Конспект лекций по геологии

минусовую температуру (–5ºС и ниже). В районах молодой вулканической деятельности, а также в местах выхода гейзеров температура воды может превышать 120ºС. Во внутренней геотермической зоне, обнаруженной при помощи глубоких буровых скважин (3 – 4 км), встречаются перегретые подземные воды с температурой 150ºС.

Самую большую плотность вода имеет при температуре около 4ºС. В отличие от других жидкостей при охлаждении ниже 4 ºС она расширяется, и потому лед легче воды, его плотность – 0,92 т/м3. Плотность пресной воды при температуре 4ºС равна 1,0 т/м3, морской – 1,03 – 1,08 т/м3. Плотность подземных вод составляет 1,0 – 1,04 т/м3.

Прозрачность воды – это ее способность пропускать световые лучи. Прозрачность зависит от содержания в воде механических примесей и органических веществ. Принято выделять прозрачные воды, слегка мутные, мутные и очень мутные. Определение прозрачности проводят при помощи специальных приборов.

Цвет воды зависит от ее химического состава, механических и коллоидных примесей. Химически чистая вода в большой массе имеет небесно-голубой цвет, а в малой – она бесцветная. Болотные воды имеют желтый цвет из-за содержания гуминовых кислот, закисные соли железа Fe2+ придают воде зеленовато-голубой оттенок, полуторные окислы железа Fe3+ – ржавый, бурый.

В большинстве случаев подземные воды лишены запаха. Однако иногда они имеют запах тухлых яиц (при наличии сероводорода), «болотный» (когда содержат гуминовые кислоты), гнилостный запах, запах плесени и др. А лечебная вода «Нафтуся» даже получила название из-за своего запаха. Чтобы точно определить, как пахнет вода, ее подогревают до температуры 50 –

60ºС.

Вкус и привкус воды зависит от растворенных в ней веществ, газов и разнообразных примесей. Хлориды придают воде соленый вкус, сульфаты – горький, соли железа – «ржавый», органические вещества – сладковатый, свободная углекислота – приятный, освежающий. Вкус воды определяют, подогрев ее до температуры 20 – 30 ºС.

Наличие в подземных водах растворенных веществ обусловливает их электропроводность, величина которой зависит от концентрации этих естественных растворов

Подземные воды, которые содержат в себе естественные радиоизотопы урана, радона и радия, называются радиоактивными. За очень небольшим исключением все подземные воды в той или иной мере радиоактивны, однако опасные уровни радиации встречаются довольно редко.

Сжимаемость показывает изменение объема воды под действием давления. Степень сжимаемости воды зависит от количества растворенного в ней газа, температуры и химического состава. Тем не менее, при определении параметров в инженерной геологии и механики грунтов воду можно считать практически несжимаемой.

91

Вязкость характеризует внутреннее сопротивление частиц жидкости ее движению. Вязкость подземных вод в основном зависит от температуры

истепени минерализации. Причем с увеличением температуры вязкость уменьшается, а с увеличением минерализации повышается.

Вода – прекрасный растворитель. В естественных водах обнаружены растворенными многие элементы периодической системы Менделеева. Следовательно, подземные воды являются естественными растворами. Наиболее широко распространены в подземных водах Cl, S, C, Si, N, O, H, K, Na, Mg, Ca, Fe, Al; другие элементы встречаются редко и в небольших количествах. Формирование химического состава подземных вод происходит вследствие сложных химических и физико-химических процессов, таких, как растворение

ивыщелачивание горных пород, обменная адсорбция между водой и поглощенным комплексом породы, внутригрунтовое испарение капиллярной каймы грунтовых вод, микробиологические процессы, смешивание вод и т. п.

Свойства подземных вод зависят от количества и соотношения растворенных в них солей, которые находятся там в виде ионов (катионов и анионов). Большое практическое значение имеют катионы H+, K+, Mg2+, Ca2+, Fe2+, Mn2+ и

анионы OH–, Cl–, SO24 , HCO 3 , CO32 . Содержание в воде химических элемен-

тов, их соединений и газов характеризует общую минерализацию воды. Ее определяют по количеству сухого остатка, который получают путем выпаривания воды при температуре 105 – 110 ºС. По этому показателю воды делят на пресные (до 1 г/л), слабосоленые (1 – 5 г/л), солоноватые (5 – 10 г/л), соленые (10 – 50 г/л) и рассолы (50 г/л и больше).

