhold og dybden av grunnvann henger ganske nært sammen. Når du planlegger å ta målinger, må du velge riktig tidspunkt. Det skal ikke være tørke eller langvarig regn. Alle værforhold påvirker måleresultatene.

For å bestemme dybden av grunnvann, må du bruke en av enkle måter. For å gjøre dette må du forberede alle tilgjengelige verktøy og materialer. Verktøyet du trenger er en vanlig drill og et målebånd. Du må også forberede et langt tau.

I tillegg til verktøy, trenger du visse kjemiske elementer. Dette er svovel og kobbersulfat. Ulike teknikker vil kreve et eller annet tilgjengelig middel.

Boring

Å bestemme dybden av grunnvann er mulig ved hjelp av flere metoder. Den mest pålitelige av dem er boring. I dette tilfellet er det mulig å nøyaktig bestemme hvor dyp den underjordiske kilden er, og om det er noen betydelige hindringer i form av steiner på vei til den.

En vanlig fabrikkbor vil gjøre jobben. Hvis ønskelig, sveises ytterligere blader på bladene. Verktøyet skjærer i mykt underlag. Det bringes til overflaten sammen med jorda. Vann den for å myke opp jorda.

Ved hjelp av en gjenget bøsningsforbindelse festes boret til rørene for å gå dypt til ønsket nivå. Deretter tas målinger ved hjelp av et tau. Brønnen skal være 0,5-1 m dypere enn papiret Fest papir til tauet og sjekk på hvilket nivå det blir vått.

Påføring av kjemikalier

Hvis du ikke vil bore en brønn, er det en enklere måte å finne ut dybden på grunnvannet. For å gjøre dette, grave et hull på det tiltenkte stedet med en spade. Den kan være ca 0,5 m dyp. Du må installere en leirpotte i den.

Bland brent kalk, svovel og kobbersulfat i like proporsjoner i et kar. Deretter begraves hullet og får stå i en dag. Etter dette tas potten opp til overflaten og veies. Jo tyngre det blir, jo nærmere kommer grunnvannet overflaten. Denne metoden er ikke nøyaktig nok, men den har blitt brukt siden antikken. Først nå er det forbedret.

Barometer

En annen pålitelig måte å bestemme dybden av grunnvann i et gitt område er å bruke et barometer. Det skal imidlertid bemerkes at bruken krever tilstedeværelse av en vannmasse i området.

Hvis det er en, kan du begynne å måle. Hver barometerinndeling tilsvarer 1 m dybde. Først må du nærme deg reservoaret med enheten. Her registreres barometeravlesningene.

Denne metoden er heller ikke særlig nøyaktig. Feilen forvrenger det virkelige bildet. Men generelt prinsipp du kan forstå.

Folkelig måte

Dybden på grunnvannet kan bestemmes tradisjonelle metoder. Først av alt må du ta hensyn til vegetasjonen. Der kilden kommer nær overflaten, er den grønnere og lysere. Siv, eføy, forglemmegei og andre fuktighetselskende representanter for floraen elsker å vokse på slike steder.

Folketilnærmingen antyder følgende. Det er nødvendig å vaske ullen i en såpeløsning og tørke den godt. Vegetasjon fjernes fra tiltenkt sted for forsøket.

Ull legges ut på bakken. De lå på den et rått egg og dekk alt med en stekepanne. Om morgenen blir resultatet av forsøket evaluert. Hvis egg- og ullsengetøyet er dekket med duggdråper, betyr det at vannet er nær overflaten. Men denne prosedyren må utføres i tørt vær.

Etter å ha vurdert hvordan dybden på grunnvannet bestemmes, kan du ta målinger selv. Avhengig av den valgte metoden kan du få et mer nøyaktig eller omtrentlig resultat. Du kan gjøre alt arbeidet selv. Dette vil spare familiebudsjettet betydelig.

Grunnvann - først fra jordens overflate, opprettholdt i distribusjon, en akvifer som ligger på den første akviferen fra overflaten. Akviferer er porøse sedimentære bergarter (sand, sandholdig leirjord, leirjord), oppsprukket tette sedimentære eller halogenbergarter; vanntett (vanntett) - leire og tette sedimentære eller hypogene massive bergarter. Det er også relative akvikluder med lav vanngjennomtrengelighet, som vann kan samle seg over.

