А.Б. Климчук
Киев

Основные особенности и проблемы гидрогеологии карста: спелеогенетический подход

Опубликовано:
Пещеры: Межвуз. сб. науч. тр. / Перм. ун-т. - Пермь, 2001, 2004

Сообщение 1. Емкостные и фильтрационные свойства карстовых коллекторов

Введение

Особенности гидрогеологии карста в общем виде широко известны [7], однако сущность связанных с ними проблем недостаточно четко осознается гидрогеологами традиционной школы. Наиболее представительная русскоязычная монографическая работа по гидрогеологии карста опубликована более 15 лет назад [4].

Новые теоретические исследования, выполненные в эти годы за рубежом, остаются малоизвестными в странах СНГ или излагаются очень сжато [2].

Это обусловило использование устаревших и неадекватных концепций в преподавании, объяснении структуры и функционирования карстовых водоносных систем (КВС), просчеты в решении практических гидрогеологических задач, упреки в адрес карстоведов в недостаточном использовании количественных методов. Цель настоящей работы - обсуждение основных особенностей и проблем гидрогеологии карста в свете временных достижений в познании спелеогенеза.

Важнейшими характеристиками, определяющими подземный сток, являются пористость и проницаемость пород. Основные отличия гидрогеологии карста связаны с тем, что емкостные и фильтрационные свойства карстовых коллекторов имеют высокую пространственную неоднородность и, не являясь "врожденными" характеристиками коллектора, развиваются в процессе растворяющего воздействия стока на вмещающую породу. Пористость и проницаемость карстовых коллекторов могут существенно возрастать не только в геологически короткие промежутки времени, но и в течение эксплуатации водоносных горизонтов, горных выработок и инженерных сооружений. Этим объясняется сложность применения традиционных методов их оценки, гидрогеологического моделирования и прогноза емкостных и фильтрационных свойств закарстованных пород.

Под термином карст условимся понимать интегрированную водообменную систему в горной породе, в структуре проницаемости которой преобладают расширенные растворением каналы [21], а под термином спелеогенез - развитие полостей в карстующейся породе за счет расширения растворением первичных путей фильтрации подземных вод. Теория спелеогенеза включает происхождение и развитие карстовой пустотности, эволюцию коллекторов от "первичных" порово-трещинных или трещинных до карстовых. Успехи в развитии теории спелеогенеза, достигнутые в 80-90 гг., оказывают большое влияние на понимание особенностей гидрогеологии карста.

Традиционная теория фильтрации основана на концепции условно-сплошной среды и рассматривает движение жидкости в достаточно большом объеме породы, что позволяет пренебречь размерами, формой и расположением отдельных водовмещающих элементов. Теория спелеогенеза акцентирует внимание именно на структуре и параметрах полостей растворения, описывая движение жидкости в них в терминах гидравлики труб и открытых каналов. Кроме того, она использует для исследования эволюции карстовой пустотности и выявления механизмов положительной обратной связи между стоком и развитием полостей уравнения баланса масс и кинетики растворения.

В традиционной гидрогеологии подземный сток рассматривается как функция граничных условий (главным образом - питания и разгрузки) и фильтрационных параметров среды, которые принимаются как неизменные во времени. Назовем такой подход статическим (структурным). Однако в карстовых системах структура и параметры проницаемости "создаются" стоком, при этом они динамично изменяются таким образом, чтобы максимально эффективно проводить сток в данной конфигурации контуров питания-разгрузки. Спелеогенетическое исследование фокусируется на выявлении механизмов и скорости развития полостей, т.е. на выявлении природы присущей карсту анизотропии фильтрационных свойств и иерархической организации структуры проницаемости. Назовем этот подход динамическим (генетическим).

Гидрогеологи традиционной школы, сталкиваясь с карстом, оперируют, главным образом, данными, полученными скважинными, геофизическими и лабораторными методами, характеризующими поровую и трещинную проницаемость в небольших объемах породы. Такие данные малопригодны для оценки проницаемости, определяемой карстовыми каналами. Характеристики изученных спелеологическими методами полостей сложно использовать для решения гидрогеологических задач без адекватной спелеогенетической интерпретации. Изученные полости, являясь фрагментами карстовых водоносных систем, часто не дают представления об их структуре и каналовой проницаемости. Кроме того, они обычно являются реликтовыми. Еще менее информативны данные по полостям, вскрытым скважинами и горными выработками. Таким образом, формируется представление о множестве "изолированных" полостей с неясными структурой и функциями, распределение которых кажется случайным, а возможность интерпретации данных о распределении и размерах полостей в терминах параметров водоносного горизонта остается нереализованной.

Настоящая работа разделена на два сообщения. В сообщении 1 дается обобщенная характеристика структуры карстовой пустотности для основных обстановок спелеогенеза, емкостных фильтрационных свойств карстовых коллекторов. В сообщении 2 внимание фокусируется на основных закономерностях развития каналовой проницаемости, т.е. на собственно процессе спелеогенеза.

Сравнительная роль различных видов пористости в формировании емкостных и фильтрационных свойств коллекторов

Размеры и распределение пустот в породах являются определяющими факторами в формировании их фильтрационных и емкостных свойств. Структура водовмещающего пространства незакарстованных (пористых и трещиноватых) сред формализуется в гидрогеологии более или менее адекватно, но формирование карстовой пустотности (спелеогенез) усложняет проблему, усиливая неоднородность и анизотропию фильтрационных и емкостных параметров пород.

Вариация размеров "гидрогеологически активных" пустот в незакарстованных породах обычно укладывается в три-четыре порядка, тогда как их размеры в закарстованных породах варьируют в пределах восьми порядков [2]. Это обусловливает огромные вариации проницаемости. Скорости движения вод в порах закарстованных пород и в крупных карстовых каналах различаются на 30 порядков [28].

Имеющиеся в литературе оценки пористости карстующихся пород противоречивы. Для общей пористости в известняках указываются пределы от 0,0-20% [19] до 0,2-45% [16], для эффективной - 0,17-10% [16]. Эти оценки охватывают все типы водовмещающих пустот в породе. Между тем большое значение имеет дифференцированная оценка гидрогеологической роли пустот различной природы.

По природе и морфологии водовмещающих пустот среди простых гидрогеологических структур в гидрогеологии выделяют поровую и трещинную, а среди структур более высокого порядка - пластовую и жильную (трещинно-жильную) [8]. Отечественные карстологи [2, 3] простые структуры дополняют еще одной разновидностью - каверновой пустотностью. В англоязычной литературе предпочитают пользоваться понятием "каналовой" структуры ("conduit" or "channel" porosity), чем подчеркивается гидравлическая связность карстовой пустотности.

Пористость и проницаемость матрикса

Матриксная пористость нетрещиноватой породы обычно определяется как совокупность пустот, имеющих раскрытие до 0,1 мм. Это межзерновые пустоты, сформированные в ходе седиментогенеза и раннего диагенеза. К ней часто относят и микротрещины. Матриксная пористость и проницаемость могут быть определены на образцах, взятых из выработок, или пакерными испытаниями в скважинах при опробовании малых (до 1 м) интервалов нетрещиноватых пород.

Пористость большинства молодых карбонатных осадков весьма высока: от 40-70% в свежеотложенном осадке до 10-20% в эоцен-плейстоценовых известняках, не испытавших существенного погребения. В ходе глубокого погребения и последующего диагенеза матриксная пористость карбонатов обычно уменьшается до нескольких процентов или долей процента. Доломиты и меловые породы характеризуются более высокой пористостью [36]: 2,4% - для палеозойских известняков Кентукки, 6,6% - для палеозойских доломитов Онтарио, 17% - для кайнозойских известняков Юкатана и 30% - для мелов Англии (табл. 1).

Проницаемость матрикса в известняках и доломитах находится в пределах 5·10^-17-5·10^-13 м, а коэффициент фильтрации - 5·10^-11-5·10^-7 м/с [31]. Значения К_ф для матрикса колеблются в пределах 2·10^-11-7·10^-5 м/с (табл. 1); в них же укладываются результаты 493 измерений Кф матрикса в известняках формации Эдвардс в Техасе [19]. Несмотря на определяющее значение матриксной пористости в емкостных характеристиках пород (96,4-99,9%), ее вклад в подземный сток минимален (0,00-0,02%). Поток в матриксе практически всегда ламинарный и описывается уравнением Дарси.

Трещинная пустотность и проницаемость

Трещинная пустотность и проницаемость возникают при формировании разрывных (дизъюнктивных) нарушений в породе и раскрытии межпластовых трещин. Параметры раскрытости трещин варьируют в широких пределах в связи с особенностями механизмов формирования трещиноватости и последующего расширения трещин растворением. Общей закономерностью является преимущественный рост наиболее крупных трещин (проявление принципа унаследованности), способствующий увеличению вариации размеров трещин и переходу их в разряд каналов [13]. Нижний предел раскрытости трещин, значимый в гидрогеологической практике, обычно принимается в десятки-сотни микрон. Для определения границы между трещинами и каналами используются разные критерии; разные авторы принимают его в пределах от 1 до 15 мм. Отдельные широкие (свыше 10-15 мм) трещины, а также зоны дробления крупных тектонических разрывов рассматриваются как каналы (безотносительно к степени их преобразования растворением).