Наличие в воде определенных компонентов или их преобладание обусловливает характер реакции воды, ее жесткость и агрессивность. Для оценки агрессивности нужно знать концентрацию водородных ионов, которую количественно выражает величина pН. Известно, что вода слабо диссоциирует (распадается на ионы: водородный H+ и гидроксильный OH–). При температуре 22 ºС в чистой воде содержание водородных и гидроксильных ионов равно 10-7 ммоль/л (каждого в отдельности). Для любого водного раствора произведение концентрации водородных и гидроксильных ионов является величиной постоянной, она составляет 10-14. Величину pН определяют как логарифм концентрации водородных ионов, взятый с противоположным знаком, то есть pН = –lg(Н+). Итак, величина pН изменяется в пределах от 0 до 14. Для нейтральных вод pН = 7, если pН < 7, то вода имеет кислую реакцию (то есть водородных ионов больше, чем гидроксильных), а если pН > 7, то щелочную. Определяют показатель pН с помощью прибора, который имеет название pH-метр, или колориметрическим способом, в котором использовано свойство индикаторов изменять цвет в зависимости от концентрации водородных ионов. Чаще всего подземные воды имеют слабощелочную реакцию.

Жесткость воды – особое ее свойство, обусловленное наличием растворенных в ней солей кальция и магния. Из-за жесткости воды образуется накипь на стенках паровых котлов и посуды, такая вода плохо мылится и т. д. Жесткость выражается в миллимолях на литр; 1 ммоль/л жесткости отвечает содер-

92

жанию в 1 л воды 20,04 мг Ca2+, или 12,16 мг Mg2+.

Различают общую жесткость, вызванную наличием всех солей Ca и Mg; постоянную – когда содержатся все соли Ca и Mg за исключением бикарбонатов; временную, которая зависит от содержания бикарбонатов Ca и Mg. Временная жесткость исчезает при кипячении вследствие разрушения бикарбонатов и перехода их в карбонаты, которые выпадают в осадок.

По признаку жесткости принято различать: мягкую – меньше 3 ммоль/л,

средней жесткости – 3 – 6 ммоль/л, жесткую – 6 – 9 ммоль/л, очень жесткую – больше 9 ммоль/л воду.

Агрессивность подземных вод проявляется в их разрушительном влиянии на бетон, растворы, каменный материал и стальные элементы фундаментов и подземных сооружений. Интенсивность агрессивного воздействия подземных вод тем выше, чем выше водопроницаемость породы водоносного пласта. Различают такие виды агрессивности вод в зависимости от содержания в них следующих веществ: ионов HCO 3 – выщелачивающая (pН общекислотная);

свободного углекислого газа (CO2) – углекислотная; свободного кислорода

(O2) – кислородная; ионов SO24 – сульфатная; Mg2+ – магнезиальная. Разно-

образные случаи проявления этих видов агрессивности подземных вод рассматриваются в строительных нормах и правилах. Иногда агрессивность вызывается тем, что атмосферные воды (талые и дождевые) фильтруються, поступая в водоносный пласт сквозь толщу шлаков или отходов химического производства. Туда могут проникать сбросовые воды, которые содержат агрессивные растворы.

Для борьбы с агрессивным влиянием подземных вод используют плотные бетоны на цементах соответствующих марок, создают гидроизоляцию, выполняют дренаж и т. п.

Бактериальный состав подземных вод характеризуется содержанием разнообразных микроорганизмов, в том числе и патогенных. Для оценки бактериального загрязнения пользуются коли-титром, под которым понимают объем воды, содержащей одну кишечную палочку, или коли-тестом, по которому определяют количество кишечных палочек в 1 л воды. В зависимости от колититра воды имеют шесть градаций – от безупречно здоровых (500 – 700 см3) до совсем непригодных (25 – 50 см3). Для питья может использоваться вода с коли-тестом не больше трех. Количество бактерий в воде уменьшается с увеличением глубины залегания.