Områdene for oppladning og distribusjon av grunnvann faller vanligvis sammen. Med et jevnt underlag av akviferer kan det dannes relativt tykke akviferer med et konkavt underlag, et grunnvannsbasseng dannes, og med et skrånende underlag kan deres strømninger oppstå.

Rommet mellom jordoverflaten og grunnvannshorisonten kalles luftingssonen. Den inneholder fuktighet som metter kapillærporene og har ingen forbindelse med grunnvann, som kalles suspendert (kapillær) fuktighet, karakteristisk for jordsmonn. I luftingssonen finnes ofte oppstilte vann - akviferer med liten tykkelse og lengde plassert over aquitards. I tillegg til gravitasjons- (fri) og kapillær fuktighet er det sorbert, film (tynne filmer flere molekyler tykke) og løst bundet (tykke vannfilmer rundt jordpartikler) fuktighet.

Sorbet- og filmfuktighet er utilgjengelig for planter på grunn av dens sterke forbindelse med jordsmonn, andre former er tilgjengelige. Fuktighetsmobiliteten øker når dens adhesjon til partikler svekkes: sorbert fuktighet er nesten ubevegelig, filmfuktighet er i stand til langsom bevegelse under påvirkning av tyngdekraften. Fuktigheten i luftingssonen og grunnvannet er dynamisk: den fordamper, kondenserer, infiltrerer, beveger seg i form av filmer, gjennom kapillærer, i form av en grunnstrøm, fryser og tiner. Avhengig av tilstrømningen eller reduksjonen av fuktighet, svinger grunnvannstanden og volumene av andre former for fuktighet, og noen former forvandles til andre.

Grunnvann dannes hovedsakelig som følge av infiltrasjon av regn- og smeltevann, som skjer frontalt kun på sandstein, eller gjennom såkalte vinduer, vanligvis begrenset til fordypninger i relieffet. I porøse bergarter med temperatursvingninger en liten mengde fuktighet (ikke mer enn 10–15%) dannes som følge av kondens fra underjordisk luft. I noen områder kan grunnvann være av strømningsopprinnelse (tilstrømning fra siden) og dypt - når det stiger (utstrømmer) fra grunnvannsdypet. Grunnvannsutløp til overflaten i fordypninger av relieff eller i skråninger kalles kilder (kilder, kilder).

Nær overflaten ligger grunnvann i elvedaler, hvor det kan være svært tykt i tykke sandavsetninger. Utbredelse, nærhet til overflaten og grunnvannsreservene øker med en økning i årlig nedbør, en nedgang i fordampning og utstrømning, og tilstedeværelsen av porøse vannførende bergarter og gode aquitards. Tvert imot er en nedgang i nedbør og økt drenering av området hovedfaktorene for å senke (utdype) grunnvannsnivået og redusere reservene.

Grunnvannets egnethet for vannforsyning og bruk av dyr begrenses hovedsakelig av mengden oppløst organisk materiale(sumpvann), saltholdighet og menneskeskapt forurensning.
Kartet er basert på følgende hierarki av grunnvannsegenskaper.

Hovedkarakteristikken til grunnvann er dybden av grunnvann fra jordens overflate, vist i farger. Dybden bestemmer deres rolle i naturen, den gjenspeiler de klimatiske og geologisk-geomorfologiske forholdene ved deres dannelse, prosessene med utvasking av mobile komponenter fra bergarter, fordampningskonsentrasjon, opprinnelsen og dynamikken til grunnvann.

Mineralisering og kjemi av grunnvann er vist sammen med skyggelegging og ikoner. De bestemmes av mengden, saltholdigheten til bergarter, fordampning og varigheten av migrasjonsveien.
Grunnvann skilles også ut i henhold til graden av surhet og oksygen-gley-innhold, som bestemmes av tilstedeværelsen av oksygen i vannet og er assosiert med intensiteten av vannutveksling (fra intensiv til stillestående), overflod av nedbrytende organisk materiale, og aktiviteten til mikroorganismer.

Grunnvann er delt inn i henhold til fasetilstanden som følger: i ikke-permafrostområder er permanent flytende grunnvann vanlig, i områder med kontinuerlig permafrost - sesongmessig smeltet vann, i områder med frakoblet permafrost med taliks - hovedsakelig sesongmessig smeltet vann, i områder på øya permafrost, permanent flytende vann dominerer, men det finnes også sesongbaserte smeltevann.

