Строение Земли, общая характеристика внутренних геосфер 

Содержание 

1. Строение Земли, общая характеристика внутренних геосфер...................... 3

2. Метаморфические горные породы, их общая характеристика..................... 8

3. Физические процессы выветривания горных пород................................... 11

4. Формирование подземных вод, понятие о водоносном горизонте............. 15

5. Плывунные явления в песках и способы предотвращения возникновения ...

плывунов в котлованы.................................................................................... 19

6. Опробование горных пород при проведении инженерно-геологических ......

работ............................................................................................................... 22

Список используемой литературы................................................................. 25

1.   Строение Земли, общая характеристика внутренних геосфер

Земля входит в состав системы, где центром является Солнце, в котором заключено 99,87% массы всей системы. Характерной особенностью всех планет Солнечной системы является их оболочечное строение: каждая планета состоит из ряда концентрических сфер, различающихся составом и состоянием вещества. Земля и окружающая ее среда сформировались в результате закономерного развития всей Солнечной системы. Около 4,7 млрд лет назад из рассеянного в протосолнечной системе газопылеватого вещества образовалась планета Земля. Как и другие планеты, Земля получает энергию от Солнца, достигающую земной поверхности в виде электромагнитного излучения. Солнечное тепло — одно из главных слагаемых климата Земли, основа для развития многих геологических процессов.

По новейшим данным масса Земли составляет 5,98 • 1021 т, объем - 1,083-1012 км3, площадь поверхности ~ 510 млн. км2. Размеры, а следовательно, и все природные ресурсы нашей планеты ограничены. Форма Земли близка к шару, сплюснутому у полюсов. Такую форму называют сфероидом. Средний радиус 3емли равен 6371 км, при этом экваториальный радиус составляет 6378 км, а полярный—6357 км. В связи с тем, что земная поверхность усложнена глубокими океаническими впадинами и высокими горными хребтами, эту истинную, присущую только Земле форму, назвали геоидом.

На основании изучения характера распространения сейсмических волн, определения массы и плотности Земли, распределения водного и воздушного пространства установлено, что наша планета имеет не- однородное строение и так же, как другие планеты Солнечной системы, со- стоит из концентрических оболочек (геосфер) — внутренних и внешних. К внутренним геосферам относятся: ядро, мантия и литосфера, к внешним - магнитосфера, гидросфера, атмосфера и биосфера. Непосредственному наблюдению доступны внешние геосферы и самая верхняя часть земной коры, С помощью буровых скважин человеку удалось проникнуть на глубину не более 12 км. Строение более глубоких недр изучается геофизическими методами, из которых наибольшее значение имеют сейсмические и гравиметрические.

В твердом теле Земли выделяют три оболочки: центральную - ядро, промежуточную - мантию и наружную - земную кору.

В настоящее время имеются разнообразные представления о внутреннем строении и составе Земли. Наиболее совершенной моделью строения Земли признана модель Гутенберга-Буллена (рисунок 1).

Рисунок 1– Внутреннее строение Земли

(модель Гутенберга-Буллена)

Ядро – внутренняя, наиболее плотная оболочка Земли. Резкое изменение скорости распространения продольных волн (с 13,6 до 8,1 км/с), затухание поперечных волн и появление высокой электропроводности свидетельствуют об изменении агрегатного состояния вещества. На основании сейсмических данных, и измерения собственных крутильных колебаний Земли (обнаружено отсутствие сцепления между мантией и ядром) полагают, что внешнее ядро находится в состоянии, приближающемся к жидкому. На границе мантия - ядро, видимо, температура достигает 2500-3000°С, а давление около 300 ГПа.

В пределах внутреннего ядра скорость продольных волн вновь возрастает, и вещество, по-видимому, находится в твердом состоянии. Химический состав внешнего и внутреннего ядра приблизительно одинаков – железо-никелевый, близкий, видимо, к составу железных метеоритов. По преобладающим компонентам (Ni-Fe) эту оболочку называют “нифе”.

Мантия – это самая крупная промежуточная оболочка Земли, заключенная между поверхностью Мохоровичича сверху и границей Вихерта-Гутенберга внизу. Масса мантии составляет около 2/3 массы Земли. О составе вещества мантии имеются лишь гипотетические предположения.

Верхняя мантия характеризуется наличием вертикальных и горизонтальных неоднородностей. Строение этого слоя под континентальными и океаническими структурами существенно отличается. Установлено, что на глубине, которая в океанах близка к 50 км, а на материках колеблется между 80-120 км, начинается слой пониженных сейсмических скоростей,

ограниченный сверху и снизу средой с большими сейсмическими скоростями. В этом слое упругая волна распространяется как в канале, поэтому и слой называется сейсмическим волноводом, или астеносферой (т.е. геосферой "без прочности"), исходя из повышенной пластичности, размягченности слагающего вещества. Под океанами волновод распространяется вглубь до 300-400 км, а под материками его толщина 100-150 км.

