Конспект лекций по геологии. Конспект лекций по инженерной геологии направление подготовки Строительство Профиль Промышленное и гражданское строительство

• Название: Конспект лекций по инженерной геологии направление подготовки Строительство Профиль Промышленное и гражданское строительство
• Анкор: Конспект лекций по геологии.pdf
• Дата: 06.05.2017
• Размер: 2.57 Mb.
• Имя файла: Конспект лекций по геологии.pdf
• Тип: Конспект лекций; #7157
• страница: 14 из 16

Верхняя зона между земной поверх- ностью и поверхностью грунтовых вод называется зоной аэрации. Там в порах пород, в трещинах и других пустотах находятся физически свя- занные, капиллярно подвешенные во- ды и водный пар. Часть пор запол- нена воздухом. Иногда грунтовые ус- ловия способствуют накоплению под- земных вод в небольших линзах водо- непроницаемых или малопроницае-
а
б
в
1 2
3 4
3
Рис. 4.4. Схема залегания безнапорных подземных вод:
а – зона аэрации; б – зона капиллярной воды; в – зона насыщения; 1 – верхо- водка; 2 – грунтовая вода; 3 – водоупор- ный слой; 4 – межпластовая вода

95 мых пород вследствие инфильтрации дождевых и талых вод. Такие воды называют верховодкой. Характерными ее признаками в большинстве случаев являются относительно небольшая площадь распространения, сезонность появ- ления, 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 комму- никациям 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 расстоя- ние от поверхности грунтовых вод до водоупорного пласта определяет его мощность.
Грунтовыми водами называют постоянные подземные воды, залегаю- щие на первом от поверхности водоупорном пласте. Это может быть пласт глины или скальная порода. Вообще понятие «водоупорный» весьма отно- сительно. 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, глинис- тых и крупнообломочных пород, имея при этом значительное горизонтальное распространение. К грунтовым принадлежат также безнапорные воды в неболь- ших, равномерно распределенных трещинах коры выветривания скальных по- род. В этом случае водоупором является порода, которая не затронута процес- сами выветривания. Глубина залегания грунтовых вод колеблется в широких пределах. Есть места, где она превышают 100 м, иногда грунтовые воды выхо- дят 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 бас- сейнов, 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 поверх- ность грунтовых вод имеет слабоволнистый характер, часто с уклоном в сторо- ну ближайшего понижения рельефа. В зависимости от наклона водоупора, характера рельефа, водопроницаемости пластов и других факторов грунтовые воды могут перемещаться, образуя грунтовой поток. Участки с горизон- тальной 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.

96
Условия залегания, питания и движения подземных вод изменяются с те- чением 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 и др. 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 и связаны 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 пред- определяют 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,
1 2
4 3
УГВ
Рис. 4.5. Схема образования местного напора в грунтовых водах:
1 – скважина; 2 – местный водоупор- ный слой; 3 – водоупорный слой массива; 4 – местный напор
1 2
Русло реки
Рис. 4.6. Формы залегания грунтовых вод:
1 – поток; 2 – бассейн

97 толщах гравия и гальки. Водоносные пласты здесь отличаются значительной мощностью и залегают близко к поверхности. Уровень воды колеблется в пределах 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 водо- снабжения и орошения.
Грунтовые воды морского побережья имеют смешанный состав. Иссле- дованиями 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 в море. 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 подсти- лают и перекрывают водоносный пласт, называются соответственно водоупор- ным ложем и водоупорной кровлей. Межпластовые воды могут быть безна- порные 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).
Известны артезианские бассейны, которые занимают большие простран- ства. Например, Подмосковный артезианский бассейн занимает площадь свыше
а
б
3 1
2 2
Рис. 4.7. Схема артезианских вод:
а – зона питания; б – зона разгрузки; 1 – водоносный слой;
2 – водоупорный слой; 3 – гидростатический уровень