Videre skilles grunnvannsformene ut i henhold til deres vertsbergarter og relieffforhold: på slettene dominerer løse sedimentære bergarter med formasjonsvann i dem; I fjellet er det også tette bergarter med sprekkvann som finnes i kolluviale avsetninger.
Grunnvannskonturer med ulike vannegenskaper er gruppert i 12 provinser som reflekterer naturlig soneinndeling grunnvann. Graden av drenering av territoriet er lagt over sonemønstrene. Grunnvann fjellsystemer ikke-permafrostområder er azonale.

Jordegenskaper. De spesielle betingelsene for eksistensen av grunnvann i lagene av løse bergarter tvinger oss først og fremst til å dvele ved noen fysiske egenskaper disse jorda. Blant disse egenskapene er porøsiteten til bergarter, deres fuktighetskapasitet, kapillære egenskaper og vannpermeabilitet av spesiell betydning.

Jordporøsitet. Forholdet mellom hulrom i jorda og volumet av total tørr jord kalles jordporøsitet. Porøsitet er vanligvis uttrykt i prosent. Det kan defineres som følger: et kar med et volum på 1 l må fylles med tørr sand. Hell deretter forsiktig vann fra et beger i et kar med sand til all sanden er fullstendig mettet med fuktighet. La oss si at dette krevde 250 cm 3 vann. Forholdet 250/1000 = 0,25, eller 25 %, vil nøyaktig bestemme porøsiteten til sanden vi tar.

Porøsiteten til forskjellige løse bergarter er langt fra den samme. Så, for grov elvesand er porøsiteten omtrent 15-25%, for grus - 35%, for leire - 50-55%, for torvjord - 80%, etc.

Jordfuktighetskapasitet. Deres fuktighetskapasitet, dvs. bergartens evne til å holde på denne eller den mengden vann, avhenger i stor grad av bergartenes porøsitet. Tette bergarter har lavest fuktkapasitet, og løse klastiske bergarter har høyest, som det tydelig fremgår av tabellen under.

Kapillære egenskaper til jord. En stor rolle i livet til grunnvann spilles av størrelsen og formen til de kornene (eller partiklene) som utgjør den klastiske bergarten. Jo større kornene er, desto større er gapene mellom dem, og omvendt (fig. 98). Og størrelsen på hullene bestemmer bergartens kapillære egenskaper.

Det er kjent fra fysikken at høyden på vann som stiger i et kapillarrør er omvendt proporsjonal med diameteren til røret. Så for et rør med en diameter på 1 mm høyden på vannstigningen (ved 15°C) er 0,29 cm, med en diameter på 0,1 mm- 29 cm, med en diameter på 0,01 mm- 2 m.

Forsøk utført på ulike jordarter (fig. 99) viste at høyden på vannstigningen i jordsmonn avhenger av kornets størrelse (eller, mer presist, størrelsen på spaltene som dannes mellom disse kornene). Dermed stiger vannhøyden i klastiske bergarter, hvis korndiameter varierer fra 1 til 0,5 mm, lik 1,31 cm, for korn med en diameter på 0,2-0,1 mm- 4,82 cm, for korn med en diameter på 0,1-0,05 mm- 10,5 cm etc.

Ulike vanntilstander i jordsmonn. Vann i jord kan være i tre hovedtilstander: fast, flytende og gassformig. Fast vann kan bare finnes ved temperaturer under 0°. Hun

ubevegelig og i dette tilfellet er av liten interesse for oss. Mye viktigere er flytende og gassformig vann, som er i bevegelse.

Flytende vann i jord kan være i form av film og gravitasjonsvann.

Film vann, som vi allerede har hatt anledning til å nevne, omslutter den hver partikkel i jorda. Tykkelsen på vannfilmen avhenger av fuktighetsinnholdet i bergarten, men har en grense som bestemmes av størrelsen på molekylære krefter. (Minste filmtykkelse er lik diameteren til et vannmolekyl). Filmvann beveger seg, som væske, men bevegelsen er ikke avhengig av tyngdekraften. Filmvann holdes av hver jordpartikkel med stor styrke og kan bare fjernes med vanskeligheter (f.eks. ved fordampning).

Tyngdekraftsvann i motsetning til film, faller den ikke innenfor radiusen for effektiv virkning av molekylære krefter, men beveger seg ned under påvirkning av tyngdekraften gjennom porene som ligger mellom kornene (eller partiklene) i bergarten. Bevegelseshastigheten til gravitasjonsvann er mange ganger større enn hastigheten til filmvann. Tyngdekraftsvann beveger seg mot skråningen av overflaten til det ugjennomtrengelige laget og bare under påvirkning av hydrostatisk trykk kan det ha en bevegelse oppover.