4.5. Классификация подземных вод

Единой общепринятой классификации подземных вод не существует, что обусловлено их чрезвычайным разнообразием. В основу классификации подземных вод можно взять много факторов: генетические признаки, физические свойства, химический состав, гидравлические параметры, условия залегания, литологический состав водоносных пластов, возраст водовмещающих пород и др. Классификации по некоторым признакам были рассмотрены выше,

93

поэтому остановимся на других, в особенности актуальных для строительства.

По условиям залегания и характеру пустот, которые занимают под-

земные воды, можно выделить: 1) поровые воды, которые залегают и циркулируют в порах горных пород поверхностной части земной коры; 2) трещинные воды, они циркулируют в скальных (магматических, метаморфических и осадочных) породах, имеющих равномерную трещиноватость; 3) межпластовые воды, залегающие и циркулирующие в порах или трещинах осадочных горных пород, которые перекрываются и подстилаются водонепроницаемыми породами; в свою очередь они подразделяются на порово-пластовые и трещин- но-пластовые; 4) карстовые воды, протекающие в массивах закарстованных пород; 5) трещинно-жильные воды, которые циркулируют в отдельных тектонических трещинах и в зонах тектонических разломов.

По наличию гидравлических признаков подземные воды могут быть

напорными или безнапорными.

С учетом возраста водовмещающих пород подземным водам дают соответствующее наименование, например: воды каменноугольных отложе-

ний, юрских, меловых и т. п.

Кроме солей, в подземных водах всегда содержатся различные газы, в

связи с чем принято выделять углекислые, сероводородные, радоновые и про-

чие воды.

Подземные воды, в которых высока концентрация растворенных химических элементов, называются промышленными. Различают йодные, бромные и другие воды.

	1		4.6. Характеристика подземных вод
		а	В самой верхней части земной
			коры, которая более всего доступна
		б	для исследований и наиболее инте-
	2		ресна с точки зрения хозяйственной
		в	деятельности человека, выделяют три
	3		зоны, которые различаются по харак-
			теру подземных вод (рис. 4.4).
			Верхняя зона между земной поверх-
			ностью и поверхностью грунтовых
	4		вод называется зоной аэрации. Там в
			порах пород, в трещинах и других
	3		пустотах находятся физически свя-
			занные, капиллярно подвешенные во-
			ды и водный пар. Часть пор запол-
		Рис. 4.4. Схема залегания безнапорных	нена воздухом. Иногда грунтовые ус-
		подземных вод:	ловия способствуют накоплению под-
		а – зона аэрации; б – зона капиллярной	земных вод в небольших линзах водо-
		воды; в – зона насыщения; 1 – верхо-
			непроницаемых или малопроницае-
		водка; 2 – грунтовая вода; 3 – водоупор-
		ный слой; 4 – межпластовая вода
		94

мых пород вследствие инфильтрации дождевых и талых вод. Такие воды называют верховодкой. Характерными ее признаками в большинстве случаев являются относительно небольшая площадь распространения, сезонность появления, небольшие мощность водоносного пласта и запасы. Однако иногда режим верховодки характеризуется относительной постоянностью, и тогда ее воды используют для местного водоснабжения.

Верховодка не всегда обнаруживается во время инженерно-геологичес- ких исследований, в результате чего может нанести ущерб подземным коммуникациям и помещениям.

Над поверхностью грунтовых вод размещена зона капиллярной воды. Здесь тонкие поры заполнены водой, а большие свободны от нее. Высота этой зоны зависит от уровня капиллярного поднятия воды в породе.

Зона насыщения, по сути, это пласт грунтовых вод, в котором все поры заполнены водой. Такой пласт грунта называется водоносным, причем расстояние от поверхности грунтовых вод до водоупорного пласта определяет его мощность.