98
500 тыс. км
2
, а Днепровско-Донецкий – 350 тыс. км
2
. Большие артезианские бассейны содержат несколько водоносных пластов, разделенных водоупор- ными пластами. В результате такого характерного залегания артезианские воды при вскрытии верхнего водоупорного пласта буровыми скважинами подни- маются по ним к линии напоров, а местами фонтанируют. Воды некоторых водоносных пластов артезианских бассейнов широко используют для водоснаб- жения. Продолжительное использование артезианских вод приводит к значи- тельному снижению гидростатического уровня. Так, уровень артезианских бассейнов городов Москвы, Парижа, Лондона снизился на 75 – 80 м.
Трещинныминазывают подземные воды, которые заполняют трещины и разломы массивов магматических, метаморфических и скальных осадочных пород. Эти воды тоже могут быть напорными и безнапорными. Воды в трещи- новатой части коры выветривания принадлежат к грунтовым, а воды в трещи- нах 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 подзем- ные 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.
4.7. Движение воды в горных породах
Подземные воды, как правило, находят- ся в движении. Негравитационноедвиже- ние, характерное для физически связанной воды, происходит в зоне аэрации, содержа- щей мелкодисперсные (глинистые) породы.
Движение воды в порах крупнообломочных, песчаных и глинистых пород, а также в трещинах и разломах скальных пород подле- жит законам гравитации и называется филь-
трацией. В случае, если отдельные струи воды движутся параллельно и с небольшой скоростью, формируя сплошной поток, дви- жение называют ламинарным. Оно свой- ственно 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
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
0 0 h
1
h
2
L
7 6
5 4
1 2
3 8
8

99 середине XIX века сконструировал прибор для изучения водопроницаемости песков (см. рис. 4.8.). При помощи этого прибора Дарси в 1856 г. получил такую зависимость:
t
A
I
k
Q
f




, (4.1) где Q – объем профильтрованной воды;
k
f
– коэффициент пропорциональности, который зависит от вида породы;
I – напорный градиент (гидравлический уклон), который определяют по формуле:
L
/
)
h
h
(
I
2 1


,
(4.2) где h
1
, h
2
– напор воды соответственно до и после прохождения через образец грунта, см;
L – длина пути фильтрации, см;
A – площадь фильтрации, см
2
;
t – время фильтрации, с.
Если разделим левую и правую части выражения (4.1) на At, получим формулу для определения скорости фильтрации
I
k
V
f


(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 дви- жется через поры. Поэтому соответствующая действительности скорость дви- жения воды равна
n
q
V
Д
/

,
(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 k
f
, то есть коэффициенту пропорциональности, который еще называется коэффициентом
фильтрации и является характеристикой водопроницаемости пород. Коэф- фициент 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

100 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:
t
A
I
k
Q
k




,
(4.5) где k
k
– коэффициент водопроницаемости породы.
Соответственно скорость фильтрации
I
k
q
k


(4.6)
Выражение (4.6) отражает закон Шези-Краснопольского, то есть при
турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна гидрав-
лическому 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.
В качестве его выражения возьмем формулу Дарси, то есть
I
A
k
Q
f



(4.7)
Расчет выполняем для потока шириной 1 м, тогда его площадь
h
h
A



1
где
h
– средняя мощность потока на рассматриваемом участке, м.
Поэтому выражение для определения расхода воды можно представить в таком виде:
I
h
k
q
f



,
(4.8) где q – расход воды в потоке шириной 1 м, м
3
;
Рис. 4.9. Схема для расчета грунтового потока с горизонтальным расположением водоупора а б h
1
h
2
L
Рис. 4.10. Схема для расчета грун- тового потока с наклонным распо- ложением водоупора а б h
1
h
2
L
H
2
H
1 0
0

101
I – напорный градиент, который является тангенсом угла наклона поверх- ности грунтового потока:
L
/
)
h
h
(
I
2 1


;
h
– средняя мощность потока на рассматриваемом участке, между точками
a и b;
2 2
1
/
)
h
h
(
h


Подставляя значения величин I и
h
в формулу (4.8), получим единичный расход потока с горизонтальным расположением водоупора:
L
h
h
k
q
f
2 2
2 2
1


(4.9)
Единичный расход потока грунтовых вод в случае наклонного залегания водоупора (см. рис. 4.10) можно определить таким образом:
L
H
H
h
h
k
q
f
2 1
2 1
2