Det sier seg selv at gravitasjonsvann er av størst interesse for oss, siden det nettopp utgjør hovedmassen av underjordiske bekker, innsjøer, kilder og brønner.

Gassholdig vann kan bare finnes i jordporene (i spaltene mellom steinkorn). I tilfeller der vanndamp metter den "underjordiske atmosfæren", vil elastisiteten til vanndamp i hullene og porene i våt berg kun avhenge av temperaturen. Den siste omstendigheten har veldig viktig i ferd med å fukte jorda ved kondensering av vanndamp som kommer fra luften.

I følge observasjoner gjort i nærheten av Odessa av prof. A. F. Lebedev, jorda mottar fra 15 til 25 % per år på den angitte måten totalt antall nedbør som faller her. Denne verdien er så betydelig at den fortjener stor oppmerksomhet. I ørkener og halvørkener om natten er forholdene for kondensering av damper i jorda spesielt gunstige. Dermed er det bevist at en betydelig del av grunnvannet dannes ikke bare fra nedbør, men også ved direkte kondensering av vanndamp fra luften i jorda.

Som om overgangen mellom flytende og gassformig vann i jord er vann hygroskopisk. Hygroskopisk vann omgir hver steinpartikkel med et ikke-kontinuerlig lag av isolerte molekyler.

I tilfeller hvor det er mange vannmolekyler går de sammen til en kontinuerlig film, hvis tykkelse er lik diameteren til ett molekyl.. Dette er den s.k. maksimal hygroskopisitet, som observeres når relativ fuktighet"underjordisk atmosfære" på 100%. Overgangen av vanndamp til hygroskopisk vann er ledsaget av frigjøring av varme. Hygroskopisk vann beveger seg fra noen lag av jorda og andre, og går bare over i en damptilstand.

Dampholdig og hygroskopisk vann er av spesiell interesse for jordvitenskap.

Grunnvannets opprinnelse. I lang tid har mennesket mye brukt grunnvann til økonomiske formål, og derfor begynte han naturligvis for veldig lenge siden å tenke på opprinnelsen. De første "teoriene" om grunnvannets opprinnelse var rent fantastiske. Det ble for eksempel sagt at jorden «føder» vann, at det er spesielle uuttømmelige innsjøer i jorden der vannet kommer til overflaten. Det var til og med en oppfatning at havvann trenger inn i jorda på kontinentene og produserer grunnvann. Sistnevnte syn var spesielt utbredt og forble i vitenskapen nesten helt til begynnelsen XVIII V.

Sammen med fantastiske hypoteser var det forklaringer som nærmet seg sannheten. Således, ifølge Aristoteles, blir regn- og snøvann delvis fordampet og delvis absorbert steiner og danne kilder. Romeren Marcus Vitruvius Pollinus kom enda nærmere sannheten, som sa at grunnvann dannes overalt fra atmosfærisk nedbør. Imidlertid bare i begynnelsen XVIII V. disse forklaringene begynte å trenge gjennom europeisk vitenskap.

På slutten XVIIV. (1686) var den franske fysikeren Mariotte den første, basert på nøye observasjoner, som beviste at grunnvann kommer fra nedbør som siver ned i bakken. Mariottes konklusjoner, supplert og avklart av påfølgende forskere, ble mer og mer fast etablert i vitenskapen og kan nå forenklet uttrykkes i følgende skjema. Vann som faller ned på land i form av nedbør, renner dels ut i bekker og elver, dels fordamper og dels siver ned i bakken. Vann som har trengt ned i jorda når det vanntette laget, og her stopper bevegelsen i dybden. Akkumulerer på overflaten av det vanntette laget, det gjennomsyrer rikelig de overliggende bergartene og danner den s.k. akvifer. Denne teorien, som forklarer opprinnelsen til grunnvann gjennom siving av atmosfærisk nedbør ned i jordens dyp, kalles infiltrasjon.

