ответы на крутые вопросы) геология). Инженерная геология задачи и предмет изучения. Инженерная геология возникла
 Скачать 122.22 Kb.
|
|
27. Артезианские воды Напорные (артезианские) воды обязаны своим происхождением синклинальному (вогнутому) или моноклинальному (наклонному) характеру залегания водоносных слоев. В этом случае отдельные части водоносного горизонта располагаются на различных высотных отметках, что и создает напор подземных вод. Геологические структуры синклинального типа, содержащие один или несколько напорных водоносных горизонтов и занимающие значительные площади, называют артезианскими, бассейнами. Так, Московский артезианский бассейн включает в себя 15 водоносных горизонтов и занимает площадь около 500 тысяч кв.км. При моноклинальном залегании водоносных слоев образуется артезианский склон. Влияние различных видов подземных вод (верховодки, грунтовых и межпластовых вод) на условия возведения и эксплуатацию инженерных сооружений различно. Верховодка прежде всего влияют на свойства горных пород и могут вызывать специфические процессы и явления в грунтах, такие, например, как набухание морозное пучение, обводнение дорожных насыпей. Влияние грунтовых _вод более многообразно в силу их более широкого распространения и постоянного присутствия в толщах горных пород. С ними связано не только изменение свойств грунтов, но и многочисленные негативные процессы и явления. Межпластовые подземные воды, на первый взгляд, в меньшей степени влияют на условия возведения и эксплуатации таких инженерных сооружений, как аэродромы и автомобильные дороги. Однако, если эти воды залегают относительно неглубоко, то могут быть вскрыты дорожными выемками или котлованами различных аэродромных или дорожных сооружений. Сравнительно глубокозалегающие напорные межпластовые воды существенно осложняют строительство и эксплуатацию мостов через реки и транспортных тоннелей. 28. Грунтовыми водами (грунтовым водоносным горизонтом) называется первый от поверхности земли постоянно существующий регионально распространенный водоносный горизонт со свободным уровнем. Питание грунтовых вод в основном осуществляется через зону аэрации за счёт инфильтрации атмосферных осадков – талые снеговые воды, дождевые, паводковые. Могут быть и другие источники грунтовых вод – дополнительное питание за счёт речных вод, поступление воды из оросительных каналов, переток из более глубоких водоносных горизонтов. Поверхность грунтовых вод приближённо повторяет рельеф местности. Так как грунтовые воды тесно связаны с атмосферными осадками, поверхностными водами, верховодкой, поэтому они зональны (широтная зональность). Их режим находится под непосредственным влиянием естественных метеорологических факторов и характеризуется сезонными колебаниями уровня, мощности, дебита, химического состава, температуры, физических свойств. Например, верховые зоны типа тундровых, минерализация 200-300 мг/дм3, состав гидрокарбонатно-кальциевый. В состав входит SiO2. Зона глубоких оврагов – минерализация до 1 000 мг/дм3, состав HCO3-Ca, HCO3-SO4. Зона причерноморских балок – 3-5 мг/дм3, состав SO4-Ca, Cl-Na. Артезианские бассейны – система перемежающихся водоносных, водопроницаемых и водоупорных пород. Как слоёный пирог. В артезианских бассейнах прослеживается гидродинамическая и гидрохимическая зональность, то есть с глубиной растёт общая минерализация воды и изменяется химический состав от гидрокарбонатного через сульфатный к хлоридному, а в некоторых случаях и к кальциевому составу. Гидрохимическая зональность: 1.зона пресных вод (участие активного водообмена (гидродинамическая зональность), минерализация до 1 г/л, состав НСО3; 2. ниже зона солоноватых вод, приуроченных к зоне затруднённого водообмена, минерализация 1-10 г/л, состав НСО3-SO4, SO4, реже SO4-Cl; 3. зона солёных вод приурочена к зоне весьма затруднённого водообмена, М 10-50 г/л, состав хлоридный, хлоридно-натриевый; 4. зона рассолов также приурочена к зоне весьма затруднённого водообмена. По характеру движения и режиму воды выделяются 4 гидродинамические зоны: - зона аэрации – буферный слой между атмосферой и гидросферой, через нее происходит вертикальное просачивание по свободным порам, поэтому эта зона заполнятся периодически и является зоной неполного насыщения; - криолитозона выделяется в области распространения ММП, охватывает часть зоны аэрации и зоны полного насыщения, основная масса п.