Трещинная проницаемость оценивается по данным поинтервальных испытаний скважин, пройденных в относительно равномерно трещиноватых породах. Трещинная пустотность может быть рассчитана по этим же данным с использованием кубического закона

                                                   b = 12·T·µ/(r·g)·0,33                                                    (1)

где b - раскрытие трещины, Т - водопроводимость, µ - динамическая вязкость, r - плотность жидкости и g - гравитационное ускорение.

Этим уравнением предполагается, что поток сконцентрирован в единичной гладкой трещине, что дает заниженные значения раскрытия. Трещинная пустотность оценивается также с использованием измерений трещиноватости в обнажениях и керне [12].

Трещинная пустотность сохранного скального массива обычно составляет доли процента, но может возрастать до нескольких процентов и достигать 10% в выветрелых и сильнотрещиноватых породах [13]. В классификации массивов горных пород по степени трещиноватости [12] используются градации трещинной пустотности: малая - 0,1-0,3, средняя - 0,3-1, высокая - 1-3, аномально высокая - 3-10%.

В четырех карстовых районах [36] трещинная пустотность, оцененная по данным скважинных испытаний и по формуле (1), изменяется в пределах от 0,01 до 0,1%, а ее доля в емкости коллекторов - от 0,03 до 1,2%. Однако вклад трещинной пустотности в проницаемость массива оказывается на несколько порядков выше, чем матриксной пористости. Коэффициенты фильтрации трещинных сетей варьируют в пределах 10^-5-10^-3, а доля подземного стока в трещинной среде в общем стоке - 0,2-6%. Поток в трещинной среде преимущественно ламинарный и описывается уравнением Хаагена-Пуайзеля.

Каналовая пустотность и проницаемость

Мнения о величине каналовой пустотности и ее доле в общей пористости пород также противоречивы. Для приближенной оценки каналовой пустотности Аткинсон [15] использовал данные по режиму источника, выделяя объем "базового" стока, вытесненного из коллектора паводком (базовый сток отделяется от паводковых вод по смене чистых вод с большей минерализацией на воду с более высокой мутностью и низкой минерализацией); Боначчи [16] оценивает эффективную пористость закарстованных пород по пьезометрическим данным и кривым истощения источников; Уорсингтон и Форд [36] используют различные допущения, обосновывая их для каждого района (табл. 1). Скорость движения воды в каналах определяется осреднением результатов экспериментов по трассированию. При этом подразумевается, что карстовый коллектор имеет древовидную структуру, обычную для открытых гидрогеологических условий, но не характерную для напорных комплексов (рис. 1).

Рис.1. Типичные примеры плановой структуры пещер, сформированных
в открытых гидрологических условиях (А) и в условиях напорных
водоносныхкомплексов (Б). На планах пещер показаны контуры
пещерных массивов, используемые для расчета (табл.2).

По разным оценкам каналовая пустотность колеблется от 0,003 до 0,5%, а ее вклад в общую емкость коллекторов - от 0,05 до 2,8%. Эти характеристики сравнимы с соответствующими характеристиками для трещинной пустотности и намного меньше значений для матрикса (последнее справедливо лишь для каналовой пустотности, сформированной в открытых гидрогеологических условиях). Однако значения эквивалентных коэффициентов фильтрации для каналовых систем превышают на 1-2 порядка коэффициенты фильтрации для трещиноватости и на 3-7 порядков - для матрикса. Таким образом, именно каналовая проницаемость обеспечивает почти весь (от 94,0 до 99,7%) подземный сток, что проявляется в породах различного возраста и с разными характеристиками матриксной и трещинной пористости.

Обобщенные количественные характеристики карстовой проницаемости могут быть получены путем спелеоморфометрического анализа хорошо изученных пещерных систем [6, 23, 25, 34, 36].

По данным топосъемок пещер определяются протяженность ходов, их площадь и объем, площадь и объем массива пород, вмещающих пещеру, а также удельный объем пещеры (отношение объема пещеры к ее протяженности, м³/м), плотность каналов (отношение протяженности каналов к площади массива, км/км²), коэффициенты площадной и объемной пустотности (закарстованности).

В подходах к определению площади и объема пещерных массивов имеются некоторые различия. Стандартная методика [9] измеряет площадь пещерного массива как площадь наименьшего прямоугольника, вмещающего пещеру. При расчете объема пещерного массива эта площадь умножается на амплитуду (разность высот крайних верхней и нижней точек) пещеры. Выбор прямоугольника как аппроксимирующей фигуры позволяет унифицировать измерения, но приводит к завышению площади и объема массива в 2-5 раз и соответствующему занижению коэффициентов пустотности (степень занижения зависит от плановой конфигурации пещеры). С целью обеспечения большей сравнимости показателей нами предлагается определять площадь пещерного массива как площадь многоугольника, описывающего пещеру ([6, 23, 25], рис. 1). Для пещер разных типов установлено, что субъективность выбора формы многоугольника дает вариацию площади в пределах 10%, что позволяет сравнивать характеристики разных объектов.

В табл. 2 приведены морфометрические характеристики ряда пещер и их массивов, по которым удалось собрать необходимые данные. Для целей дальнейшего анализа пещеры разделены на две категории: преимущественно древовидные системы, сформированные в открытых гидрогеологических условиях и преимущественно лабиринтовые системы, сформированные в условиях напорных водоносных комплексов. Каналовая пустотность для: пещерных массивов первой категории варьирует от 0,24 до 0,77 %, что примерно на порядок выше оценок, сделанных с применением расчетных гидрогеологических методов (табл. 1., рис. 2).

Таблица 2. Параметры пещер, вмещающих массивов и
пещерных сетей для разных типов спелеогенеза.

Рис 2. Морфология и размеры типичных карстовых каналов

Для хорошо изученной пещерной системы Мамонтова-Флинт-Ридж в Кентукки [28] пустотность по спелеоморфометрическому методу составляет 0,24%, а по гидрогеологическому - всего 0,06%. Различие объясняется тем, что первая цифра характеризует закарстованную зону водосбора, а вторая - осредняет пустотность для всего водосбора. Данные табл. 2 отчетливо демонстрируют существенные различия в каналовой пустотности, формирующейся в безнапорных (среднее значение 0,53%) и напорных условиях (5,13%). Пустотность, обуславливаемая развитием лабиринтовых пещер, колеблется в пределах 2,0-12,0%, а среднее значение (5%) на порядок превышает среднее значение пустотности для безнапорного спелеогенеза. Причины этого кроются в существенных различиях в механизмах и условиях спелеогенной эволюции безнапорных и напорных коллекторов.

Роль различных видов пористости в формировании емкостных и фильтрационных свойств коллекторов

Приведенные данные свидетельствуют, что карстовые каналы, сформированные в открытых гидрогеологических условиях, составляют незначительную долю пористости и пород, а водосодержание пород определяется, главным образом, поровой средой матрикса (табл. 1). Примеры, подобранные Уорсингтоном [35. 36], демонстрируют устойчивость такого соотношения в разных по возрасту и пористости породах. Палеозойские карбонаты Онтарио и Кентукки являются диагенетически зрелыми породами, испытавшими глубокое погружение и имевшими значительно более низкую матриксную пористость, чем молодые меловые породы Англии и известняки Юкатана. Вместе с тем, доля матриксной пористости в водосодержании во всех случаях остается преобладающей.

Вывод об относительном "вкладе" различных видов пустотности в емкостные свойства пород не распространяется на напорные водоносные комплексы. Спелеогенез в артезианских условиях приводит к формированию значительно (на порядок) более высокой каналовой пустотности закарстованных зон, чем спелеогенез в безнапорных условиях (табл. 2). Матриксная пористость пород, в которых развиты пещеры артезианской группы, во всех случаях не превышает нескольких процентов. Таким образом, вклад каналовой пустотности артезианского происхождения в емкостные свойства пород может быть сравнимым с вкладом матриксной пористости, а в случае гипсовых пещер даже превышать его.

Данные табл. 1 убедительно показывают, что, несмотря на незначительную долю каналовой пустотности в емкостных характеристиках безнапорных коллекторов, во всех приведенных примерах именно она обеспечивает почти весь подземный сток. Трещинная проницаемость ответственна за незначительную долю стока, а матриксная (поровая) проницаемость пренебрежимо мала. Этот вывод может быть распространен и на напорные карстовые водоносные горизонты.

Обобщенные данные о пористости и проницаемости, сформированной разными видами элементарной гидрогеологической структуры, следует рассматривать как генерализованные для карстовых коллекторов соответствующих типов. Это подтверждается тем, что коллекторы, сложенные разными по возрасту, литологии и "начальным" емкостным свойствам породами, демонстрируют сходство гидрогеологической роли сформированной позднее каналовой пустотности. Вместе с тем, емкостные и фильтрационные свойства закарстованных пород крайне неоднородны, поэтому в конкретных природных обстановках или различных гидродинамических зонах [7] возможны значительные вариации. Это иллюстрируют, например, контрастные свойства приповерхностной (эпикарстовой) зоны открытых карстовых массивов [5, 24, 25], где эффективная пористость пород может на порядок превышать значения, характерные для основной части массива.