Denne metoden for opprinnelse av grunnvann kan imidlertid ikke betraktes som den eneste. Arbeidene til våre russiske forskere (A.F. Lebedev og andre) har bevist at grunnvann også kan oppnås ved kondensering av vanndamp direkte i jorda. Grunnvann dannet ved kondensering av atmosfærisk vanndamp direkte i jorda kalles kondensasjon

Vi har allerede sagt at grunnvannet, etter å ha nådd akviferen, stopper bevegelsen i dybden og samler seg på overflaten av akviferen og danner den såkalte akviferen eller akviferen. Akviferen nedenfra er begrenset av overflaten til akviferlaget, hvis form kan være svært forskjellig (fig. 101). Den øvre overflaten av akviferen er vanligvis flat og kalles "speilet" av grunnvann. Vi kan se dette "speilet" i hvilken som helst brønn.

Grunnvannsspeilet har strengt tatt en horisontal overflate kun i små, relativt homogene rom. På store områder, med forskjeller i arter, forskjeller geologisk struktur og relieff er speilets horisontalitet i større eller mindre grad forstyrret. La oss ta enkleste eksempelet: en serie sanddyner, tilnærmet ensartet i struktur. Grunnvannsspeilet her vil (noe svekket) gjenta formen på relieffet (fig. 102).

Årsakene til dette er ganske sammensatte: større komprimering av sand under sanddynetopper skaper forskjellige kapillaritetsforhold, noe som bidrar til høyere grunnvannsnivåer; Ulike grader av fordampning har også effekt osv. Vi kan se omtrent det samme, bare i mer komplekse former, i andre eksempler (fig. 103). Sistnevnte må tas i betraktning både når man leter etter steder å grave brønner, og spesielt når man bygger underjordiske lageranlegg, kjellere, graver, etc.

Bevegelse av grunnvann I tilfeller der akviferlaget har form av et stort konkavt basseng, får grunnvannet karakter. underjordisk innsjø. Det er klart at en rekke brønner gravd i området til en slik innsjø vil ha et speil på samme nivå (fig. 104). Men mye oftere er det vanntette laget tilbøyelig i en eller annen retning. Under forholdene vi bemerket, beveger grunnvann seg sakte mot skråningen, som adlyder tyngdekraften, og danner underjordisk bekk(Fig. 105). En rekke brønner gravd langs bekken har speil på forskjellige dyp. Det er klart at jo flere brønner det er, jo mer nøyaktig kan vi bestemme retningen og arten av den underjordiske strømmen. I områder der det ikke er brønner eller hvor antallet er utilstrekkelig, plugges borehull, rør senkes ned i brønnene, og arten av den underjordiske strømmen bestemmes av høyden på vannet i rørene.

Når du studerer underjordiske strømmer, er det viktig å bestemme ikke bare retningen, men også strømningshastigheten. For å bestemme strømningshastigheten brukes vanlig bordsalt. Det kastes ned i en brønn på toppen av en underjordisk bekk, og deretter bestemmes det hvor lang tid det tar før saltvann dukker opp i andre, lavere brønner. Sølvnitratløsning (AgNO 3 ) gjør det mulig å legge merke til selv en ubetydelig blanding av natriumklorid i vannet i brønnene som undersøkes (et klart hvitt bunnfall av sølvklorid oppnås). Noen ganger for å bestemme

For å kontrollere hastigheten på den underjordiske strømmen, brukes bakterier i stedet for salt, som på grunn av sin lille størrelse lett passerer gjennom porene i jorda. Hastigheten på underjordiske strømninger avhenger av helningsvinkelen til akviferen og enda mer av jordsmonnets natur. I fin sand når hastigheten på den underjordiske strømmen derfor omtrent 1 m per dag, i grov sand 2-3 og til og med 5 m. I tykkelsen av småstein, pukk og langs sprekker i harde bergarter beveger underjordiske strømmer seg mye raskere, flere kilometer per dag. I leire, tvert imot, overstiger ikke vanninntrengningshastigheten selv dypt 20 cm per år, noe som gjør at vi kan vurdere leiren som praktisk talt vanntett.

Kilder. Kilder dannes der underjordiske bekker kommer ut til jordens overflate. Kilder (nøkler, fjærer) kan være svært forskjellige i naturen. I noen tilfeller er disse knapt merkbare nøkler, noen ganger bare fukter jorden. Plasseringen av slike kilder kan identifiseres av vegetasjonens natur (siv, siv, kjerringrokk, moser). I andre tilfeller er dette store kilder, hvis vann slås ut og umiddelbart danner en betydelig bekk. Imidlertid er det ofte tilfeller der selv store kilder ikke kommer til overflaten, men fortsetter å strømme i jorda svært nær jordoverflaten. Slike skjulte kilder kan oppdages av kratt av siv, siv og andre vannplanter. Faktisk, hvis du graver en liten fordypning på et slikt sted, fylles den med vann ganske raskt.