Грунтовыми водами называют постоянные подземные воды, залегающие на первом от поверхности водоупорном пласте. Это может быть пласт глины или скальная порода. Вообще понятие «водоупорный» весьма относительно. В природе нет грунтов, которые совсем не пропускали бы воду, просто у водоупорных пластов эта способность меньше в тысячи или десятки тысяч раз. Грунтовые воды размещаются обычно в пластах песчаных, глинистых и крупнообломочных пород, имея при этом значительное горизонтальное распространение. К грунтовым принадлежат также безнапорные воды в небольших, равномерно распределенных трещинах коры выветривания скальных пород. В этом случае водоупором является порода, которая не затронута процессами выветривания. Глубина залегания грунтовых вод колеблется в широких пределах. Есть места, где она превышают 100 м, иногда грунтовые воды выходят на поверхность, формируя заболоченные участки суши.

Питание грунтовых вод происходит по всей площади их распространения в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков и конденсации водного пара. Возможно поступление воды из рек, озер и других поверхностных бассейнов, а также приток воды из более глубоких водоносных пластов.

Грунтовые воды имеют свободную поверхность, поэтому они считаются безнапорными, но в отдельных местах все же могут иметь местный напор, возникновение которого схематично изображено на рис. 4.5. Обычно поверхность грунтовых вод имеет слабоволнистый характер, часто с уклоном в сторону ближайшего понижения рельефа. В зависимости от наклона водоупора, характера рельефа, водопроницаемости пластов и других факторов грунтовые воды могут перемещаться, образуя грунтовой поток. Участки с горизонтальной поверхностью называются бассейнами грунтовых вод (рис. 4.6).

Поскольку питание потоков грунтовых вод происходит неравномерно, а строение и состав пород водоносного пласта чаще всего неоднородны, то движение воды в потоке всегда изменчиво.

95

1
2
УГВ
	Русло
4	1
	2
3
Рис. 4.5. Схема образования местного	Рис. 4.6. Формы залегания
напора в грунтовых водах:	грунтовых вод:
1 – скважина; 2 – местный водоупор-	1 – поток; 2 – бассейн
ный слой; 3 – водоупорный слой

массива; 4 – местный напор

Условия залегания, питания и движения подземных вод изменяются с течением времени, поэтому изменяется и их режим. Под режимом понимают изменение положения поверхности грунтовых вод, их физических свойств и химического состава под влиянием геологических, климатических факторов, а также инженерной деятельности человека.

Главным фактором является климат, в частности – количество осадков и температура воздуха. В последнее время все большее значение приобретает инженерная деятельность человека. При этом значительное влияние на режим грунтовых вод имеет сооружение водохранилищ, каналов, массовая застройка

идр. Поскольку положение поверхности грунтовых вод на протяжении года и более продолжительного времени изменяется, это существенным образом влияет на инженерно-геологические условия возведения зданий и сооружений. Отсюда возникает необходимость тщательного изучения режима грунтовых вод во время инженерно-геологических исследований.

По особенностям режима можно выделить грунтовые воды аллювиаль-

ных и ледниковых отложений, степей и пустынных областей, межгорных котловин, морского побережья.

Грунтовые воды аллювиальных отложений находятся в долинах речек

исвязаны с их водами. Грунтовые воды или питают реки, или сами питаются от них. Например, на территории большей части Украины в период засухи грунтовые воды поступают в реки, а во время наводнения, наоборот, воды рек пополняют запасы грунтовых вод. В условиях засушливого климата Средней Азии и Закавказья грунтовые воды питаются из рек. Эти особенности предопределяют значительные колебания уровня грунтовых вод, которые могут достигать 6 м и больше. Мощность водоносных пластов в аллювиальных отложениях, как правило, составляет десятки и больше метров, что позволяет широко использовать эти воды для потребностей водоснабжения.

На огромных пространствах, занятых ледниковыми отложениями, основные бассейны грунтовых вод размещены в водно-ледниковых песках,

96

толщах гравия и гальки. Водоносные пласты здесь отличаются значительной мощностью и залегают близко к поверхности. Уровень воды колеблется

впределах 0,6 – 1,5 м. Эти воды также используют для водоснабжения. Грунтовые воды степных и пустынных областей залегают на значительной глубине, часто формируя замкнутые бассейны. Обычно мощность водоносных пластов здесь небольшая и воды в них очень минерализованы. В межгорных котловинах грунтовые воды размещены в толщах песков, гравия, гальки и глинистых пород аллювиального происхождения, их используют для водоснабжения и орошения.