Приведенные оценки относятся в основном к верхней части фреатической зоны (зоны полного насыщения) открытых карстовых массивов. Известна тенденция к уменьшению закарстованности с глубиной (главным образом за счет уменьшения трещинной и каналовой пустотности). Однако эта тенденция не распространяется на слоистые напорные водоносные комплексы, где горизонты с высокой закарстованностью пород могут быть встречены на разных глубинах.

Фильтрационная неоднородность закарстованных пород и масштабный эффект

В теории фильтрации распределение пористости принимается беспорядочным, условия движения жидкости рассматриваются макроскопически, а реальная порода заменяется условно-сплошной средой с непрерывными свойствами. Параметры пористости и проницаемости всегда осреднены в пределах опробованного объема пласта. Эти допущения не применимы к карстовой среде, которая отличается высокой гетерогенностью и анизотропией проницаемости. К тому же карстовая пустотность обычно не распределена хаотически, а отличается иерархической организацией.

Для характеристики контрастов в характере фильтрации в карстующихся породах Бурдон и Папакис [17] использовали понятия рассеянной циркуляции порово-трещинном пространстве (описываемой законом Дарси) и концентрированной циркуляции в карстовых каналах. В дальнейшем в западной литературе концептуализация характера карстового стока была осложнена введением внутренне противоречивых классификаций компонентов стока типа "рассеянный-каналовый" [30, 32], "рассеянный-трещинный-каналовый" [15], "гранулярный-рассеянный-трещинный-каналовый" [27]. Противоречивость состоит в том, что характеристика степени концентрации стока (как и вообще степени фильтрационной неоднородности среды) зависит от масштаба рассмотрения и не должна смешиваться с типологией пустотности. Корреляция степени концентрации подземного стока с элементарными видами гидрогеологических структур (возрастание концентрации в ряду "поры-трещины-каналы") правомерна лишь в фиксированном масштабе рассмотрения, соответствующем критерию "рассеянности" меньшего из членов ряда. Принятием соответствующего масштаба рассмотрения распределение любого из компонентов пустотности может быть представлено как рассеянное (однородное) или концентрированное (неоднородное).

Относительность понятия фильтрационной неоднородности подчеркивается в работах Раца [1, 11] и коллектива авторов [10]. Она является отражением масштабного эффекта, проявления которого весьма разнообразны. Рац предложил различать неоднородности высшего порядка (обусловлены неравномерным распределением элементов, линейные размеры которых в 104 и более раз меньше зоны опробования); эффективную неоднородность (обусловлена неравномерным распределением элементов, размеры которых в 10-100 раз меньше зоны рассмотрения) и неоднородности низшего порядка (размеры элементов больше, чем размеры зоны опробования). Отсюда следует, что при расширении рассматриваемой области фильтрации до размеров, в которых трещины и карстовые каналы могут рассматриваться в качестве элементов эффективной неоднородности или неоднородности высшего порядка, рассеянным может быть представлен сток и в трещинной, и в каналовой средах. Например, правомерно говорить о рассеянной каналовой циркуляции (при рассмотрении в масштабе пещерного поля - от нескольких сот метров до нескольких километров) в случае потоков подземных вод в закарстованных водоносных горизонтах с артезианскими лабиринтными каналовыми системами (в миоценовых гипсах Западной Украины или палеозойских известняках Южной Дакоты). Таким образом, правомерны классификации компонентов стока по типам элементарных структур, а водоносных горизонтов - по их преобладанию (поровые, трещинные, каналовые и их комбинации), но эти признаки не следует смешивать с признаками, отражающими степень концентрации стока, которые должны включать указание на масштаб рассмотрения.

В гидрогеологических публикациях по карстовым районам часто указывают широкие пределы изменчивости значений коэффициента фильтрации, полученные разными методами. Это иногда интерпретируется как свидетельство резкой пространственной неоднородности проницаемости пород. Однако проницаемость в закарстованных породах есть атрибут не породы вообще, а относительно независимых сред (поровой, трещинной, каналовой) с резко различными размерами и структурой пустот. Разные методы опробования характеризуют свойства какого-то одного из видов проницаемости, в зависимости от размеров опробуемой области фильтрации и степени охвата более крупных элементов пустотности. Поэтому в измерениях фильтрационных свойств закарстованных пород очень сильно проявляется масштабный эффект, что отмечено многими исследователями [33, 35, 50, 51, 59, 60, 97].

Масштабный эффект отражает наличие гетерогенной пористости; в идеальной пористой среде он не проявляется. Коэффициенты фильтрации являются функцией размеров области опробования и методов их определения. Они возрастают на 5-8 порядков при переходе от масштаба образцов породы через локальный масштаб (скважинные методы) к масштабу KBС или дренажного бассейна (рис. 3 и 4).

Рис. 3. и 4. Влияние методов и размеров области опробования на определение коэффициента фильтрации
и проницаемости закарстованных пород (результаты исследований фильтрационных свойств водоносного
комплекса Эдвардс, Техас, США [20]).

По возрастанию получаемых значений коэффициента фильтрации известные методы образуют следующий ряд:

• лабораторные исследования образцов породы и испытания в нетрещиноватых интервалах скважин (характеризуют, главным образом, пористость и проницаемость матрикса; размеры области опробования измеряются сантиметрами и десятками сантиметров);
• скважинные испытания в трещиноватых интервалах (характеризуют, главным образом, трещинную проницаемость; размеры области опробования варьируют от метров до десятков метров);
• продолжительные скважинные откачки (в зависимости от положения скважин по отношению к каналам и гидравлической связности этих сред характеризуют трещинную и каналовую проницаемость; размеры области опробования варьируют в пределах десятков, иногда сотен метров);
• гидрогеологические расчеты по гидрографам источников и моделирование с использованием параметров, оцененных с учетом спелеологических характеристик и данных экспериментов по трассированию карстовых вод (характеризуют каналовую проницаемость в масштабах КВС и водосборов источников; размеры области опробования варьируют от сотен метров до десятков километров).

Таким образом, адекватная характеристика каналовой проницаемости обычными в гидрогеологической практике методами в принципе недостижима. Концепция проницаемости для карстовых водоносных горизонтов может прилагаться лишь к области фильтрации, соответствующей масштабу целостной КВС (бассейна стока). В случаях, когда карстовый сток дренируется источником и гидравлический уклон в водоносной системе известен, Уорсингтон и Форд [35] предлагают использовать "эквивалентный коэффициент фильтрации" - кажущийся расход через единицу площади сечения его дренажного бассейна. В определении этого параметра игнорируется турбулентное движение воды в каналах, однако он позволяет сравнивать матриксную, трещинную и каналовую проницаемость по сопоставимому параметру. Адекватная информация о скорости движения карстовых вод в масштабах КВС (бассейна стока) может быть получена только методами трассирования. Действительные скорости движения вод в каналах могут быть очень высокими. В различных карстовых районах мира проведены тысячи экспериментов по трассированию. Его результаты обобщены для многих регионов [2, 3, 16, 18 и др.]. По данным 280 экспериментов в Югославии Миланович указывает среднюю скорость движения вод в каналах 5200 м/сут (0,06 м/с). Жез по данным 65 экспериментов в Зап. Европе получил среднюю скорость 2600 м/сут (0,03 м/с). Такая же средняя скорость для Крыма и Западного Кавказа получена Дублянским при обобщении результатов 50 экспериментов. Наиболее представительную выборку подготовил Уорсингтон [33], который на основании данных 2877 экспериментов в разных регионах мира получил среднюю действительную скорость каналового стока 1900 м/сут (0,022 м/с). Местные скорости движения вод в каналах, оцененные прямыми гидрометрическими замерами и расчетами по гранулометрическому составу осадков (метод Хьюлстрема-Буркхардта), достигают значений 86-260 км/сут (1-З м/с)[3].

В экспериментах по трассированию скорость движения воды в каналах осредняется для участков от точек инъекции индикатора до точек регистрации, протяженность которых обычно составляет несколько километров (максимум - до 25-40 км). Часто она несколько занижена, так как во многих экспериментах регистрация трассера производится дискретной сменой ловушек. Средняя действительная скорость движения воды в каналах обычно на один-три порядка выше скоростей фильтрации, полученных для тех же коллекторов по данным скважинных откачек, и на пять-восемь порядков - выше скоростей фильтрации, полученных на образцах.

Например, в палеозойских известняках штата Кентукки опробование керна дало К_ф=10^-11 м/с, а скважинное опробование - на шесть порядков выше [35]. При этом скважины располагались на расстоянии до 50 м от закартированных галерей Мамонтовой пещеры, имеющих поперечники в несколько метров и проводящих каналовые потоки на расстояние до 18 км (рис. 5). В ордовикских доломитах Онтарио пакерное опробование в нетрещиноватых зонах дало значение К_ф=10^-11-10^-8 м/с, а К_ф по данным откачек и пакерного опробования в трещиноватых зонах - 10^-5-10^-3 м/с. В другом районе Онтарио скорость движения вод, определенная трассированием от скважины к источнику, составила 536 м/сут (0,0062 м/с), что в несколько тысяч раз больше, чем скорости, рассчитанные с использованием коэффициентов фильтрации [35]. Такие же контрасты между значениями К_ф, полученными разными методами, отражает рис. 4.