в. находится в твердом состоянии; - зона полного насыщения охватывает верхнюю часть разреза з.к. от уровня первого водоносного горизонта до глубин 10-20 км, в пределах этой зоны свободное пространство полностью заполнено свободной гравитационной и физически связанной водой; - зона п.в. в надкритическом состоянии: нижняя часть разреза з.к. до границы с верхней мантией, вода находиться в условиях повышенных температур (>347-450 °C)и давлений (2,2-3,5*104кПа) Это гидродинамическая зональность по Соколову, а мы пользуемся зональностью Максимовича, который выделяет 9 зон: 1.зона поверхностной циркуляции; 2.зона вертикально нисходящей циркуляции (есть зона 2а – зона подвешенных вод); 3. зона переходная; 4. зона горизонтальной циркуляции; 5. зона сифонной циркуляции; 6. зона подрусловой циркуляции; 7. зона глубинной циркуляции; 8. зона глубинной замедленной циркуляции; 9. зона древних карстовых полостей и каверн с весьма слабоподвижными рассолами. В основу классификации Максимовича положен принцип направленного движения воды. Кроме того в верхнем разрезе з.к. по интенсивности водообмена выделяются 3 гидродинамические зоны:1. зона интенсивного водообмена мощность от нескольких десятков до сотен м, в горных районах до 500-1000. Для вод этой зоны принципиально возможна открытая (свободная) связь с грунтовыми и поверхностными водами. Воды современные, метеорные, преимущественно гидрокарбонатного состава, мало минерализированная, используется для хозяйственного водоснабжения; 2. зона замедленного водообмена проводится обычно по уровню мирового океана. Влияние климатических факторов уменьшается. В этой зоне принципиально невозможна «открытая» связь с поверхностью, воды седиментационные. Распространены промышленные, лечебные и термальные воды, по составу натриевые, сульфатные, с повышенной минерализацией; 3. зона затрудненного водообмена располагается ниже уровня мирового океана и не подвергается влиянию климатических факторов, в зоне отсутствуют связи с современными областями питания, характерна затрудненная субвертикальная фильтрация. Воды древние, т.е. ювенильные и седиментационные с высокой минерализацией хлоридного состава. 29. Современная теория движения подземных вод основывается на применении закона Дарси Q = kфF(H1-Н2)/l = kфFI, Q — расход воды или количество фильтрующейся воды в единицу времени, м3/сут; кф — коэффициент фильтрации, м/сут; F—площадь поперечного сечения потока воды, м2; дельтаН — разность напоров, м; I — длина пути фильтрации, м.(!см.рис. уч-ка на стр.267!) Как следует из основного з-на движения подземных вод, коэффициент фильтрации- это скорость фильтрации при напорном градиенте I= 1.(Отношение разности напора дельта H к длине пути фильтрации l наз-т гидравлическим уклоном или гидравлическим градиентом I) Коэффициент фильтрации грунтов в основном определяется геометрией пор, т. е. их размерами и формой. На значение коэффициента фильтрации влияют также свойства фильтрующейся воды (вязкость, плотность), минеральный состав фунтов, степень засоленности и др. Вязкость воды, в свою очередь, зависит от температуры, поэтому нередко вводится поправочный температурный коэффициент (0,7—0,03) для приведения водопроницаемости к единой температуре 10 °С. Лабораторные методы(!см рис на стр 271!) основаны ни изучении скорости движения воды через образец грунта при различных градиентах напора. Все приборы идя лабораторного определения КФ могут быть подразделены на два типа: с постоянным напором и с переменным. Приборы, моделирующие постоянство напорного градиента, т. е. установившееся движение (приборы Тима, Тима-Каменского, трубка конструкции СПЕЦГЕО), применимы в основном для грунтов с высокойводопроницаемостью, например для песков. Принцип работы приборов следующий. В цилиндрический сосуд с двумя боковыми пьезометрами П1и П2 помещают испытуемый грунт. Через него фильтруют воду под напором. Зная диаметр цилиндра F, напорный градиент I и измерив расход профильфовавшейся воды Q, находят КФ по формуле Q = kфIF: кф= Q/FI= QL/F(h1—h2), h1 и h2 —показания пьезометров; L —расстояние между точками их присоединения. Для суглинков и супесей