Земную кору с верхней частью мантии, включая астеносферу, объединяют в тектоносферу (В.В. Белоусов).

Промежуточный слой и нижняя мантия по сейсмическим характеристикам являются более гомогенными средами, чем верхняя мантия. В зоне С до глубины около 600 км отмечается быстрое увеличение скоростисейсмических волн, а затем постепенное снижение. В зоне D скорость остается практически постоянной до раздела Вихерта-Гутенберга (рисунок1,4).

На границе земная кора - мантия температура превышает 1000° С, давление 2000 МПа.

Земная кора - это верхняя каменная оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными породами и имеющая мощность от 7 до 70-80 км. Нижняя граница земной коры как бы зеркально повторяет поверхность Земли. Под материками она глубоко опускается в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли.

Литосфера - это верхняя каменная оболочка Земли, включающая, в отличие от тектоносферы, земную кору и верхнюю мантию до кровли астеносферы.

Важнейшей особенностью строения земной коры является отчетливо выраженная неоднородность, проявляющаяся как в вертикальном, так и горизонтальном направлении.

4. Вертикальная и горизонтальная неоднородность.

Вертикальная неоднородность. Сейсмическими исследованиями в строении земной коры выделены три оболочки, сложенные различными по составу, свойствам и происхождению горными породами.

1)                     Стратисфера(лат. "стратум" - слой) сложена осадочными и вулканогенно-осадочными породами: глинами и глинистыми сланцами (42%), песчаными (20%), вулканогенными (19%) и карбонатными (19%) породами. Слой покрывает почти всю поверхность Земли и в глубоких впадинах достигает мощности 20-25 км (в среднем 3 км).

2)                     Гранитная (гранито-гнейсовая, гранито-метаморфическая) оболочка, названная так по сходству свойств образующих ее пород со свойствами гранитов, сложена гнейсами (37,6 %), гранодиоритами, диоритами (19,9 %), гранитами (18,1 %), амфиболитами (9,8 %), кристаллическими сланцами (9,0 %), а также габбро, мраморами, сиенитами и др.

Возможно полное отсутствие слоя в разрезе. Нижней границей гранитного слоя является сейсмический раздел Конрада.

3)                     Базальтовая оболочка - состоит из более тяжелых кристаллических пород, которые по своим свойствам близки земным базальтам - магматическим породам. Слой сложен магматическими породами различной степени метаморфизма.

Горизонтальная неоднородность. Площадная неоднородность строения земной коры проявляется, прежде всего, в различном строении ее на континентах (материках) и в пределах океанических впадин. Участки земной

коры, различающиеся типом геологического строения, называются структурными элементами.

С точки зрения закономерностей пространственного строения океаны и континенты – это структуры I (планетарного) порядка, существенно отличающиеся геологическим строением и характером развития. Выделяют также кору переходного типа: субокеаническую и субконтинентальную.

В пределах структурных элементов I порядка по особенностям геологического строения и развития выделяются структуры II порядка: на материках – платформенные и геосинклинальные (горноскладчатые) области, на океанической коре – платформы и срединно-океанические хребты. В свою очередь названные структуры могут быть разделены по особенностям строения на более мелкие структурные элементы (более высоких порядков): глобальные, региональные и локальные.

Минимальная мощность коры наблюдается на платформах. Максимальная – в геосинклинальных (горноскладчатых) областях.

Платформы (фр. "плат" – плоский, "форм" – форма) – это обширные тектонически устойчивые области. Они характеризуются средними и устойчивыми значениями мощности земной коры; горизонтальным или почти горизонтальным залеганием осадочных пород; равнинным рельефом. Платформы имеют двухъярусное строение и состоят из более древнего кристаллического фундамента и перекрывающего его осадочного чехла

Области платформ с двухъярусным строением называют плитами. Выходы фундамента на дневную поверхность называются щитами.

Геосинклиналями (греч. "гео" – земля; "син" – вместе; "клин" – наклон) называются линейно вытянутые тектонические подвижные зоны. Они характеризуются значительной до 70-80 км мощностью земной коры и ее резкими колебаниями; нарушенным складчато-разрывным залеганием горных пород; горным рельефом.

Кора континентального типасостоит из трех слоев: осадочного, гранитного и базальтового. В отдельных участках материков гранитный слой по тем или иным причинам отсутствует.

Океаническая кора отличается от материковой значительно меньшей толщиной (6-7 км) и составом (она лишена гранитного слоя). Тонкий (несколько сотен метров) осадочный слой залегает на базальтовом океаническом слое, петрографический состав которого имеет специфические особенности.

Субокеаническая кора развита во внутренних и краевых морях, где глубины не превышают 2 км. Ее строение отличается от строения океанической коры большей мощностью рыхлых осадков (до 3-6 км и более).