,
(4.10) где H
1
и H
2
– величины пьезометрического напора, взятые относительно условной горизонтальной плоскости.
Применив закон фильтрации, можно определить объем притока воды к вертикальным и горизонтальным водозаборным сооружениям: колодцам, сква- жинам, канавам, строительным котлованам и т. п.
Сначала рассмотрим случай притока воды к колодцу (или скважине), дно которого достигает водоупорного пласта. Такие колодцы называются совер-
шенными. Спустя некоторое время после выкапывания колодца вода в нем устанавливается на том же уровне, что и за его пределами (рис. 4.11). После забора воды из колодца ее уровень в нем снизится. При этом возникает разность напоров воды в колодце и за его пределами. Вследствие этого вода начинает поступать в колодец, а уровень воды за его пределами снижается. Но это снижение не будет одинаковым. Рядом с ко- лодцем оно будет большим, чем на некотором расстоянии от него.
Это объясняется тем, что вода во время движения в колодец встре- чает сопротивление со стороны минеральных частиц породы во- доносного пласта. Сопротивле- ние будет тем больше, чем мень- ше водопроницаемость породы. В связи с этим вокруг колодца возникает депрессионная поверх- ность воды. На рис. 4.11 эта по- верхность показана линиями депрессии, очертание которых зависит от водопроницаемости породы: если это пески, линии будут более пологими, если глинистые, то круче.
Рис. 4.11. Схема для расчета объемов притока воды к совершенному колодцу в безнапорном водоносном слое:
1 – уровень грунтовой воды; 2 – линия депрессии; 3 – водоупорный слой z x
R y
H
h s
1 2
3

102
При выводе формулы для определения объема воды в колодце, приняты такие обозначения: H – мощность водоносного пласта, м; h – высота стояния воды в колодце после снижения уровня, м; S – величина снижения уровня воды в колодце, м; R – радиус депрессии, м; r – радиус колодца, м;
dx
dy
I

– напорный градиент в произвольной точке линии депрессии: x и y – координаты этой точки, м.
В качестве начальной используем формулу Дарси (4.7). По этой формуле объем воды, которая фильтруется, проходя через боковую поверхность услов- ного цилиндра высотой y и радиусом основы x, равна
xy
dx
dy
k
Q
f

2


, м
3
(4.11)
Поверхность цилиндра, м
2
:
xy
A

2

(4.12)
Разделим переменные x и y
x
dx
k
Q
dy
y
f




2
(4.13)
Проинтегрировав левую и правую части уравнения (4.13), получим выражение:
C
x
k
Q
y
f


ln
2

,
(4.14) где C – постоянная интегрирования.
Уравнение (4.14) определяет форму линии депрессии.
В соответствии с принятой расчетной схемой величина x изменяет свои значения от R к r, а y – от H к h.
Подставив предельные значения переменных в уравнение линии депрес- сии, получим:
C
R
k
Q
H
f


ln
2

;
(4.15)
C
r
k
Q
h
f


ln
2

(4.16)
Для того, чтобы освободиться от постоянной интегрирования C, отнимем от левой и правой частей уравнения (4.15) соответственно левую и правую части уравнения (4.16), а именно:
C
r
k
Q
C
R
k
Q
h
H
f
f





ln ln
2 2


(4.17)
Приведем полученное уравнение к виду:
)
ln
(ln
2 2
r
R
k
Q
h
H
f




(4.18) и, преобразовав его относительно Q, получим:

103
r
R
h
H
k
Q
f
ln ln
2 2




(4.19)
Чтобы придать этой формуле удобный для практического применения вид, целесообразно натуральные логарифмы заменить десятичными. При этой замене надо принять во внимание, что
N
N
lg
3
,
2
ln

. Тогда формула (4.19) будет иметь такой вид:
)
/
lg(
37
,
1 2
2
r
R
h
H
k
Q
f


(4.20)
Если учесть, что
S
h
H


, то формула (4.20) может быть и такой:
)
/
lg(
)
2
(
37
,
1
r
R
S
S
H
k
Q
f


(4.21)
Эту формулу впервые вывел Ж. Дюпюи в 1863 г. Для того, чтобы воспользоваться ею, надо знать радиус депрессии. Поскольку непосредственное определение радиуса депрессии при помощи скважин сопряжено с некоторыми трудностями, то его значение для ориентировочных расчетов можно брать из табл. 4.2.