применяют приборы типа ИНГ (рис. На стр 272), позволяющие определять кф образцов с нарушенной и не нарушенной структурой. Для глинистых пород наибольшее значение имеет определение КФ в образцах с ненарушенной структурой, обжатых нагрузкой, под которой грунт будет находиться в основаниях зданий и сооружений. Приборы, моделирующие переменный напор, характеризующий неустановившееся движение, обычно используют для определения КФ связных грунтов с малой водопроницаемостью. Это компрессионно-фильтрационные приборы типа Ф-1M. Они позволяют вести наблюдения при изменении напорного градиента от 50 до 0,1 в образцах, находящихся под определенным давлением. Основной частью прибора является одометр, с помощью которого на грунт передается давление, К одометру по трубкам подводится и после фильтрации отводится вода. Напор создается с помощью пьезометрических трубок.Простота и дешевизна лабораторных методов позволяет широко их использовать для массовых определений КФ. Полевые методы позволя-ют определить КФв условиях естественного залегания пород и циркуляции подземных вод, что обеспечивает наиболее достоверные результаты. Вместе с тем полевые методы более трудоемкие и дорогие в сравнении с лабораторными. КФ водоносных пород определяют с помощью откачек воды из скважин, а в случае неводоносныхгрунтов — методом налива воды в шурфы и нагнетанием воды в скважины 30. Формирование химического состава подземных вод — одна из сложнейших проблем гидрогеологии и гидрогеохимии. В каждом конкретном случае на формирование химического состава подземных вод действует совокупность процессов и факторов, среди которых выделяются один или несколько доминирующих. При разрешении проблемы важно выяснить источники поступления и характер перемещения элементов и соединений в подземной водной среде, т.е. их миграция. Главными источниками растворенных веществ подземных вод служат: * мантия— летучие компоненты магмы; * литосфера — породы и минералы; * гидросфера — океаны, моря, озера, реки; * атмосфера — осадки; * биосфера — остатки растительных и животных организмов. Растворенные вещества и химические элементы подземных вод находятся в постоянном движении и изменении, что связано с их миграцией. Различают три основные формы миграции — истинно растворенная форма, коллоидная форма и форма миграции веществ в виде взвесей. Весьма важным для понимания процесса миграции химических элементов и веществ явилось введенное А.И. Перельманом (1961) в геохимии и гидрогеохимии понятие о геохимических барьерах — участках земной коры, в пределах которых на коротком расстоянии резко сменяются условия миграции, что приводит к концентрации элементов или их рассеянию. Различают три основных типа барьеров — механические, биохимические и физико-химические. Геохимические барьеры играют большую роль в формировании химического состава подземных вод, влияя на концентрацию эле-ментов в водной среде, особенно при выпадении соединений из раствора, т.е. уходе из среды миграции. В то же время вода сама является геохимическим агентом рассеяния и перераспределения элементов в земной коре. На миграцию элементов в подземных водах оказывают влияние разные процессы, протекающие в системе подземная вода — окружающая среда, что обусловливает в свою очередь разнообразие химического состава подземных вод. Среди множества процессов, формирующих определенный тип подземных вод, можно выделить растворение, выщелачивание, выпадение осадка, диффузию, адсорбцию, ионный обмен, фильтрационно-осмотический эффект, разбавление, концентрирование. 31. Методика обработки химического состава подземных вод. Формирование химического состава подземных вод в естественных природных условиях определяется общими геолого-тектоническими, природными ландшафтно-климатическими и литолого-фациальными условиями. Зона активного водообмена, где подземные воды находятся под непосредственным воздействием природных факторов, в условиях интенсивной циркуляции и дренажа. Основные факторы, определяющие химический состав и минерализацию подземных вод - климат, почвенно-растительный покров и литологический состав водовмещающих пород. Однако в условиях растущей техногенной нагрузки на окружающую среду и подземные воды подвергаются загрязнению. Техногенные компоненты обнаруживаются уже