Субконтинентальная кора характерна для окраин материков и островных дуг. От материковой коры она отличается меньшей мощностью. Другой особенностью является постепенность перехода от гранитного слоя к базальтовому.

2.   Метаморфические горные породы, их общая характеристика

Метаморфические горные породы возникают в глубоких зонах земной коры («метаморфо» по-гречески - преобразуюсь, превращаюсь) путем преобразования магматических и осадочных пород под влиянием высоких температур и давлений, вследствие чего порода теряет первоначальный облик и приобретает новые особенности. Это выражается в изменении минералогического и химического состава пород, их структуры, текстуры и происходит обычно в твердом состоянии без расплавления пород.

В зависимости от ведущих факторов, таких как высокая температура и большое давление выделяют несколько типов метаморфизма.

•  1. Региональный метаморфизм протекает на больших глубинах, захватывает огромные площади и вызывается высокой температурой и большим гидростатическим давлением. При этом образуются филлиты, различные сланцы, гнейсы, кварциты, мрамор и др.

•  2. Контактовый метаморфизм происходит под действием высоких температур на контакте горных пород с очагами внедряющейся расплавленной магмы. При этом происходит изменение структуры и текстуры пород и часто их состава. В результате контактового метаморфизма возникают роговики - плотные мелкозернистые породы массивной текстуры, серого, розово-серого и черного цветов.

•  3. Динамометаморфизм наблюдается при действии направленного давления, связанного с тектоническими движениями земной коры. При этом может повышаться и температура. В результате динамометаморфизма породы подвергаются дроблению и механическому перемещению минеральных зерен без преобразования их состава. Характерными породами являются тектонические брекчии, состоящие из сцементированных угловатых обломков и милониты - тонкоперетертая плотная рассланцованная порода.

•  4. Пневматолитовый и гидротермальный метаморфизм связан с привносом в породу новых химических элементов газами и горячими водными растворами, поднимающимися из очага магмы. Они вызывают изменение химического и минералогического состава пород. Характерными породами этого вида метаморфизма являются скарны - контактно-метасоматические образования. Состоят из пироксенов, плагиоклазов и гранат, а также рудных минералов.

В состав метаморфических горных пород входят минералы устойчивые в условиях высокого давления и температуры. К ним относятся минералы магматического происхождения: кварц, полевые шпаты, плагиоклазы, мусковит, биотит, роговая обманка, магнетит, гематит и минерал осадочного происхождения кальцит. Кроме этого в состав метаморфических пород входят минералы метаморфического происхождения: графит, тальк, хлориты, актинолит, эпидот, силлимонит и др.

Структура метаморфических пород обычно кристаллическая, чаще мелкозернистая. Наиболее характерна для них листоватая, чешуйчатая, игольчатая и таблитчатая.

Из текстур среди метаморфических пород наиболее часто встречается:

•  1. Сланцеватая. Таблитчатые, чешуйчатые, игольчатые кристаллы располагаются параллельно друг другу (сланцы);

•  2. Полосчатая. Полосы разной толщины и различного минерального состава чередуются друг с другом (гнейсы).

•  В строительном деле наибольшее значение имеют метаморфические породы, полученные в результате регионального метаморфизма.

•  Кварциты - кварцевые песчаники, превращенные в результате регионального метаморфизма в монолитную скалистую породу. Кварциты имеют мелкозернистую структуру и массивную текстуру. Устойчивы против выветривания и очень прочны - до 400 МПа. Особого внимания заслуживают железистые кварциты, в которых к кварцу присоединяются гематит или магнетит. Цвет белый, серый, розовый.

•  Используются как сырье для огнеупорного кирпича - динаса, бутового камня, а также в качестве щебня. Добываются на Алтае и в Карелии.

•  Мрамор. Образуется при региональном метаморфизме известняков и мела. Цвет белый, серый, голубой, розовый. Метаморфизм мергелей приводит к

образованию цветных, полосчатых, пятнистых мраморов. При перекристаллизации доломитов образуются доломитовые мраморы желтого цвета. Структура у мраморов полнокристаллическая, мелко-, средне- и крупнозернистая, текстура массивная. Прочность в зависимости от исходной породы имеет широкие пределы от 80 до 300 МПа. Хорошо обрабатывается.

Особенно ценится чистый белый мрамор.

•  Используется для изготовления скульптур, архитектурных деталей (колонн, капителей), облицовочной плитки и в качестве электроизоляционного материала. Добывается на Урале, в Крыму и в Карелии.

•  Сланцы. К этому виду метаморфических пород относятся глинистые сланцы; кровельные сланцы; хлоритовые, слюдяные, тальковые сланцы. В состав кристаллических сланцев входят мусковит, биотит, кварц, гранаты, графит, хлорит и другие минералы. Цвет их обусловлен окраской преобладающих минералов, а иногда связан с наличием таких примесей, как графит и гематит. Сланцы имеют полнокристаллическую структуру, ярковыраженную сланцеватую или плойчатую текстуру и шелковистый блеск.