Грунтовые воды морского побережья имеют смешанный состав. Исследованиями установлено, что пресные воды, которые питаются в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков, на некоторой глубине заменяются солеными. Как правило, уровень пресной воды находится выше горизонта воды

вморе. Чем дальше от моря, тем выше уровень и больше мощность пласта пресных вод, которые залегают на соленых водах.

Межпластовыми называют подземные воды, которые находятся между двумя водоупорными пластами. Водонепроницаемые породы, которые подстилают и перекрывают водоносный пласт, называются соответственно водоупорным ложем и водоупорной кровлей. Межпластовые воды могут быть безнапорные и напорные. Безнапорные встречаются сравнительно редко. В качестве примера можно рассмотреть воды надугольных водоносных пластов Днеп- ровско-Донецкого бассейна. Если подземные воды залегают между двумя водоупорами, заполняют все поры и пустоты водоносного пласта и находятся под гидростатическим давлением, они называются артезианскими (рис. 4.7).

а

3	б

2

1

2

Рис. 4.7. Схема артезианских вод:

а – зона питания; б – зона разгрузки; 1 – водоносный слой; 2 – водоупорный слой; 3 – гидростатический уровень

Известны артезианские бассейны, которые занимают большие пространства. Например, Подмосковный артезианский бассейн занимает площадь свыше

97

500 тыс. км2, а Днепровско-Донецкий – 350 тыс. км2. Большие артезианские бассейны содержат несколько водоносных пластов, разделенных водоупорными пластами. В результате такого характерного залегания артезианские воды при вскрытии верхнего водоупорного пласта буровыми скважинами поднимаются по ним к линии напоров, а местами фонтанируют. Воды некоторых водоносных пластов артезианских бассейнов широко используют для водоснабжения. Продолжительное использование артезианских вод приводит к значительному снижению гидростатического уровня. Так, уровень артезианских бассейнов городов Москвы, Парижа, Лондона снизился на 75 – 80 м.

Трещинными называют подземные воды, которые заполняют трещины и разломы массивов магматических, метаморфических и скальных осадочных пород. Эти воды тоже могут быть напорными и безнапорными. Воды в трещиноватой части коры выветривания принадлежат к грунтовым, а воды в трещинах растворимых пород – к карстовым.

Все подземные воды в зоне вечной мерзлоты разделяются на надмер-

злотные, межмерзлотные и подмерзлотные. Водоупором для таких вод служат мерзлые породы. Главная особенность надмерзлотных вод состоит в том, что зимой они замерзают. Межмерзлотными водами называются подземные воды, которые залегают между пластами мерзлых пород. Нередко они бывают напорными из-за давления льда, который намерзает со стороны поверхности земли. Напорные межмерзлотные воды, которые питаются за счет нижних подмерзлотных артезианских часто выходят на поверхность в виде источников, дебит которых составляет десятки и сотни кубометров в секунду.

					4
						3
	5
					8
					1
	L				2
	6					1
					8	h
					2
					h
			7
0						0
	Рис. 4.8. Схема прибора Дарси:
1 – рабочий цилиндр; 2 – песок;
3	–	пьезометрические				трубки;
4 – бачок с водой; 5 – сливная
трубка;			6	–	сливной	кран;
7 – мерный сосуд; 8 – сетка

4.7. Движение воды в горных породах

Подземные воды, как правило, находятся в движении. Негравитационное движение, характерное для физически связанной воды, происходит в зоне аэрации, содержащей мелкодисперсные (глинистые) породы. Движение воды в порах крупнообломочных, песчаных и глинистых пород, а также в трещинах и разломах скальных пород подлежит законам гравитации и называется фильтрацией. В случае, если отдельные струи воды движутся параллельно и с небольшой скоростью, формируя сплошной поток, движение называют ламинарным. Оно свойственно перемещению воды в порах горных пород. В трещинах и разломах вода движется с большой скоростью, с завихрениями, фор-