не только в верхних, слабо защищенных, водоносных горизонтах, но и в глубоких артезианских резервуарах. Под антропогенным загрязнением подземных вод понимают ухудшение качества воды (химических, физических, биологических свойств). Антропогенное влияние на подземные воды стало особенно ощутимым в текущем столетии в связи с развитием и интенсификацией промышленности и сельского хозяйства, ростом крупных городов и расширением урбанизированных территорий. Оно проявляется в истощении запасов подземных вод и ухудшении их качества. При этом в подземных водах может увеличиться содержание компонентов, характерных для природных подземных вод (хлориды, сульфаты, железо и др.), но могут также появиться компоненты и соединения, связанные исключительно с деятельностью человека - поверхностно-активные вещества, ядохимикаты, синтетическая органика и др. Понятие "загрязнение" относится, прежде всего, к подземным водам питьевого назначения. Качество воды питьевого назначения должно удовлетворять гигиеническим нормам, предусматривающим безопасность воды в эпидемическом отношении, безвредность химического состава и благоприятные органолептические свойства. Химическое загрязнение подземных вод связано с поступлением промышленных сточных вод, утечками технологических жидкостей, растворением атмосферными осадками сырья, твердых отходов и продуктов промышленности, загрязнением атмосферного воздуха, неправильным использованием сельскохозяйственных удобрений и ядохимикатов. Загрязнение подземных вод не является локальным процессом, оно тесно связано с загрязнением окружающей природной среды в целом. Содержащиеся в подземных водах зоны активного водообмена загрязнения в конечном итоге попадают в реки и озера (области разгрузки). Методика расчета и анализа Анализ химического состава подземных вод открывает пути для изучения генезиса, пригодности для различных потребителей, определения уровня их агрессивности для бетонных и металлических конструкций. Результаты химических анализов воды могут быть выражены в весовой, эквивалентной и процент-эквивалентной формах. Весовая форма -- представление ионно-солевого состава воды в миллиграммах (граммах) в 1 дм3 или 1 кг воды. В зарубежной литературе результаты анализа могут быть приведены в частях на миллион, что соответствует концентрации мг/дм3. Эквивалентная форма записи состава вод позволяет определить соотношение между ионами с точки зрения их способности участвовать в химических реакциях, оценить качество анализа, установить генезис вод. В расчетах используется форма записи: [ мг-экв/дм3] = [(мг/дм3)/Э] = [(мг/дм3)*(1/Э)] = [(мг/дм3)*К], где Э -- химический эквивалент иона; К = 1/Э -- переводный коэффициент. При выражении содержания какого-либо иона в эквивалентной форме перед символом иона ставится знак r, например rСа2+, rНСОз- и т. д. На основе эквивалентной формы выражения состава можно определить погрешность анализа воды. Эта оценка основана на принципе электронейтральности раствора: сумма концентраций катионов (мг-экв/дм3) равна сумме концентраций анионов. Анализ воды считается удовлетворительным, если погрешность определения менее 5%. Процент-эквивалентная форма показывает относительную долю участия того или иного иона в формировании ионно-солевого состава воды. Для вычисления процентного содержания анионов (катионов) их сумму принимают за сто процентов и рассчитывают процент содержания каждого аниона (катиона) по отношению к их сумме. Процент-эквивалентная форма позволяет устанавливать черты сходства вод, различающихся по минерализации (таблица 4). Таблица 4 - Химические эквиваленты и переводные коэффициенты наиболее распространенных ионов природных вод Ион Э К Ион Э К Na+ 23,0 0,0435 Cl- 35,5 0,0282 К+ 39,1 0,0256 Br- 79,6 0,0125 NH4+ 18,0 0,0556 SO42- 48,0 0,0208 Са2+ 21,0 0,0499 HC03- 61,0 0,0184 Mg2+ 12,2 0,0822 CO32- 30,0 0,0328 Fe3+ 18,6 0,0537 N03- 62,1 0,0161 Fe2+ 27,9 0,0358 I- 126,9 0,0079 Al3+ 8,99 0,1112 F- 18,99 0,0526 Н+ 1,0 1,0 HO2- 46,0 0,0217 Мn2+ 27,47 0,0364 OH- 17,0 0,0588 Zn2+ 32,68 0,0306 HS- 33,07 0,0302 Cu2+ 31,77 0,0314 H2B03- 60,82 0,0164 Pb2+ 103,59 0,0096 H2PO4- 96,98 0,0103 Ni2+ 29,35 0,0340 H2Si04- 95,10 0,0105 Co2+ 29,46 0,0339 HSi03- 77,09 0,0129 Fe(OH)2+ 36,43 0,0274 HPO42- 47,98 0,0208 As3+ 24,97 0,0401 