•  Сланцы служат сырьем в керамической промышленности, для изготовления огнеупорных и кислотостойких изделий.

•  Гнейсы. Метаморфизированные породы, образующиеся из осадочных (парагнейсы) или магматических горных пород (ортогнейсы). В их состав входят: полевые шпаты, кварц, слюды, авгит, роговая обманка, гранаты и другие минералы. Структура гнейсов полнокристаллическая с различной величиной зерен, текстура сланцеватая или ленточная, иногда массивная и очковая. По преобладанию того или иного компонента выделяют графитовые, эпидотовые, силлиманитовые и другие гнейсы. При выветривании превращаются в грубоплитчатый щебень или в дресву. Используются как облицовочный материал, бутовый камень, щебень.

3.   Физические процессы выветривания горных пород

Выветривание – это совокупность сложных процессов качественного и количественного преобразования горных пород и слагающих их минералов, приводящих к образованию продуктов выветривания. Выветривание происходит за счёт действия на литосферу гидросферы, атмосферы и биосферы.

Если горные породы длительное время находятся на поверхности, то в результате их преобразований образуется кора выветривания. Процессы выветривания относят к экзогенным процессам – процессам разрушения, переноса и отложения горных пород и минералов, происходящие на поверхности Земли под влиянием сил денудации – тепла, воздуха, ветра, воды и льда, силы тяжести. Различают три вида выветривания: физическое (лёд, вода и ветер), химическое и биологическое.

Физическое выветривание – это процесс раздробления кристаллических горных пород и минералов на более мелкие обломки без изменения химического состава. При физическом выветривании наибольшее значение имеют сезонная и годовая разницы температур. Так, в средних широтах суточная разница температур летом равна 10–15 °С, зимой 20–25 °С, в течение года 40–50 °С. Разница температур в пустынях достигает 70–80 °С.

Горные породы на поверхности суши остывают и нагреваются быстрее, чем на глубине. При нагревании горные породы расширяются, при остывании сжимаются, причем в верхних слоях – больше, чем в нижних, вызывая появление вертикальных и горизонтальных микротрещин. Процесс разрушения усиливается при конденсации и замерзании воды в трещинах, поскольку при замерзании объем воды увеличивается на 10%. Глыбы или массивы, состоящие из многих минеральных зерен, распадаются, так как величина коэффициента линейного расширения этих минералов различна. В результате горная порода покрывается трещинами и с течением времени рассыпается на более мелкие обломки, причем на поверхности процесс физического выветривания происходит быстрее, чем на глубине, поэтому сначала наблюдается «отшелушивание» каменных слоев и глыб, а затем и отдельных камней. В результате физического выветривания образуются обломки самых различных размеров, обладающих способностью пропускать воду и воздух, а при сильном измельчении – задерживать их. Большое физическое разрушение пород производит ветер

Химическое выветривание – это процесс, протекающий под влиянием химического воздействия на породы главным образом кислорода, воды и углекислоты, и приводящий к изменению размеров и химического состава отдельных частиц выветривающихся пород.

Все минералы, образующиеся в земной коре, представлены химическими соединениями разной степени сложности. Процессы физического выветривания, вызывая измельчение горных пород и минералов, увеличивают площадь соприкосновения их с водой и воздухом. Причем увеличение площади соприкосновения происходит очень быстро. Так, если кубик со стороной 1 см, общей поверхностью 6 см² раздробить на частицы со стороной 1 мк (1микрон = 10^-6 м), то суммарная поверхность составит 60000 см².

Известно, что скорость химических реакций увеличивается прямо пропорционально площади соприкосновения. Поэтому по границам соприкосновения горных пород и минералов с водой, воздухом и углекислотой протекают химические реакции и тем интенсивнее, чем больше площадь соприкосновения.

При химическом выветривании наиболее распространенными являются реакции окисления, гидратации и дегидратации, гидролиза, растворения и обмена. В результате окисления происходит присоединение кислорода.

Биологическое выветривание – это процесс изменения горных пород под влиянием организмов, продуктов их жизнедеятельности и продуктов разложения органических веществ.

При физическом и химическом выветриваниях все простые соли вымываются водой и уносятся сначала в реки, а затем в моря и океаны. При биологическом выветривании растения и микроорганизмы избирательно поглощают часть водорастворимых солей, закрепляя их в форме органического вещества.

Разрушение горных пород происходит под влиянием различных ферментов, имеющих кислую или щелочную реакцию, органических кислот и оснований. Так, некоторые силикатные бактерии, выделяя слизистые образования, разрушают полевые шпаты. Нитрифицирующие бактерии способны выделять азотную кислоту, серобактерии – серную. Диатомовые водоросли извлекают из алюмосиликатов кремнезем для построения скелета своего тела. Лишайники воздействуют на горные породы с помощью сильных органических кислот. Корни древесных и кустарниковых растений оказывают существенное физическое расклинивающее действие на горные породы. При разложении растительных остатков образуется значительное количество кислот и солей, также вступающих в различные реакции с горными породами.