Рис. 5. Карстолого-гидрогеологическая карта бассейна источника Turnhole, включающего
пещерную систему Флинт-Ридж-Мамонтовая (Кентукки, США) - пример комплексной
интерпретации спелеологических и гидрогеологических данных.

Такой подход ярко демонстрирует значение масштабного эффекта в определении пористости и проницаемости закарстованных пород и невозможность получения адекватной характеристики проницаемости, основанной на применении лабораторных и скважинных методов. Данные будут на несколько порядков смещены в сторону значений, характеризующих проницаемость матрикса или трещинной среды, но не каналовых систем. Соответственно будут смещены оценки водопроводимости и стока. Уорсингтон [34] полагает, что отнесение многих карбонатных коллекторов к коллекторам трещинного, а не карстового (трещинно-карстового) типа обусловлено, скорее, доминированием скважинных методов, чем действительным отсутствием или малозначимостью каналовой циркуляции.

Таким образом, теоретические подходы и моделирование в гидрогеологии карста должны основываться на трехуровенной концептуализации фильтрационной среды, а решение практических задач - на использовании его спектра методов изучения различных видов гидрогеологической структуры, в том числе - методов, позволяющих оценить размеры, конфигурацию и водопроводящую роль каналовых систем.

Подавляющее большинство экспериментов по трассированию подземных вод проведено в открытых гидрогеологических условиях. Данные по трассированию подземных вод в напорных карстовых коллекторах немногочисленны. Автором совместно с С. Аксемом проведено 34 эксперимента по трассированию подземных вод напорного миоценового водоносного комплекса на Западной Украине, который вмещает закарстованную гипсо-ангидритовую толщу, залегающую между песчано-карбонатным (внизу) и карбонатным (вверху) горизонтами. Большинство экспериментов проводилось в зоне влияния Язовского серного карьера, где водообмен активизирован многолетними откачками (до 100 тыс. м³ в сутки). Сток в пределах гипсоангидритового горизонта может быть охарактеризован как преимущественно "рассеянный каналовый", определяемый наличием пещерных систем лабиринтового типа. В пределах сплошных пещерных полей латеральная связность таких систем очень высока, но на значительных расстояниях прерывается в связи с наличием слабо закарстованных ареалов или выпадением гипсо-ангидритов из разреза. Латеральный поток на таких участках проходит по смежным песчано-карбонатным толщам с преимущественно порово-трещинной проницаемостью. Инъекции и промежуточная регистрация трассеров осуществлялись через скважины, а окончательная регистрация - в зумпфе Язовского карьера.

Местные скорости движения вод, рассчитанные по времени прохождения трассеров между смежными скважинами (десятки-сотни м), колеблются от 40 до 2500 м/сут (0,00046-0,028000 м/с). Эти крайние пределы можно трактовать как характеризующие движение вод в порово-трещинной и каналовой средах. Максимальное значение К_ф, полученное для гипсоангидритовой толщи по скважинным откачкам, составляет 69 м/сут (0,00078 м/с), что близко к нижнему пределу местных скоростей. Средние скорости движения подземных вод комплекса, рассчитанные для всего пути фильтрации (от нескольких до 16 км), варьируют в пределах 400-1100 м/сут (0,005-0,013 м/с). Они характеризуют смешанную ("перемежающуюся") в различных соотношениях фильтрацию в порово-трещинной и каналовой средах.

Таким образом, характер стока в закарстованных породах в открытых и закрытых гидрогеологических условиях может существенно различаться. Высокая плотность и сложная структура каналов в артезианском типе спелеогенеза (табл.2, рис. 1Б) делает возможным при решении некоторых задач в региональном масштабе применение к карстовым напорным водоносным горизонтам модели условно-сплошной среды.

Концептуализация структуры водовмещающей среды в карстующихся породах.

При статическом (структурном) подходе причиной емкостной и фильтрационной неоднородности пород является наличие элементарных гидрогеологических структур, существенно различающихся по размерам и распределению в породе. Жидкость в пустотах соответствующих видов образует компоненты стока, которые демонстрируют различное гидродинамическое поведение.

Общий подход к рассмотрению нестационарной фильтрации в неоднородной среде был предложен Баренблаттом и Желтовым для трещиновато-пористых пород в виде концепции двойной пористости. Порода рассматривается в виде двух пористых сред разных порядков, вложенных одна в другую. Движение жидкости рассматривается раздельно в системе трещин, разделяющих блоки, и в системе пор, развитых внутри блоков. При этом учитывается обмен жидкостью между средами. При распространении концепции двойной пористости на закарстованные породы [1, 10] в качестве пор второго порядка принимается обычная трещиноватость, а в качестве пор первого порядка - карстовые каналы. Т.е. карстовые каналы рассматриваются как аналоги крупных трещин, но при этом их распространение принимается равномерным, соответствующее фильтрационное поле - сплошной средой, а движение жидкости в каналах - подчиняющимся линейному закону фильтрации. Это позволило применить стандартные гидродинамические методы к решению ряда задач фильтрации, однако в большинстве случаев высокая скорость движения вод в карстовых каналах и размеры поперечников каналов в (0,01-10 м), обуславливают нарушение линейного закона фильтрации [3, 31].

Представление закарстованных пород средой с двойной пористостью является упрощением, допустимость которого весьма ограничена. Поровая, трещинная и каналовая структуры образует как минимум один уровень емкостной и фильтрационной неоднородности породы. Однако известно, что "первичные" (незакарстованные) трещины обычно обнаруживают два-три и более отчетливых уровня неоднородности размеров, что выражается в их полимодальном распределении [13]. Спелеогенное развитие первичных путей фильтрации (главным образом трещин) неизбежно приводит к формированию наиболее контрастного уровня фильтрационной неоднородности за счет усиления контрастности крупных трещин. Таким образом, закарстованные породы должны рассматриваться как среды с многоуровенной ("тройной-четверной") пористостью.

Распределение элементов "верхнего" уровня неоднородности (каналов) как правило, не соответствует критериям сплошной среды. Математические решения в такой постановке пока не разработаны. В последнее десятилетие получили развитие модели, характеризующие динамические развитие проницаемости при взаимодействии дискретной каналовой и сплошной трещинной сред [29, 30].

Выраженность явлений многоуровенной пористости зависит от контрастности емкостных и фильтрационных свойств взаимодействующих сред и размеров рассматриваемой области фильтрации. Признаком хорошей связи трещинного пространства с каналами является быстрое прохождение трассеров. Уайт [31] предлагает пути для определения коэффициента взаимодействия трещинно-поровой и каналовой сред: расчленение гидрографов источников (анализ отношения максимального и минимального расходов); анализ базового стока; сравнение "паводкового отклика" в скважинах, вскрывающих трещиноватую зону и карстовый канал.

Каналовые системы, обладающие крайне низким гидравлическим сопротивлением, в периоды малой водности служат дренами для окружающей трещинной среды, сток в которой ориентирован не к очагам разгрузки на поверхности, а к ближайшим каналам. При поступлении в водоносный горизонт паводковых вод происходит инверсия поля градиентов. В каналовой системе происходит быстрое перераспределение напоров и подъем уровня вод. Скачок напора обуславливает пополнение запасов порово-трещинной среды. Каналовая система обеспечивает быстрое прохождение паводковых вод к карстовому источнику. В трещинной системе фильтрация и реакция напора на изменения происходит медленнее. Механизм взаимодействия трещинной и поровой сред в принципе подобен вышеописанному.

Описанный механизм нестационарной фильтрации в породах с многоуровенной пористостью объясняет многие особенности гидрогеологии карстовых массивов: разный режим подземных вод, наблюдаемый в расположенных поблизости скважинах и источниках; различные результаты (скорости и направления движения вод) экспериментов по трассированию, проведенных в периоды разной водности; несоответствия реальной циркуляции подземных вод линиям тока, получаемым традиционной интерпретацией пьезометрических данных и др. Адекватная интерпретация таких особенностей и решение практических гидрогеологических задач могут быть достигнуты только при учете характеристик каналовых систем, получаемых при использовании спелеогенетических концепций, данных спелеологических и индикаторных исследований и исследований режима источников.

Проблема гидрогеологического моделирования в карстовых районах. Карстологам, занимающимся изучением гидрогеологии карста, нередко адресуются упреки в недостаточном использовании методов моделирования. Однако существуют объективные причины, вытекающие из особенностей карстовых коллекторов, которые серьезно ограничивают возможности и оправданность применения методов моделирования для решения практических задач.