Минерализация воды (МH20) -- это сумма минеральных веществ в граммах или миллиграммах, содержащихся в 1 дм3 воды. Для определения МН20 суммируют содержание всех ионов, определенных химическим анализом и выраженных в весовой форме. Жесткость воды определяется содержанием в ней солей Сa2+ и Мg2+. Различают: общую, карбонатную, временную (устранимую), некарбонатную, неустранимую (постоянную) жесткость. Общая жесткость Ж0 определяется как сумма мг-экв ионов Са2+ и Mg2+ в 1 дм3 воды и слагается из карбонатной Жк и некарбонатной Жнк жесткости: Ж0 = Жк + Жнк ; Ж0 = Са+2 + Mg2+ 32. Особенности подземных вод зон вечной мерзлоты На значительной части суши — 14% ее площади (в СССР на 49%), где средние годовые температуры отрицательные, на некоторой глубине от поверхности горные породы имеют многие годы отрицательную температуру. Слои пород с отрицательной температурой называются многолетнемерзлыми слоями, многолетней, “вечной” мерзлотой. Мощность слоя многолетней мерзлоты колеблется в больших пределах: от 1—2 до нескольких сотен метров. В большинстве районов мощность многолетней мерзлоты не превышает 400—650 м при максимальной 1500 м, обнаруженной в верховьях р. Мархи в Восточной Сибири. Выше многолетнемерзлого слоя располагается слой сезонной мерзлоты, оттаивающей в теплое время года. Этот слой называется деятельным, или активным. Толща многолетней мерзлоты и слой сезонного промерзания могут непосредственно переходить один в другой или же между ними бывает талая прослойка. Если слой многолетней мерзлоты ежегодно смыкается со слоем сезонного промерзания, то многолетняя мерзлота называется сливающейся; если указанного соединения не наблюдается, мерзлота называется несливающейся. В направлении от побережья арктических морей к умеренным широтам многолетняя мерзлота переходит от сплошной, когда встречаются лишь отдельные участки немерзлых пород (так называемые талики), к прерывистой и далее островной. В соответствии с характером вертикального строения зоны многолетней мерзлоты подземные воды ее могут быть подразделены на надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные. Надмерзлотные воды залегают на толще многолетней мерзлоты на водоупоре. Они часто встречаются на дне речных долин речных котловин, а также у подножий склонов; реже эти воды скапливаются на склонах и водоразделах Надмерзлотные воды подразделяются на сезонно промерзающие, верховодку, находящуюся только в пределах деятельного слоя; на сезонно частично промерзающие, у которых только верхняя часть расположена в активном слое, на сезонно не промерзающие, залегающие ниже слоя сезонного промерзания. Увеличение запасов надмерзлотных вод в жидкой фазе наблюдается в теплый период года в связи с оттаиванием их в слое сезонного промерзания, а также за счет выпадения дождей в этот период. При этом наибольшие запасы надмерзлотных вод обычно создаются в конце теплого периода. В холодный период года частично промерзающие, надмерзлотные воды, расположенные между слоями многолетней мерзлоты и сезонного промерзания, расширяясь при замерзании, могут образовать подземный наледный бугор, нередко значительных размеров. В отдельных случаях происходит разрыв деятельного слоя почв и грунтов, и часть надмерзлотных вод изливается на поверхность, где и застывает в виде наледи. Межмерзлотные воды встречаются в жидкой и твердой фазе, но чаще всего в твердой фазе в виде пластов, линз, жил и т. д.; они обычно не подвержены сезонному промерзанию и оттаиванию. Межмерзлотные воды в жидкой фазе имеют водообмен с над- и подмерзлотными водами; обычно связаны с подрусловыми потоками, с водами рек и озер; в большинстве случаев существуют за счет восходящих подмерзлотных вод, обладают напором. Они нередко выходят на поверхность в виде родников, дебитом в десятки и сотни кубических метров в секунду (например, источники Алданского и Верхне-Колымского массивов). Подмерзлотные артезианские воды имеют широкое распространение. По минерализации они разнообразны —от пресных, используемых для водоснабжения (Якутск, Вилюйск), до рассолов. Области питания вод удалены от областей циркуляции на сотни километров и представляют собой либо плоскогорья, либо сквозные талики под руслами больших рек и озер. Надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные воды взаимодействуют под долинами крупных рек и в котловинах озер, т. е. там, где многолетняя мерзлота отсутствует. Пресные межмерзлотные и подмерзлотные воды используются для водоснабжения, минерализованные, термальные подмерзлотные воды — в бальнеологии. 