Таким образом, при биологическом выветривании происходит физическое разрушение и дробление горных пород и минералов, а также их химическое преобразование, т.е. осуществляется их биохимическое разложение с образованием вторичных минералов и комплексных органо-минеральных соединений, большая часть которых закрепляется в верхних слоях почв. Биологическое выветривание относится к почвообразовательным процессам.

Под влиянием всех процессов выветривания образуется более или менее мощный слой коры выветривания, или рухляк выветривания, который может состоять из крупных обломков первичных минералов и горных пород, очень мелких частиц вторичных глинистых минералов, окислов и гидроокисей, минералов, находящихся в промежуточных стадиях разложения. Наиболее устойчив из них кварц, наименее устойчивы — простые соли.

В результате выветривания из кислых, насыщенных кварцем пород (кварциты, кварц, вулканическое стекло) образуются пески, из алюмосиликатов (слюд, полевых шпатов, авгитов и роговых обманок) – глины. Поэтому при выветривании гранитов образуется смесь песка и глины – суглинки. Часть продуктов выветривания переносится водой и ветром.

Продукты выветривания, не подвергшиеся переносу и оставшиеся на месте своего образования, называют элювием (от лат. eluo – «вымываю»). Элювиальные отложения формируются на горизонтальных или слабонаклонных поверхностях. В геологии, элювиальные отложения – это то, что осталось на месте в результате выветривания, а унесенный материал рассматривается как часть другого процесса

По сравнению с твердыми породами в рухляке выветривания появляются новые свойства: водо- и воздухопроницаемость, способность удерживать воду и некоторые элементы питания, а глины, кроме того, способны обменивать свои катионы К⁺, Са²+, Mg²⁺, F³⁺, H¹⁺ на катионы водного раствора. Под влиянием биологических процессов выветривания накапливаются органические и органо-минеральные соединения, которые обеспечивают минимальное первичное плодородие рухляка.

4.   Формирование подземных вод, понятие о водоносном горизонте

Подземные воды формируются в основном из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся (инфильтрующих) в землю на некоторую глубину, и из вод из болот, рек, озер и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, прогоняемой таким образом в почву, составляет по данным А.Ф.Лебедева, 15-20 % общего количества атмосферных осадков.

Проникновение вод в грунты (водопроницаемость), слагающих земную кору, зависит от физических свойств этих грунтов. В отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы: водопроницаемые, полупроницаемые и водонепроницаемые или водоупорные.

К водопроницаемым породам относятся крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески, трещиноватые породы и т.д. К водонепроницаемым породам – массивно- кристаллические породы (гранит, порфир, мрамор), имеющие минимальную впитывать в себя влагу, и глины. Последние, пропитавшись водой, в дальнейшем ее не пропускают. К породам полупроницаемым относятся глинистые пески, лесс, рыхлые песчаники, рыхловатые мергели и т.п.

Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится в верхнем слое осадочных пород. В нем по характеру водообмена с поверхностными водами выделяют три зоны: зону свободного водообмена (верхнюю), зону замедленного водообмена (среднюю) и зону весьма замедленного водообмена (нижнюю). Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. Это – древние воды. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, иод и другие вещества.

Подземные воды образуются различными способами. Как уже отмечалось выше, один из основных способов образования подземной воды – просачивание, или инфильтрация, атмосферных осадков и поверхностных вод (озёр, рек, морей и т.д.). По этой теории, просачивающаяся вода доходит до водоупорного слоя и накапливается на нём, насыщая породы пористого и пористо-трещинноватого характера. Таким образом возникают водоносные слои, или горизонты подземных вод. Поверхность грунтовых вод, называется зеркалом грунтовых вод. Расстояние от зеркала грунтовых вод до водоупора называют мощностью водоупорного слоя.

Количество воды, просочившийся в грунт, зависит не только от его физических свойств, но и от количества атмосферных осадков, наклона местности к горизонту, растительного покрова. Длительный моросящий дождь создает лучшие условия для просачивания, нежели обильный ливень, так как чем интенсивнее осадки, тем с большей скоростью выпавшая вода стекает по поверхности почвы.

Крутые склоны местности увеличивают поверхностный сток и уменьшают просачивание атмосферных осадков в грунт; пологие, наоборот, увеличивают их просачивание. Растительный покров (лес) увеличивает испарение выпавшей влаги и в то же время усиливает выпадение осадков. Задерживая поверхностный сток, он способствует просачиванию влаги в грунт.