Главной проблемой является получение адекватной количественной характеристики фильтрационных свойств в условиях их крайне высокой неоднородности и анизотропии. Сток в карстовых районах определяется иерархически организованными каналовыми системами, тогда как традиционные локальные методы в принципе не способны обеспечить характеристику их проницаемости и структуры. Использование стандартных гидрогеологических данных для оценки проницаемости карстовых коллекторов приводит к неизбежному занижению водопроводимости (иногда на несколько порядков) и ошибкам в прогнозах направлений и скоростей водообмена. Оценка каналовой проницаемости возможна лишь в масштабе КВС (бассейна стока) с использованием методов трассирования, поэтому шансы на успех имеют только модели регионального масштаба.

Реализацию этих шансов может обеспечить лишь специализированная методология получения исходных данных для моделирования, включающая [21, 27, 28, 36] тщательное обоснование граничных условий и положения границ; инвентаризацию очагов питания и разгрузки каналовых систем; размещение наблюдательных и опытных скважин, обеспечивающее опробование всех существенных компонентов стока (прежде всего каналового) и позволяющее оценить их взаимодействие при различных режимах; определение скоростей и направлений движения карстовых вод методами мультитрассирования; использование данных спелеологических исследований и cпелеогенетических концепций для корректного обобщения структуры и иерархической организации каналовых систем.

Адекватность гидрогеологического моделирования снижается с уменьшением размера моделируемой области и локальные модели (моделируется область фильтрации меньшая, чем размеры КВС или бассейна стока) оказываются крайне ненадежными [21, 29]. Для обеспечения их корректности требуется нереалистично высокая детальность определения структуры водопроводимости, граничных условий, организации, размеров и гидравлического поведения каналовой системы. Как отмечал выдающийся эксперт в области прикладной гидрогеологии карста Джеймс Квинлан (США), "... один хорошо спланированный, правильно выполненный и корректно интерпретированный эксперимент по трассированию стоит тысячи экспертных заключений или сотни компьютерных моделей стока [21]".

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Боревский Б. В., Самсонов Б. Г., Язвин Л. С. Методика определения параметров водоносных горизонтов по данным откачек. М.: Недра. 1979.
2. Дублянская Г. Н., Дублянский В. Н. Теоретические основы изучения парагенезиса карст - подтопление. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1998.
3. Дублянский В. Н., Кикнадзе Т. 3. Гидрогеология карста Альпийской складчатой области юга СССР. М: Наука,: 1984.
4. Дублянский Ю. В. Механизм формирования и моделирование гидротермокарста. Новосибирск: АН СССР. 1990.
5. Климчук А. Б. Значение приповерхностной зоны в гидрогеологии и морфогенезе карста. Ин-т геол. наук. Киев, 1989.
6. Климчук А. Б. Гидрогеологические условия развития и генезис карстовых полостей в неогеновых сульфатных отложениях Волыно-Подольского артезианского бассейна: Автореф. дис. канд. геол. наук. Ин-т геол. наук НАНУ. Киев, 1999. '
7. Максимович Г.А. Основы карстоведения. Пермь, 1969. Т. 2.
8. Пиннекер Е. В. Проблемы региональной гидрогеологии (Закономерности Распространения и формирования подземных вод). М.: Наука, 1977.
9. Проблемы изучения карстовых полостей гор южных областей СССР. Ташкент: ФАН, 1983.
10. Прогноз водопритоков в горные выработки и водозаборы подземных вод в трещиноватых и закарстованных породах. М.: Недра, 1972.
11. Рац М. В. К вопросу о зависимости густоты трещин от мощности слоев // ДАН СССР.1962.Т. 114.Вып.З.
12. Рац М. В., Черныше в С. Н. Трещиноватость и свойства трещиноватых горных пород. М.: Недра, 1970.
13. Чернышев С. Н. Трещины горных пород. М.: Наука, 1983..
14. Atkinsоn Т. С. Diffuse flow and conduit flow in limestone terrain in the Mendip Hills (Great Britain) // Journ. of Hydrology 1977. Vol. 35.
15. Atkinson Т. С Present and future directions in karst hydrogeology // Annales de la Societe geologique de Belgique. 1985. Vol. 108.
16. Bonacci O. Karst hydrology, with special reference to the Dinaric Karst. Berlin-Heidelberg: Springer-Verlag. 1987.
17. Вurdon D. J., Papакis N. Handbook of Karst Hydrogeology. Athens: Institute for Geology and Subsurface Research. 1963.
18. Fоrd D. C., Wi11iams P. W. Karst geomorphology and hydrology. London: Unwin Hyman, 1989.
19. Freeze R. А., Сherrу J. A. Groundwater. Englewood Cliffs: Prentice Hall. 1979.
20. Ha1ihan Т., Sharp J. M., Mасe R. M. // Karst Modelling, Proceedings of the symposium held February 24-27, 1999, Charlottesville. Karst Water Institute Special, 1999. Publ. 5.
21. Huntооn P. W. Is it appropriate to apply porous media groundwater circulation models to karstic aquifers? // Groundwater models for resources analysis and management. Boca Raton: Lewis Publishers. 1995.
22. Кira1у L. Rapport sur I'etat actuel des connaissances dans le domaine des characteres physiques des roches karstiques. // Hydrogeology of karstic terraines. International Union of Geo¬logical Sciences, 1975. Bd. 3.
23. Кlimсhоuк A. B. Large gypsum caves in the Western Ukraine and their genesis // Cave Science 1992. Vol. 19 (1).
24. К1imсhоuк A. Karst morphogenesis in the epikarstic zone // Cave and Karst Science. 1995. Vol. 21.
25. Кlimсhоuк A. B. Speleogenesis under deep-seated and confined settings // Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.
26. Klimchouk A, Ford D., Palmer A., DreybrodtW. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000
27. Quinlan J. F., Ewers R. O. Groundwater flow in limestone terranes: Strategy, rationale and procedure for reliable and efficient monitoring of groundwater quality in karst areas // 5th Nat. Symp. and Exp. on Aquifer Restoration and Groundwater Monitoring, Columbus, Ohio. 1985.
28. Quinlan J.F., Ewers R. O. Subsurface drainage in the Mammoth Cave area // Karst Hydrology: Concepts from the Mammoth Cave area. New York: Van Nostrand Reinhold. 1989.
29. Sauter M. Double porosity models in karstified limestone aquifers, field Validation and data provision. Hydrologic processes in Karst Terranes // Intern. Assoc. of Hydrol. Sciences 1993. Publ. 207.
30. Shusteг Е.Т., White W. B. Seasonal fluctuations in the chemistry of limestone springs: A possible means for characterizing carbonate aquifers // Journal of Hydrology, 1971. Vol. 14
31. White W. B. Conceptual models for karstic aquifers // Karst Modelling, Proceedings of the symposium held February 24-27, 1999, CharlottesVille, Virginia. Karst Water Institute Special-1999. Publ. 5.
32. White W. В., Schmidt V. A. Hydrology of a karst area in east-central West Virginia //Water Resources, 1966. Vol. 2.
33. Wоrthington S. R. H. Karst hydrogeology of the Canadian Rocky Mountains PhDthesis, McMaster University, Hamilton, 1991.
34. Wоrthington S. R. H. A comprehensive strategy for understanding flow in carbonate aquifers // Karst Modelling, Proceedings of the symposium held February 24-27 1999 Charlottesville Virginia. Karst Water Institute, 1999. Publ. 5.
35. Worthington S. R. H., Ford D. Borehole tests for megascale channeling in carbonate aquifers // Proc. of the 12th Intern. Congr. of Speleology. La Chaux-de-Fonds, Switzerland 1997 Vol. 11.
36. Wоrthington S. R. H., Fоrd D. C., Вeddоws P. Porosity and Permeability enhancement in unconfined carbonate aquifers as a result of solution // Speleogenesis- Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.

Сообщение 2. Развитие каналовой проницаемости

Введение

Термин спелеогенез означает развитие полостей в карстующейся породе за счет расширения растворением первичных путей фильтрации подземных вод. Теория спелеогенеза рассматривает происхождение и развитие карстовой пустотности, эволюцию коллекторов от «первичных» поровых или трещинных до карстовых. Успехи в теории спелеогенеза, достигнутые в 80-90 гг. XX в., оказывают большое влияние на понимание особенностей гидрогеологии карста. Задача настоящего сообщения — раскрыть основные закономерности спелеогенеза и показать различия процесса и создаваемых им структур проницаемости в двух основных обстановках - безнапорной и напорной.

В карстовых системах, в отличие от некарстовых коллекторов, структура и параметры проницаемости не являются неизменными во времени, а «создаются» стоком и динамично изменяются таким образом, чтобы максимально эффективно проводить сток в данной конфигурации контуров питания-разгрузки. Спелеогенетическое исследование фокусируется на выявлении механизмов и скорости развития полостей, т.е. на выявлении природы присущей карсту крайней неравномерности и анизотропии фильтрационных свойств и иерархической организация структуры проницаемости. Этот подход к гидрогеологии карста называется динамическим (генетическим) в отличие от статического (структурного), принятого в «традиционной» гидрогеологии («сток есть функция параметров среды»).