Fra antikken til i dag har kilder vært mye brukt av mennesker. Dette er helt forståelig, for de gir det reneste og sunneste vannet. For å beskytte kilden mot forurensning, er den sikret med en treramme, murverk eller betongkonstruksjoner. På steder hvor hovedleverandørene av vann er kilder, mottas de i spesielle innendørsbassenger, hvorfra de sendes gjennom rør til bruksstedene. Vi kan se eksempler på slike komplekse strukturer på den sørlige kysten av Krim. Store kilder som gir vann til å forsyne byer brukes på omtrent samme måte, bare strukturene her er enda mer komplekse. Fôringsområdet til slike kilder er inngjerdet med et gjerde der husdyr ikke kan komme inn. Dette tiltaket garanterer sunne vannkilder.

Underjordiske bekker, før de når jordens overflate,

ofte gjør store og vanskelige stier under jorden. Her skilles det for det første mellom nedadgående og oppadgående kilder (fig. 106).

Basert på vanntemperaturen er kilder delt inn i:

1) vanlig, hvis temperatur er omtrent lik gjennomsnittet årlig temperatur gitt

steder,

2) kald, hvis temperatur er under årsgjennomsnittet, og

3) varm, hvis temperatur er høyere enn årsgjennomsnittet.

Jo nærmere den underjordiske strømmen er jordoverflaten, jo sterkere påvirkes den av lufttemperatursvingninger. Dermed når årlige svingninger 5-10°, og i noen tilfeller mer.

Kalde kilder er sjeldne, og da hovedsakelig i fjellet, hvor de mates av smeltevann fra snø og isbreer.

Varme kilder er oftest assosiert med steder med nyere vulkanisme.

En spesiell plass er okkupert av den såkalte artesiske brønner. Borehull boret til store dyp gir utløp for dyptliggende grunnvann (Fig. 107). Disse vannet, som er under sterkt hydrostatisk trykk, avgir ofte fontener og produserer mye vann (det sterkeste - opptil 10-15 m 3 om et øyeblikk).

Mineralkilder. Under sine underjordiske bevegelser møter grunnvannet ulike stoffer på sin vei som kan løse seg opp i vann. K slike stoffer inkluderer kalkstein, gips, bordsalt, karbondioksid, hydrogensulfid og mange andre. Oftest funnet i jord er kalkstein (CaCO3) og gips (CaSO 4 ). Vann som inneholder gips eller kalk i løsningen endrer nesten ikke smaken, men skiller seg ved at det løser såpe dårlig (skummer ikke godt). Folk på vandrerhjemmet kaller denne typen vann "hardt". Ved koking frigjøres kalk fra vannet og danner den såkalte "skalaen" på karets vegger, som er velkjent for alle.

Grunnvann, som kommer i kontakt med saltholdig jord (i tørre stepper og ørkener) eller med avleiringer av bordsalt, løser opp dette saltet og får en salt smak. Salte kilder og brønner er svært vanlige og er gode indikatorer på saltinnholdet i jordlagene i et bestemt område. Eksempler inkluderer salte kilder og brønner i Solikamsk, Berezniki, Iletskaya Zashchita og mange andre.

Jernsalter, natriumkarbonat, karbondioksid, hydrogensulfid osv. løses ofte i grunnvann.

Mengden av salter og gasser oppløst i vann kan variere. I tilfeller hvor det er lite oppløste salter og gasser endres ikke smaken og lukten av vann og vannet kalles i disse tilfellene fersk. I samme tilfeller når løsninger ved 1 l vann inneholder minst 1 G salter eller gasser som gir vann ulik smak og lukt – vann kalles mineral, kilder som produserer mineralvann - mineralkilder. Avhengig av kjemisk oppbygning mineralkilder de er delt inn i grupper:

Grunnvann under permafrostforhold. Utover polarsirkelendybde 50-100 cm Vanligvis er det en frossen horisont, ugjennomtrengelig for vann. Under disse forholdene er akviferen plassert over den frosne horisonten, det vil si på selve overflaten av jorda. En så høy grunnvannsposisjon skaper eksepsjonell gunstige forhold for sumping, som er observert i tundraen i stor skala.