Для многих территорий земного шара инфильтрация является основным способом образования подземных вод. Однако имеется и другой путь их образования – за счёт конденсации водяных паров в горных породах. В тёплое время года упругость водяного пара в воздухе больше, чем в почвенном слое и нижележащих горных породах. Поэтому водяные пары атмосферы непрерывно поступают в почву и опускаются до слоя постоянных температур, расположенного на разных глубинах – от одного до нескольких десятков метров от поверхности земли. В этом слое движение паров воздуха прекращается в связи с увеличением упругости водяных паров при повышении температуры в глубине Земли. Вследствие этого возникает встречный поток водяных паров из глубины Земли вверх – к слою постоянных температур. В поясе постоянных температур в результате столкновения двух потоков водяных паров происходит их конденсация с образованием подземной воды. Такая конденсационная вода имеет большое значение в пустынях, полупустынях и сухих степях. В знойные периоды года она является единственным источником влаги для растительности. Таким же способом возникли основные запасы подземной воды в горных районах Западной Сибири.

Оба способа образования подземных вод – путём инфильтрации и за счёт конденсации водяных паров атмосферы в породах – главные пути накопления подземных вод. Инфильтрационные и конденсационные воды называются вандозными водами (от лат. "vadare" – идти, двигаться). Эти воды образуются из влаги атмосферы и участвуют в общем круговороте воды в природе.

Некоторые исследователи отмечают еще один способ образования подземных вод. Многие выходы этих вод в районах современной или недавней вулканической активности характеризуются повышенной температурой и значительной концентрацией солей и летучих компонентов. Для объяснения генезиса таких вод австрийский геолог Э. Зюсс в 1902 году выдвинул теорию ювенильного (от лат. "juvenilis" – девственный). Такие воды, как считал Зюсс, образовались из газообразных продуктов, в изобилии выделяющихся при дифференциации магматического очага.

Более поздние исследования показали, что чистых ювенильных вод, как их понимал Э. Зюсс, в поверхностных частях Земли не существует. В природных условиях подземные воды, возникшие разными способами, смешиваются друг с другом, приобретая те или иные черты. Однако определение генезиса подземных вод имеет большое значение: оно облегчает подсчёт запасов, выяснение режима и их качество.

Во время весеннего половодья и паводков уровень воды в реке, поднимаясь выше уровня речного потока, направленного к реке, вызывает отток воды из нее и подъем уровня грунтовых вод. Это снижает высоту уровня весенних половодий. На спаде грунтовые воды начинают питать реку, и уровень грунтовых вод понижается.

Грунтовые воды могут образовываться за счет искусственных гидротехнических сооружений например таких, как оросительные каналы. Так, при строительстве Каракумской оросительной системы за счет переброса части стока сибирских рек, в пустынной части значительное количество воды уходило не столько на поливные нужды, сколько на испарение и в грунт. Произошло это вследствие того, что большая часть оросительной системы проходила по песчаным почвам, где коэффициент фильтрации достаточно высок, и несмотря на противофильтрационные меры, падения уровней воды за счет фильтрации воды в грунт были велики. Все это, помимо уменьшения стока рек, приводило к тому, что содержащиеся в грунте соли растворялись грунтовыми водами, и при движении подводных потоков обратно в канал происходило заиление и засоление последнего.

Водоносный горизонт - это слой грунта, который содержит в порах или трещинах значительное количество воды. Отметим, что вода может двигаться через водоносный горизонт, причем относительно быстро.

Водоупором называется слой, который практически не пропускает через себя воду. При этом водоупорный слой может как содержать в себе воду (например, глина) так и не содержать ее совсем (например, монолитный скальный грунт). Полупроницаемым слоем называется такой, через который возможно медленное движение воды. Однако если такие отложения залегают на больших горизонтальных площадях, они часто также пропускают через себя значительные количества воды и должны учитываться в гидрогеологических прогнозах.

Артезианские воды — напорные подземные воды, заключенные в водоносных пластах горных пород между водоупорными слоями. Обычно встречаются в пределах определенных геологических структур (впадин, мульд, флексур и др.), образуя артезианские бассейны. При вскрытии буровой скважиной или шурфом артезианские воды поднимаются выше кровли водоносного пласта, иногда фонтанируют. Источники артезианского типа относятся к важнейшим полезным ископаемым. Обычно залегают на глубине от 100 до 1000 метров.

5.   Плывунные явления в песках и способы предотвращения

возникновения плывунов в котлованы

Плывунностью называется способность водонасыщенных дисперсных пород переходить в текучее состояние. Разжиженная порода, образующаяся при этом, называется плывуном.            

             В     плывунное     состояние     могут     переходить     пески     различного

гранулометрического состава, даже крупнозернистые. Наиболее опасен этот процесс для тонкозернистых песков с пылеватыми, илистыми,  коллоидными и

органическими    фракциями,         обладающими     тиксотропными свойствами.                                   