Генетический подход к рассмотрению емкостной и фильтрационной неоднородности карстовых горизонтов заключается в исследовании механизмов формирования и развития трещинных и каналовых систем. Установлено [10], что в развитии трещиноватости пород закономерно проявляется преимущественный рост наиболее крупных трещин, что приводит к возрастанию фильтрационной неоднородности. В растворимых породах этот процесс резко усиливается за счет включения спелеогенетических механизмов, ответственных за формирование каналовой проницаемости. Ее структура формируется стоком и (по крайней мере, в безнапорных условиях) организуется иерархически для обеспечения наиболее эффективной водопроводимости коллектора.

Еще одной важнейшей особенностью каналовой проницаемости является то, что ее структура реорганизуется в ответ на изменения системы стока, вызванные изменением граничных условий. Познание механизмов и факторов спелеогенного развития «первичных» путей фильтрации - решающее условие адекватной интерпретации особенностей гидрогеологии карста и данных спелеологической документации, выбора параметров региональных моделей, прогноза свойств и поведения карстовых коллекторов.

Гидродинамический контроль спелеогенеза в масштабе водоносного горизонта

Большинство исследователей, пытаясь выделить ведущие факторы, контролирующие заложение карстовых каналов, акцентирует внимание на структурных факторах, определяющих «начальную» (доспелеогенную) проницаемость. Действительно, в большинстве случаев в заложении карстовых каналов проявляется структурный контроль (трещины, приразрывные зоны, плоскости напластования). Однако при такой трактовке внимание отвлекается от более важного обстоятельства - причин избирательности спелеогенеза в масштабе водоносного горизонта.

Теоретические исследования и работы по численному и физическому моделированию развития единичных каналов и их сетей в конце XX века позволили выявить решающую роль гидрогеологических факторов в заложении каналовых систем и формировании их структуры. Геологические структурные элементы контролируют заложение каналов лишь в локальном масштабе. Структура и организация пещерных систем определяются, главным образом, типом (безнапорным, напорным) системы стока и характером (рассеянным, очаговым) питания растворимого коллектора [25, 28, 31, 33].

В масштабе водоносного пласта (массива), заложение пещерных систем (зон повышенной закарстованности) контролируется гидродинамическими характеристиками системы стока, что впервые сформулировал Хантон [21]. В терминах гидродинамики контроль системы стока в развитии каналовой проницаемости выражен следующим образом (2):

                                                   q = -K·(dh/ds)                                                    (2)

где q - удельный расход, К - коэффициент фильтрации, h - гидравлический напор, s - общая пространственная координата, dh/ds - гидравлический градиент. При этом (3):

                                                   K_t=f(q)·K_(t-1)                                                    (3)

где t и t-1 - представляют временную прогрессию.

Уравнения (2) и (3) образуют звено с положительной обратной связью, где проницаемость корректируется между временными ступенями как некая функция последнего значения удельного расхода. Независимо от начальных характеристик эта связь неизбежно ведет к формированию анизотропной структуры проницаемости.

«Приспособление» водопроводимости ведет к ее прогрессирующему возрастанию и к переориентации преимущественных путей фильтрации. В природных условиях этот процесс сопровождается зарождением новых, более благоприятно ориентированных каналов растворения и спелеогенным развитием первичных путей фильтрации, которые изначально имеют благоприятную ориентировку. Их раскрытие возрастает, так же как и концентрация стока в них (доля от общего стока в коллекторе). По мере прогрессирующего перехвата стока такими каналами скорость их дальнейшего роста увеличивается, заложение в коллекторе стабилизируется, а более ранние пути фильтрации прекращают свое развитие. К таким же выводам приводят результаты моделирования эволюции одиночных каналов [31].

Поскольку положение каналов в пласте является функцией удельного расхода, к исходным переменным, определяющим расположение каналов, являются проницаемость и гидравлический градиент. Однако фильтрация в пласте растворимых пород зависит от гидравлического градиента. Именно градиент является независимой переменной, определяющей заложение каналов [21]. Важно подчеркнуть, что на ранних стадиях карстообразования и проницаемость, и градиент конкурируют за контроль над заложением каналов в пласте, но со временем, что следует из уравнения (3), доминирующим фактором становится градиент.

Следовательно, карстовые каналы должны развиваться на участках наибольших градиентов, поскольку сток по ним наибольший. Каналовые системы, если дано достаточное геологическое время, ориентируются параллельно линиям тока. Таким образом, прогноз зон повышенной закарстованности в «старых» карстовых системах сводится к определению участков пласта, где концентрировался сток.

Структура каналовой проницаемости в карстовых коллекторах динамично реагирует на изменение граничных условий, вызванных внешними факторами (тектонические движения и геоморфологическое развитие, модифицирующие положение контуров питания и разгрузки, а также характер питания). Сформированные ранее каналовые системы могут переходить в реликтовое состояние по мере развития новых систем, приспособленных к новой системе стока.

Все вышеизложенное еще раз подчеркивает принципиальные различия в подходах к рассмотрению стока в нерастворимых (традиционная гидрогеология) и в растворимых (гидрогеология карста) породах.

В первом случае геологические переменные (литология и тектоника, а в конечном счете - проницаемость) являются определяющими для стока. В случае «зрелого» карстового коллектора главным фактором, определяюшим структуру проницаемости, является гидравлический градиент [21].

Моделирование развития одиночных каналов и их сетей в безнапорных условиях

В конце XX в. в результате физического [17, 18] и численного [15, 16, 20, 31, 32, 33] моделирования развития элементарного канала по первичному пути фильтрации были выявлены важные теоретические закономерности спелеогенеза.

Численное моделирование основано на совместном решении уравнений гидрологического и химического баланса масс, ламинарного (уравнение Хаагена-Пуазейля) или турбулентного (уравнение Дарси-Вейсбаха) потока и кинетики растворения.

В моделях исследовалось растворение кальцита угольной кислотой в закрытых условиях. Массоперенос определяется расходом воды в трещине и кинетикой растворения. Для каналов в известняке (кальцит) Палмером выведено общее уравнение их роста (отступания стен):

                                                   S = [31,56·k·(1-C/C_s)ⁿ]/p_r                                                    (4)

где S - скорость отступания стен (см/год), 31,56 - коэффициент размерности, k - коэффициент реакции (мг·см/л·с), C/C_s - отношение насышения (отношение действительной концентрации к концентрации насыщения), n — порядок реакции, p_r-плотность породы (г/см³).

Скорость расширения трещины является наивысшей в начальной части канала, где значение C/C_s наименьшее. По мере продвижения воды по трещине (с увеличением C/C_s) она уменьшается. До значения C/C_s около 0,7 - n равно 2; выше - возрастает до 4 и более [14, 31]. Поскольку (1-C/C_s) меньше единицы, возрастание порядка реакции сопровождается резким уменьшением скорости растворения, но при этом раствор остается недонасыщенным и способным к растворению по протяженным путям фильтрации. Переключение кинетики растворения кальцита с быстрой на медленную, происходящее при достижении раствором примерно 70%-ного насыщения, является важнейшим пороговым эффектом, позволяющим спелеогенное инициирование протяженных путей фильтрации [30, 36]. Без такого переключения, например в случае растворения гипсов, развитие пещерных каналов возможно только при большой раскрытости трещин и очень высоких гидравлических градиентах.

Другим важнейшим порогом в ранней эволюции пещерных каналов является так называемый «кинетический прорыв»: достижение такой ширины трещины, при которой раствор проходит всю ее длину со значениями C/C_s ниже критического (оставаясь в области «быстрой» кинетики). При обычных в природных условиях гидравлических градиентах кинетический прорыв примерно совпадает с переходом ламинарного режима в турбулентный [36]. С этого момента происходит резкое и нарастающее увеличение скорости расширения канала - начинается его собственно спелеогенное развитие. Возрастание скорости расширения канала с увеличением расхода после кинетического прорыва, однако, не беспредельно; эта скорость выравнивается на максимальном уровне около 0,05...0,1 см/год [31, 33]. Дальнейшее увеличение расхода не оказывает влияния на скорость роста канала.

Результаты моделирования выявляют ряд важных закономерностей эволюции пещерных каналов. На стадии инициирования (до кинетического прорыва) в зависимости от начальной ширины канала и отношения расхода к длине канала Q/L наблюдаются огромные вариации в скорости их развития (рис. 6, зона А) [31]. Каналы, имеющие более благоприятные начальные условия и способные увеличивать расход за счет «перехвата» стока у альтернативных каналов, расширяются с возрастающей скоростью, достигая условий кинетического прорыва и максимальной скорости роста (восходящие стрелки на рис. 6). Прочие каналы прекращают свой рост с потерей питания (нисходящие стрелки). Такая конкуренция путей фильтрации на стадии спелеогенного инициирования является главной причиной избирательности закарстования в массиве пород и развития древовидных структур пещерных систем.

Рис. 6. Зависимость скорости роста канала S, см/год от расхода Q, см³,
длины пути L и эффективного радиуса канала, см [31].