34. Межмерзлотные воды Межмерзлотные воды — подземные воды залегающие или перемещающиеся внутри толщи или между слоями многолетнемёрзлых пород. Межмерзлотные воды имеют связь с над- и подмерзлотными и водами таликов. В случае утери связи вследствие промерзания межмерзлотные воды переходят в категорию внутримерзлотных вод. По происхождению, степени минерализации и температуры межмерзлотные воды делятся на две группы. Первая включает криогалинные воды (солёные воды, имеющие отрицательную температуру), во вторую группу входят пластово-поровые и пластово-трещинные слабоминерализованные воды, образующиеся вследствие неполного многолетнего протаивания мёрзлой толщи и последующего частичного промерзания несквозного талика. Такие системы чередующихся в разрезе межмерзлотных вод и мёрзлых слоев во времени термодинамически неустойчивы: линзы межмерзлотных вод или промерзают сверху, или протаивают подстилающий их мёрзлый слой. Известны устойчивые межмерзлотные воды. Их питание происходит на междуречьях, разгрузка — в долинах. Межмерзлотные водоносные "тоннели" поддерживаются за счёт движения подземных вод; при прекращении питания и при похолоданиях они промерзают. Межмерзлотные воды обычно мало пригодны для практического использования вследствие ослабленного водообмена, малых запасов и часто застойного режима. Межмерзлотные воды осложняют проходку горных выработок в шахтах и разработку открытым способом в многолетнемёрзлых породах. 35. Подмерзлотные воды Подмерзлотные воды — подземные воды расположенные под мёрзлой толщей пород в областях распространения многолетнемёрзлых пород. Объединяют многообразные категории подземных вод во всех известных типах криогидрогеологических структур. Они разнообразны по типам коллекторов, направлениям движения, активности водообмена, гидрохимическим особенностям. По отношению к мёрзлой толще выделяют следующие типы подмерзлотных вод. Контактирующие подмерзлотные воды бывают пресными и солёными; обладают положительными и отрицательным температурами (криогалинные воды, входящие в криолитозону). Тепловое взаимодействие подмерзлотных вод с мёрзлыми толщами часто приводит к сокращению мощностей последних, а в местах питания и разгрузки этих вод — к существованию сквозных инфильтрационных и напорно-фильтрационных таликов. Многолетние колебания подошвы многолетнемёрзлых пород, приводящие к замерзанию и оттаиванию контактирующих подмерзлотных вод, обусловливают появление в скальных горных породах зон криогенной дезинтеграции, обладающих пониженной прочностью, повышенной проницаемостью горных пород, высокой обводнённостью в талом и льдистостью в мёрзлом состоянии. Положение зон криогенной дезинтеграции не согласуется с осадочной слоистостью и тектоническими нарушениями, повторяя конфигурацию нижней поверхности мёрзлой толщи. Неконтактирующие подмерзлотные воды (отделены слоем необводнённых пород) преимущественно напорные, но известны и безнапорные воды в случае, если между их поверхностью и подошвой мерзлоты находятся проницаемые породы (например, в гидрогеологических массивах). Глубинные подмерзлотные воды не оказывают на многолетнемёрзлые породы никакого влияния. Пресные подмерзлотные воды являются источником водоснабжения. В условиях глубоко промороженных гидрогеологических структур они часто имеют затруднённый водообмен и при их эксплуатации истощаются. Разработаны методы их искусственного восполнения. Защита подмерзлотных вод от технического загрязнения производится в местах их питания часто на значительном удалении от водозаборов. Существуют артезианские подмерзлотные воды, обладающие аномально низкими пластовыми давлениями вследствие первоначального глубокого сплошного промерзания областей их питания и разгрузки, сменяющегося оттаиванием многолетнемёрзлых пород снизу. Эксплуатация таких вод затруднена. При разработке месторождений полезных ископаемых опасны прорывы подмерзлотных вод в шахты, т.к. вследствие оттаивания подземного льда в пустотах мёрзлых пород их притоки могут нарастать. |