        Песчаные породы, обладающие ярко выраженными тиксотропными свойствами, могут образовать (по А. Ф. Лебедеву) истинный, или активный, плывун. Л. К. Танкаева эту группу пород с конденсационно-коагуляционными структурными связями делит на: а)песчано-коллоидные плывуны; б) пылеватокол-лоидные плывуны; в) плывунные глины.

Породы лишенные структурных связей, могут под влиянием гидродинамического давления перейти в текучее состояние. Такое движение породы называется, по А. Ф. Лебедеву, псевдоплывуном, или пассивным плывуном.

       Переход в плывунное состояние псевдоплывунов объясняется потерей

внутреннего трения и взвешиванием частиц в воде. Характерными показателями псевдоплывунов являются гидравлический градиент, при котором порода переходит в плывун (критический градиент), и критическая пористость. 

При заполнении порового пространства песков тонкодисперсным минеральным и органическим веществом резко уменьшается водопроницаемость пород и облегчается их переход в текучее состояние. Тиксотропные структуры полностью обратимы при сохранении влажной среды. Прочность восстановленных структур постоянна, независимо от количества разжижений. Время восстановления тиксотропных структур может

колебаться      от      10—15      минут      до      суток      (И.      М.       Горькова).

Коллоиды плывунов могут содержать: а) живую органику (бактерии); б) мертвую органику (продукты разложения органических веществ); в) неорганические коллоиды.

Наиболее подвижны плывуны с живой бактериальной органикой. В. В. Радина доказала, что бактерии могут «заразить» неплывунный песок (волжский аллювии) и превратить его в истинный плывун. При этом наблюдается массовая гибель бактерий, когда в законсервированных истинных плывунах (через 3— о лет после консервации) возникает скачкообразное оседание песка с образованием слоя воды над ним  (В. Н. Славянов). Аналогичный процесс возникает при отравлении бактерии. Тиксотропные свойства породы при этом резко снижаются.

При разжижжении связи между  частицами породы, по которым передается напряженное состояние, нарушаются и частицы.

скелета. Основными причинами разжижжения песчаных пород являются: 1) вибрация 2) волновые  колебания грунтовых вод; 3) гидравлические удары; 4)фильтрационные  силы; 5) воздействие динамических нагрузок; 6) изменение

статических         напряжений,        деформирующее        породу,         и         др.

Наиболее часто в разжиженное состояние переходят пески с критической пористостью (А. Казагранде). Определение критической пористости производится на сдвиговых приборах методами М. Н. Гольдштейна, В. В. Радиной, И. Н. Сидорова и др. И. М. Горькова отмечает, что тиксотропия характерна только для высокодисперсных слабоуплотненных осадков со структурами коагуляционного или пластифицированно-коагуляционного типа. Формирование таких структур происходит при сравнительно высокой минерализации жидкой фазы и оптимальном соотношении одновалентных и двухвалентных катионов, обеспечивающих мозаичное строение адсорбционных поверхностей глинистых минералов. Тиксотропные свойства могут проявляться в песках и суглинках, если эти породы содержат достаточное количество коллоидов, обладающих высокой структурообразующей способностью.

Тиксотропное структурообразование зависит от: а) количества и состава высокодисперсных частиц; б) от формы и строения частиц (особенно глинистых минералов); в) состава, состояния и активности органического вещества; г) минерализации поровых растворов; д) состава обменных катионов и ряда других факторов. Например, у монтмориллонитовых глинистых частиц тиксотропные свойства выражены сильнее, чем у каолинитовых. Особым видом являются зыбучие пески морских побережий. Они периодически разжижаются под воздействием волновых колебаний воды при определенной высоте прилива. Критические градиенты возникновения плывуна определяются в приборе КГС-2.

При испытании заполнение породы водой должно производиться со скоростью, не превышающей скорости капиллярного поднятия воды в данной породе. Сопоставление критических градиентов возникновения плывуна с реально возможными градиентами, возникающими при строительстве, позволяет оценить опасность возникновения плывуна под влиянием гидродинамических сил.

6.   Опробование горных пород при проведении инженерно-

геологических работ

Характеристика инженерно-геологических условий строительной площадки не может быть полной и окончательной, если не сделаны описание и оценка физико-механических свойств, слагающих их горных пород. Физикомеханические свойства горных пород являются составным элементом характеристики инженерно-геологических условий территории. Показатели, отражающие эти свойства, являются оценками строительных качеств горных пород при использовании их как естественного основания при проектировании различных сооружений. Поэтому изучение, оценка и прогноз физикомеханических свойств горных пород и их изменений под влиянием естественных и искусственных условий являются составной частью любых инженерных изысканий.

Физико-механические свойства горных пород должны изучаться в лабораторных и полевых условиях при выполнении инженерно-геологических работ на данной стадии исследования. Отбор проб образцов производится из естественных обнажений, горных выработок и буровых скважин.

Опробование сопровождает другие геологические работы и заключается в отборе проб горных пород и воды для соответствующих лабораторных исследований.