Условием равномерного развития множества фильтрующих каналов (формирования сетчатых и прочих первазийных структур) служит одновременное достижение ими высоких значений Q/L (рис. 6, зона В), что возможно в особых ситуациях, таких как большое число трещин с очень большим раскрытием в приповерхностной и присклоновой зонах или очень высокие градиенты на участках подпруженных паводковых потоков [31], или в обстановке «поперечной» фильтрации через слой растворимых пород, разделяющий два напорных водоносных горизонта [25, 28].

Условия рассмотренной модели соответствуют зоне полного водонасыщения безнапорного водоносного горизонта - типичной обстановке открытого карста. В таких условиях расход через растущий канал сначала контролируется сопротивлением самого канала, его наиболее узкого участка (гидравлический контроль), и увеличивается с ростом канала до тех пор, пока обеспечивается питанием. По мере селективного роста каналов роль питания в контроле их развития возрастает; соответственно возрастает степень концентрированности питания в основании эпикарстовой зоны [3, 23] и на поверхности (с формированием воронок). Вопреки распространенным представлениям причиной формирования очагового карстового рельефа является конкурентный гидродинамически-кинетический механизм спелеогенеза.

Развитие каналовой проницаемости в условиях напорных водоносных комплексов

Большинство карстологических и спелеогенетических концепций и моделей относятся, главным образом, к открытым гидрогеологическим условиям и основаны на представлениях о формировании каналовых систем в зоне полного насыщения, за счет питания с поверхности. Глубинные карстовые полости в гидрогеологически закрытых условиях обычно трактуются как палеокарстовые формы, сформированные в периоды былых эпох, когда карстующиеся породы были экспонированы на поверхность или вскрыты эрозионной сетью.

В отечественной литературе, в значительно большей мере, чем в западной, было развито понимание возможности закарстования в собственно глубинных условиях, однако детальные исследования механизмов и обстановок развития глубинных полостей до недавнего времени ограничивались моделью спелеогенеза в ситуации разгрузки гидротермальных систем [2]. Некоторые ранние попытки интерпретации генезиса лабиринтовых пещер в условиях напорных водоносных комплексов предпринимались в рамках классической концепции латерального артезианского стока по карстующейся толще от краевой области питания. Они не получили дальнейшего развития, так как последующие теоретические исследования и моделирование [30] показали невозможность формирования равномерной (лабиринтовой) закарстованности в латеральном потоке от удаленной области питания.

В последнее десятилетие автором развивается новая концепция артезианского спелеогенеза, основанная на нетрадиционных представлениях о гидродинамике слоистых водонапорных систем платформенного типа, постулирующих большую роль вертикальной фильтрации в водообмене в таких системах (рис. 7 А), и представлениях об инверсии гидрогеологической функции элементов геофильтрационного разреза, содержащего пласты растворимых пород (рис. 7 Б) [4, 5, 6, 9, 22-29]. Хотя нетрадиционная модель артезианского стока сформирована еще в 30-50-е гг. XX в. (работы Н.К. Гиринского, А.Н. Мятиева, М. Хантуша и К. Джейкоба) и получила широкое последующее развитие и признание в «основном русле» гидрогеологии, она оставалась нереализованной в гидрогеологии карста и теории спелеогенеза.

Рис. 7. Водообмен в системе этажно залегающих водоносных горизонтов А по [12],
и инверсия гидрогеологичесокй функции элементов геофильтрационного разреза
слоистой водонапорной системы при спелеогенезе в растворимом слое Б [по 24, 29].

Классическая схема артезианского стока исходит из движения напорных вод от основной области питания при изоляции отдельных горизонтов водоупорными слоями друг от друга и от горизонта грунтовых вод. В отличие от нее нетрадиционные представления о гидродинамике артезианских бассейнов основаны на признании тесной гидравлической связи и большой роли вертикальной фильтрации в водонапорной системе через слабопроницаемые слои. По Гиринскому, при значительных (более двух-трех порядков) различиях коэффициентов фильтрации двух параллельных слоев и наличии между водоносными горизонтами вертикального градиента напора в хорошо проницаемом слое, направление движения воды может быть принято горизонтальным, а в слабопроницаемом - вертикальным.

В соответствии со схемой Мятиева вся площадь водоносного горизонта взаимосвязанной напорной системы является одновременно областью питания и областью разгрузки. В зоне пьезомаксимумов вертикальное питание сменяется разгрузков сверху вниз, а пьезоминимумов - снизу вверх, поэтому В.М. Шестопалов [13] предложил называть их областями нисходящей и восходящей фильтрации подземных вод (рис. 7 А).

Эти теоретические представления подтверждены многочисленными гидрогеологическими исследованиями регионального (изучение гидродинамики бассейнов и оценки ресурсов подземных вод) и локального (опытно-фильтрационные работы, эксплуатация месторождений, гидротехническое строительство) масштабов. На их основе выявлен ряд общих закономерностей верхних гидродинамических зон платформенных артезианских бассейнов [1, 11, 12, 35 и др.], важных для понимания закономерностей артезианского спелеогенеза.

Основные положения артезианского спелеогенеза сводятся к следующему:

1. Слои растворимых пород, залегающие между порово-трещинными коллекторами, первоначально характеризуются крайне незначительной проницаемостью и играют роль раздельных. С появлением трещиноватости спелеогенез инициируется вертикальной фильтрацией через эти слои. С развитием каналовой проницаемости в слоях растворимых пород усиливается гидравлическая связь горизонтов, происходит инверсия гидрогеологической функции элементов геофильтрационного разреза (рис. 7 Б), а сток в пределах закарстованного горизонта приобретает латеральную компоненту.
2. Наибольшая интенсивность вертикального водообмена через раздельные слои и благоприятные условия для спелеогенеза возникает в областях восходящей фильтрации (зонах пьезоминимумов - понижений в рельефе или структурно/стратиграфически ослабленных зон в верхней слабопроницаемой толще).
3. Преобладающим видом питания каналовых систем в слое растворимых пород является рассеянное и равномерное питание от смежных некарстовых порово-трещинных коллекторов. Их воды во многих геогидрохимических обстановках агрессивны по отношению к карбонатным и сульфатным породам [7, 28]. При этом расходы через развивающиеся каналы в растворимой толще определяются в основном водообильностью питающего коллектора (контроль доступным питанием, зависящим от логарифма ширины канала) и проницаемостью смежного коллектора или верхнего слабопроницаемого слоя (контроль ограниченной разгрузкой). Этим, наряду с малой протяженностью поперечной фильтрации через карстующийся слой, обусловлена возможность одновременного достижения высоких значений Q/L и условий кинетического прорыва многими альтернативными протоканалами. Даже после достижения этих условий существенного ускорения роста каналов не происходит, так как рост расходов сдерживается ограниченной разгрузкой.
   Таким образом, в отличие от открытых гидрогеологических условий условия спелеогенеза в рассматриваемой водонапорной системе не способствуют конкурентному самоускоряющемуся развитию отдельных каналов, а приводят к равномерному росту всех альтернативных каналов. При наличии равномерной трещиноватости это ведет к формированию лабиринтовых (первазийных) пещерных структур. В этом состоит главное отличие механизмов «открытого» и артезианского спелеогенеза, причина различий структур и параметров каналовой пустотности, проницаемости в гидрогеологически открытых и закрытых условиях (рис. 1 и табл. 2 в сообщ. 1;) [8].
4. При питании растворимого слоя от подстилающего коллектора в условиях замедленного водообмена важным механизмом спелеогенеза является (особенно в случаях сульфатных пород) свободно-конвективная циркуляция, движимая плотностными (термальными или солевыми) градиентами [25]. Этим механизмом может обеспечиваться развитие пустотности на нижнем контакте растворимого слоя и восходящее развитие «слепых» полостей даже при отсутствии принудительного поперечного водообмена через слой, с конвективным возвратом насыщенных растворов в подстилающий коллектор и их оттоком. Интенсивное растворение агрессивными свободно-конвективными потоками продолжается и в зрелых артезианских пещерных системах (до вскрытия верхней слабопроницаемой толщи), когда принудительный водообмен через карстующийся слой минимизируется благодаря установлению совершенной гидравлической связи между нижним и верхним коллекторами.
5. Эволюция пещер в артезианской обстановке (рис. 8) может охватывать длительные геологические эпохи, в течение которых условия изменяются постепенно (стадии инициирования и основная артезианская). Резкое изменение условий и последующее раскрытие водонапорной системы приводят к ступенчатой интенсификации водообмена и ускорению спелеогенного развития каналов (поздняя артезианская стадия). При этом может происходить существенный рост размеров каналов во всей системе или на ее отдельных участках, но структура каналовой системы принципиально не изменяется, так как селективное развитие спелеогенетически зрелых каналов может быть связано только с концентрацией питания, что в случае с питанием от смежных коллекторов не происходит.
   Пещеры артезианского происхождения не обнаруживают связи с современным рельефом, однако в геоморфологическом и палео-геоморфологическом плане тяготеют к речным долинам. Они характеризуются рядом типичных морфологических черт (однообразие размеров и морфологии каналов, лабиринтные структуры, обилие «слепых» тупиков, потолочных куполов и полутруб конвекционного происхождения), а также преобладанием хорошо сортированных глинистых водномеханических отложений.