Permafrosthorisonter finnes imidlertid ikke bare i polarsirkelen. Således, i Sibir (utover Yenisei) er de kjent sør for den 60. og til og med 50. breddegrad. Permafrost i Sibir forekommer på forskjellige dyp, men oftest på 2-4 dyp m. Dermed ligger grunnvannet også her svært grunt, noe som naturlig fører til sumprike selv med svært lite nedbør (Fig. 108). Torvmoser, skjær, dvergbjørk og vier, lerk og knudrete bjørk vokser typisk i våtmarker. Ved fordelingen av denne vegetasjonen kan man i mange tilfeller bedømme tilstedeværelsen av permafrost på et gitt sted.

I vintertid Når jord fryser ovenfra, blir grunnvann klemt mellom to ugjennomtrengelige horisonter. Denne posisjonen til grunnvannet fører til en rekke svært særegne fenomener. På skråninger, spesielt i de nedre delene, opplever vann således et enormt hydrostatisk trykk, som et resultat av at vann bryter gjennom den frosne jorda med sprekker og renner ut. På grunn av det faktum at disse fenomenene oppstår under alvorlig frost, strømmer vann ut av sprekker

fryser. Utstøtingen av vann og den påfølgende frysingen gjentas flere ganger, noe som fører til en økning i tykkelsen på isen til 4-5 meter eller mer. Som et resultat vokser det enorme ishauger, kjent som aufeis(Fig. 109).

Isdammer er spesielt skadelige for veier. Langs Amur-Yakut-motorveien alene (728 km) for vinteren 1927-1928. Over hundre aufeier er registrert. Av disse hadde 24 gangarealer større enn 1 km 2. Tykkelsen på isen når 3-5 meter eller mer. På grunn av at jordfrysing (ovenfra) gradvis øker mot slutten av vinteren, øker også mengden isopphopning. I følge observasjoner gjort i området til den samme Amur-Yakutsk-motorveien, ble det dannet 110 aufeis i desember, 150 i januar, 350 i februar, 575 i mars, 500 i april (ikke en eneste i mai.)

Det hender at grunnvann ikke umiddelbart kan bryte gjennom den øvre frosne horisonten. Deretter, under trykket fra grunnvannet, buler jordoverflaten som en sopp (fig. 110). Disse "bulene" ødelegger bygninger og skader veier og broer.

K På slutten av vinteren fryser bakken over så mye at det øvre frosne laget ofte kombineres med det nedre, og grunnvannet fryser helt. I de nordlige regionene oppstår dette fenomenet tidligere, i de sørlige regionene senere. På grunn av kontinuerlig frysing tørker vannet i kilder og brønner opp, noe som skaper store vanskeligheter for beboerne. Det er også tydelig at ernæringen til elver i vinterperiode i områder med utbredelse av permafrost avtar den svært kraftig. Om sommeren Tvert imot, etter hvert kraftig regn renner elvene over.

Grunnvann i vulkanske områder. Størknede lavaer, på grunn av brudd og porøsitet, lar vann passere godt gjennom. Vulkantuffer, som består av løse utbruddsprodukter, lar vann passere enda bedre. På grunn av denne omstendigheten nedbør, selv med et stort antall av dem, blir ofte fullstendig absorbert av vulkanske formasjoner og produserer ikke overflatedrenering. Som et resultat ser overflaten av lavaplater vanligvis ut som en livløs ørken, blottet for vann og vegetasjon. Den mørke eller til og med svarte fargen på lavaene forsterker det dystre i bildet som åpner seg foran betrakteren.

Vann som trenger inn i tykkelsen av vulkanske bergarter når til slutt de vannbestandige underliggende bergartene og danner betydelige ansamlinger av grunnvann her. Med den store kraften til vulkanske formasjoner er grunnvannet veldig dypt, og for å komme til det må du grave brønner i

titalls meter dyp. Disse grunnvannene vises vanligvis langs kantene av lavaplatåer i form av rene, noen ganger veldig rike kilder ...

Ungdomsvann. Magma som trenger inn i tykkelsen jordskorpen, frigjør en stor mengde vanndamp, som, kondenserende under jorden, gir den såkalte ungdomsvann. Unge vann danner kilder som er spesielt utbredt i områder med nylig vulkanisme. Unge kilder er oftest varme eller varme og ofte mineralske.