мируя турбулентный поток. Изучая филь-

трацию, французский ученый А. Дарси в

98

середине XIX века сконструировал прибор для изучения водопроницаемости песков (см. рис. 4.8.). При помощи этого прибора Дарси в 1856 г. получил такую зависимость:

Q k f I A t ,

(4.1)

где Q – объем профильтрованной воды;

kf – коэффициент пропорциональности, который зависит от вида породы;

I – напорный градиент (гидравлический уклон), который определяют по формуле:

I ( h1 h2 ) / L,

(4.2)

где h1, h2 – напор воды соответственно до и после прохождения через образец грунта, см;

L – длина пути фильтрации, см;

A – площадь фильтрации, см2;

t – время фильтрации, с.

Если разделим левую и правую части выражения (4.1) на At, получим

формулу для определения скорости фильтрации
V k f I .	(4.3)

Это выражение отвечает закону фильтрации при ламинарном движении, по которому скорость фильтрации прямо пропорциональна гидравлическому уклону. Однако надо принять во внимание, что, пользуясь выражением (4.3), мы определяем фиктивную скорость движения воды. Дело в том, что за площадь поперечного сечения потока A в этом выражении принято считать площадь поперечного сечения образца грунта, хотя на самом деле вода движется через поры. Поэтому соответствующая действительности скорость движения воды равна

VД q / n ,

(4.4)

где n – часть площади, которая приходится на поры, в долях единицы (равна пористости).

Если в выражении (4.3) принять, что I = 1, то q будет равно kf, то есть коэффициенту пропорциональности, который еще называется коэффициентом фильтрации и является характеристикой водопроницаемости пород. Коэффициент фильтрации входит в расчетные формулы для определения величины притока воды к разнообразным водозаборным сооружениям, а также в формулы для расчета деформаций оснований зданий и сооружений во времени.

Переход от ламинарного к турбулентному движению происходит при так называемой критической скорости фильтрации. Опыты показывают, что в крупнозернистых песках эта скорость превышает 400 м/с, соответственно действительная скорость будет составлять 1000 м/с (когда пористость равна 0,4). В естественных условиях скорость фильтрации преимущественно не

99

превышает нескольких десятков метров в сутки, поэтому теория движения подземных вод в основном базируется на линейном законе фильтрации.

Фильтрация воды со скоростью, больше критической, происходит лишь в больших трещинах, карстовых пустотах и вблизи искусственных выработок (шахт, буровых скважин, шурфов) при значительном понижении уровня. Такой поток характеризуется следующей зависимостью:

Q kk	I A t ,		(4.5)

где kk – коэффициент водопроницаемости породы. Соответственно скорость фильтрации

q kk	I .	(4.6)
Выражение (4.6) отражает закон	Шези-Краснопольского, то есть	при

турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна гидравлическому уклону в степени ½.

4.8. Методика определения расхода потока грунтовых вод и объема притока воды к водозаборным сооружениям

Располагая данными о водопроницаемости породы водоносного пласта, о его мощности и уклоне поверхности грунтовых вод, можно вычислить расход воды в потоке грунтовых вод. Рассмотрим сначала случай с горизонтальным размещением водоупора, расчетная схема которого изображена на рис. 4.9.

	а
	б
1
h	2
	h
	L
	0

Рис. 4.9. Схема для расчета

грунтового потока с горизонтальным расположением водоупора

	а	б
1
1 h	2
H	h	2
		H
	L
		0
Рис. 4.10. Схема для расчета грун-
тового потока с наклонным распо-
	ложением водоупора

В качестве его выражения возьмем формулу Дарси, то есть

Q k f A I .					(4.7)
Расчет выполняем для потока шириной 1					м, тогда его площадь
A		1		.
	h		h

где h – средняя мощность потока на рассматриваемом участке, м.

Поэтому выражение для определения расхода воды можно представить в

таком виде:
q k f	h I ,	(4.8)

где q – расход воды в потоке шириной 1 м, м3;

100