Рис. 8. Эволюция пещерных каналов в гидрогеологически
открытых (фреатических) и закрытых (артезианских) условиях.

Выводы

Спелеогенетический подход к гидрогеологии карста фокусируется на исследовании происхождения и развития карстовой пустотности и эволюции коллекторов от «первичных» порово-трещинных или трещинных до карстовых. Современные концепции спелеогенеза хорошо объясняют важнейшие особенности гидрогеологии карста, дают ключ к адекватной оценке структуры и параметров карстовой пустотности и проницаемости и решению практических гидрогеологических задач в карстовых районах.

Гидродинамические механизмы спелеогенеза различны для условий зоны полного насыщения безнапорных водоносных горизонтов и условий слоистых напорных водоносных комплексов, что приводит к формированию существенных различий в структуре и параметрах каналовой проницаемости.

В безнапорных условиях действует конкурентный механизм спелеогенеза, ведущий к избирательному ускоренному росту каналов, благоприятно ориентированных в градиентном поле системы стока. Образующиеся каналовые системы отличаются иерархической организацией, подобной поверхностной дренажной сети. Для них характерна линейная или древовидная структура с концентрацией стока в направлении гидравлического градиента. Для проницаемости закарстованных пород свойственна крайне высокая неоднородность и анизотропия. Каналовые системы отличаются невысокой площадной плотностью (10—25 км/км²), занимают незначительные доли площади (порядка нескольких процентов) и объема (порядка десятых долей процента) пород, но проводят практически весь сток. В зрелых карстовых системах средние скорости карстовых вод измеряются сотнями и тысячами метров в сутки, а движение почти всегда турбулентно.

В условиях слоистых водонапорных систем спелеогенез инициируется «поперечным» перетоком через слои растворимых пород. При этом действует гидродинамический механизм спелеогенеза, способствующий относительно равномерному развитию всех путей фильтрации.

При наличии соответствующих структурных предпосылок формируется первазийная пустотность, примерно на порядок превышающая пустотность безнапорного формирования. Каналовые системы артезианского формирования образуют поля высокой закарстованности, в пределах которых характеризуются высокой площадной плотностью (до нескольких сотен километров на квадратный километр), занимают значительные доли площади (до нескольких десятков процентов) и объема (до нескольких процентов) породы. Каналовая пустотность артезианского формирования может вносить существенный вклад в емкостные характеристики коллекторов. Кластерное распространение артезианских каналовых систем обуславливает крайне высокие и сравнительно изотропные значения латеральной и вертикальной проницаемости в пределах пещерных полей и низкие - вне их. Скорости движения карстовых вод измеряются метрами и десятками метров секунду. Высокая плотность и первазийная структура каналов артезианском типе спелеогенеза делает возможным при решении некоторых задач применение к закарстованным напорным водоносным горизонтам модели условно-сплошной среды.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Водообмен в гидрогеологических структурах Украины. Водообмен в естественных условиях / Ред. В.М. Шестопалов. Киев: Наукова думка, 1989.
2. Дублянский Ю. В. Механизм формирования и моделирование гидротермокарста. Новосибирск, Изд-во АН СССР. 1990.
3. Климчук А. В. Значение приповерхностной зоны в гидрогеологии и морфогенезе карста. Киев: Ин-т геол. наук, 1989.
4. Климчук А. Б. Артезианское происхождение крупных лабиринтовых пещер в миоценовых гипсах западных областей Украины // Докл. АН УССР. Сер. Б. Геол., хим. и биол. науки. 1990. № 7.
5. Климчук А. Б. Спелеогенезис в артезианских условиях // Свет: Вестник Киевского карстол.-спелеол. центра. Киев, 1992. № 3 (5).
6. Климчук А. Б. О генезисе гипсовых пещер Подолии (О статье Л. Якуча, Г. Мезеши «Генетические особенности гипсовых пещер Подолии») // Геоморфология. 1998. № 1.
7. Климчук А. Б. Гидрогеологичексие условия развития и генезис карстовых полостей в неогеновых сульфатных отложениях Волыно-Подольского артезианского бассейна: Автореф. дис. канд. геол. наук. Ин-т геол. наук НАНУ. Киев, 1999.
8. Климчук А. Б. Основные особенности и проблемы гидрогеологии карста: Спелеогенетический подход. Сообщение 1: Емкостные и фильтрационные свойства карстовых коллекторов // Пещеры. Межвуз. сб. науч. тр. [Вып. 27-28] / Перм. у-нт. Пермь, 2001.
9. Климчук А. Б., Шестопалов В. М. Крупные лабиринтовые пещеры в гипсах Западной Украины: спелеогенезис в артезианских условиях // Геол. журнал. Киев, 1990. № 5.
10. Чернышев С. Н. Трещины горных пород. М.: Наука, 1983.
11. Шестопалов В. М. Динамика и естественные ресурсы подземных вод основных горизонтов Волынского артезианского бассейна. Киев: Наукова думка, 1974.
12. Шестопалов В. М. Естественные ресурсы подземных платформенных артезианских бассейнов Украины. Киев: Наукова думка, 1981.
13. Шестопалов В. М. и др. Водообмен в гидрогеологических структурах Украины. Методы изучения водообмена. Киев: Наукова думка, 1988.
14. Dreybrodt W. The role of dissolution kinetics in the development of karst aquifers in limestone: A model simulation of karst evolution // J. of Geology. 1990. Vol. 98.
15. Dreybrodt W. &Gabrovaek F. Dynamics of the evolution of single karst conduit // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds., Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.
16. Dreybrodt W. & Siemers G. Cave evolution on two-dimensional networks of primary fractures in limestone // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. 2000.
17. Ewers R. O. Cavern development in the dimensions of length and breadth. Ph. D., Mc. Master University, Hamilton, Ontario, 1982.
18. Ford D., Lauritzen S. E. & Ewers R. 0. Hardware and software modeling of initial conduit development in karst rocks // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.
19. Fоrd D. C. & Williams P. W. Karst geomorphology and hydrology. London: Unwin Hyman. 1989.
20. Groves С G. &Howard A. D. Early development of karst systems. 1. Preferential flow path enlargement under laminar flow. Water Resources Research. 1994. Vol 30.
21. Huntооn P. W. Is it appropriate to apply porous media groundwater circulation models to karstic aquifers? // El-Kadi A.I., eds. Groundwater models for resources analysis and management: Boca Raton: Lewis Publishers. 1995.
22. К1imсhоuk A. B. Large gypsum caves in the Western Ukraine and their genesis // Cave Science. 1992. Vol. 19.
23. Klimchouk A. B. Speleogenesis under confined conditions, with recharge from adjacent formations // Publ. Serv. Geol. Luxembourg, 1994. Vol. ХХVП.
24. Кlimсhоuk A. B. Speleogenesis in gypsum // Klimchouk A., Lowe D., Cooper A. & Sauro U., eds. Gypsum Karst of the World. International J. of Speleology. 1996. Vol. 25.
25. Klimchouk A. B. Speleogenetic effects of water density differences // Procedings of the 12-th Int. Congr. of Speleology. La Chaux-de-Fonds, Switzerland, 1997. Vol. 1.
26. Klimchouk A. B. Artesian speleogenetic setting // Procedings of the 12-th International Congress of Speleology. La Chaux-de-Fonds, Switzerland, 1997. Vol. 1.
27. Klimchouk A. Formation of epikarst and its role in vadose speleogenesis // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. 2000. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 91-99.
28. Klimchouk A. B. Speleogenesis under deep-seated and confined settings // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.
29. Klimchouk A., Ford D., Palmer A. & Dreybrodt W., eds. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville: Nat. Speleol. Soc. 2000.
30. Palmer A. N. Geomorphic interpretation of karst features // La Fleur, R.G., eds. Ground-water as a geomorphic agent. Allen & Unwin, Boston, 1984.
31. Palmer A. N. Origin and morphology of limestone caves. // Geological Society of America Bulletin, 103, 1991.
32. Pa1mer A. N. Geochemical models for the origin of macroscopic solution porosity in carbonate rock // Budd A.D., Sailer A.H. & Harris P.M., eds., Unconformities and porosity in carbonate strata. AAPG Memoir 63, 1995. Tulsa, Oklahoma.
33. Palmer A. Digital modeling of individual solution conduits // A. Klimchouk, D. Ford, A. Palmer & W. Dreybrodt, eds., Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. 2000. Huntsville: Nat. Speleol. Soc.
34. Quinlan J. F., Davies G. J., Jones S. W., & Huntoon, P.W. 1996. The applicability of numerical models to adequately characterize ground-water flow in karstic and other triple-porosity aquifers // Ritchey J.D., & Rumbaugh J.O., eds. Subsurface fluid-flow (ground-water and vadose zone) modeling: American Society for Testing and Materials, Special Technical Publication. Vol. 1288.
35. Tоth J. Hydraulic continuity in large sedimentary basins. Hydrogeology J. 1995. Vol. 3, № 4.
36. White W. B. Geomorphology and hydrology of karst terraines. Oxford: Oxford University Press, 1988.