En spesiell plass blant varme kilder er okkupert av geysirer. Geysirer koker med jevne mellomrom voldsomt og avgir stråler varmt vann og et par. Geysirer er relativt sjeldne og er alltid forbundet med vulkanske områder. De mest kjente er geysirene på øya. Island, Yellowstone nasjonalpark USA, California og New Zealand. Et stort antall store geysirer ligger i Kamchatka, noe sør for Kronotsky-vulkangruppen. Høyden på vannstråler og damp som slippes ut fra noen Kamchatka-geysirer når 15-20 meter eller mer.

Grunnvann er det som befinner seg på en dybde på opptil 25 meter fra jordoverflaten. Det dannes på grunn av ulike reservoarer og nedbør i form av regn og snø. De siver ned i bakken og samler seg der. Grunnvann skiller seg fra undergrunnsvann ved at det ikke har noe trykk. I tillegg er forskjellen deres at bakken er følsomme for endringer i atmosfæren. Dybden som grunnvann kan finnes på overstiger ikke 25 meter.

Grunnvannstand

Grunnvann ligger i umiddelbar nærhet av jordoverflaten, men nivået kan variere avhengig av terreng og tid på året. Det vil stige i høy luftfuktighet, spesielt når du går kraftig regn og snøen smelter. Og nivået påvirkes også av nærliggende elver, innsjøer og andre vannmasser. I tørkeperioder synker grunnvannstanden. På dette tidspunktet regnes han som den laveste.

Grunnvannsnivået er delt inn i to typer:

• lavt når nivået ikke når 2 meter. Bygninger kan bygges på slikt terreng;
• høyt - nivå over 2 meter.

Hvis du gjør feil beregninger av grunnvannsdybden, kan dette føre til oversvømmelse av bygningen, ødeleggelse av fundamentet og andre problemer.

Grunnvannsforekomst

For å finne ut nøyaktig hvor grunnvannet ligger, kan du først gjøre enkle observasjoner. Når dybden av forekomsten er liten, vil følgende tegn være synlige:

• utseendet av tåke om morgenen i visse områder av jorden;
• en sky av mygg "svever" over bakken om kvelden;
• et område hvor fuktighetselskende planter vokser godt.

Og du kan også bruke en annen folkemåte. Hell litt tørkemiddel (for eksempel salt eller sukker) i en leirgryte. Vei den deretter nøye. Pakk den inn i et stykke tøy og begrav den i bakken til en dybde på 50 centimeter. En dag senere åpner du den og veier den igjen. Avhengig av forskjellen i vekt vil det være mulig å vite hvor nært vannet er jordoverflaten.

Du kan også finne ut om tilstedeværelsen av grunnvann fra et hydrogeologisk kart over området. Men den mest effektive måten er leteboring. Den mest brukte metoden er kjernemetoden.

Kjennetegn

Når grunnvann dukker opp naturlig, er det egnet til å drikke. Forurensningen av væsken er påvirket av landsbyene og byene som ligger i nærheten, samt vannets nærhet til jordoverflaten.

Grunnvann er delt inn i typer som er forskjellige i mineralisering, så de er som følger:

• fersk;
• litt salt;
• salt;
• salt;
• pickles.

Hardheten til grunnvannet skiller seg også ut:

• generell. Det er delt inn i fem typer: veldig bløtt vann, bløtt grunnvann, moderat hardt vann, hardt vann, veldig hardt grunnvann;
• karbonat;
• ikke-karbonat.

I tillegg kommer grunnvann, som inneholder mye skadelige stoffer. Slikt vann finnes vanligvis nær deponier med kjemisk eller radioaktivt avfall.

Ulemper med grunnvann

Grunnvann har også sine ulemper, for eksempel:

• ulike mikroorganismer (og patogene også) i vannet;
• stivhet. Dette påvirker reduksjonen i lumen av rørene som vann tilføres gjennom, siden spesifikke avsetninger avsettes på dem;
• turbiditet, på grunn av det faktum at vannet inneholder visse partikler;
• urenheter i grunnvannet ulike stoffer, mikroorganismer, salter og gasser. Alle av dem er i stand til å endre ikke bare fargen, men også smaken av vann, lukten;
• en stor prosentandel mineraler. Det endrer smaken av vann, forårsaker en metallisk smak;
• siver av nitrater og ammoniakk til grunnvann. De er svært farlige for menneskers helse.

For å gjøre vannet mye bedre, må det behandles nøye. Dette vil bidra til å kvitte seg med ulike forurensninger.