Детальность изучения физико-механических свойств горных пород определяется стадией инженерных исследований.

При опробовании необходимо стремиться к тому, чтобы каждая проба была представительной, т. е. в максимальной степени отражала характерные особенности состава, строения, физического состояния и свойств изучаемой разности горных пород на уровне МГТ-2.

При характеристике и оценке свойств определенной разности горных пород (МГТ-2) производится отбор определенного числа проб для соответствующих исследований. Обобщение и анализ результатов этих исследований позволяют с определенной степенью достоверности и надежности распространить их на исследуемый объект и обеспечить, таким образом, полную представительность получаемых данных.

Требования к достоверности и надежности показателей физикомеханических свойств горных пород зависят от стадии инженерных изысканий. На проектируемой стадии достаточны обобщенные показатели свойств пород, принимаемые как средние значения, полученные по данным испытаний, число которых достаточно для статистического обобщения.

На данной стадии исследования планируется отбор проб нарушенной структуры и в виде монолитов.

В породах глинистых и песчано-гравелистых для отбора монолитов применяют пробоотборники различных конструкций. Основной их частью является металлический цилиндр, который при отборе монолита погружают в породу на зачищенном забое.

Пробы горных пород нарушенного сложения отбирают в тару, обеспечивающую сохранность мелких частиц. Объем таких проб их глинистых и песчаных частиц должен быть в пределах от 600 до 1000 см³ (1-1,5 кг), из гравелистых и дресвяных - от 1000 до 2000 см (1,5-3 кг) а из галечниковых и щебенистых - от 2000 до 3000 см³ (3-4 кг). Каждая проба пород сопровождается

соответствующей этикеткой, регистрируется в специальном журнале и направляется в лабораторию. Пробы естественного сложения и влажности упаковывают во влажные опилки, мелкую стружку или другой мягкий материал, предохраняющий их от разрушения и высыхания.

Важной задачей при опробовании является определение плана расположения мест отбора проб и необходимого их числа для достоверной и надежной характеристики и оценки свойств горных пород. Каждая проба, как уже отмечалось выше, должна быть наиболее представительной, т.е. характеризовать совершенно определенную разность горных пород, слагающих толщу, слой, зону или пачку.

При опробовании горных пород необходимо придерживаться правила геологической их однородности в стратиграфическом, генетическом и петрографическом отношениях. Это значит, что пробы надо отбирать:

1)                     отдельно из каждой толщи или слоя пород, отличающихся в геологическом разрезе по своим стратиграфическим, генетическим и петрографическим признакам и строительным качествам, независимо от мощности и распространения по простиранию;

2)                     в петрографически однородных толщах и слоях пород из каждой отдельной зоны и подзоны, различающихся строительными качествами, т.е. степенью влажности, выветрелости, трещиноватости, водопроницаемости и другим показателям;

3)                     в мощных толщах тонкопереслаивающихся пород из каждой пачки с однотипным чередованием слоев, одинаковых или близких по составу и состоянию.

В настоящее время в качестве основного и научно достаточно обоснованного метода определения числа проб для соответствующего лабораторного изучения их состава, строения и физико-механических свойств рекомендуется приближенно-статистический метод. По его результатам число проб, необходимое для получения обобщенных характеристик свойств горных пород того или иного МГТ-2 на сравнительно ограниченной площади его распространения, может быть рекомендовано 108 проб (по 4 пробы в каждой скважине).

Список используемой литературы

1.                      Ботт М. Внутренее строение Земли/ Пер. с англ. Ю.С.Доброхотова; под ред. Е.Ф.Саваренского.-М.:Мир,1974.

2.                      Сорохтин О.Г. Теория развитии Земли: происхождение, эволюция и трагическое будущее/О.Г. Сорохтин, Дж.В. Чилингар, Н.О. Сорохтин; Рос. акад. наук, Рос. акад. естеств. наук. - Москва; Ижевск: Ин-т компьютерных исслед.,2010.

3.                      Короновский, Н.В. Общая геология: учебник. - М.: КДУ, 2006, С. 418430.

4.                      Миловский, А.В. Минералогия и петрография. - М.: Недра, 1985, С.351378.

5.                      Оллиер К., Выветривание, М., Недра, 2010.

6.                      Киссин И.Г. Вода под землёй. - М.: Наука, 1976. - 224 с.

7.                      Справочное руководство гидрогеолога. В 2 томах. Под ред. В.П.

Якуцени. - Л.: Недра, 1967. - Т.1. - 592с.

8.                      Бондарик Г. К., Ярг Л. А. Инженерно-геологические изыскания. М., 2007.

9.                      Зверев, В. П. Подземные воды земной коры и геологические процессы. – М.: Научный мир. – 2006. – 256 с.

10.                 Кирюхин, В. А., Коротков, А. И., Павлов, А. Н. Общая гидрогеология. – Л.: Недра. – 1988. – 359 с.

11.                 Климентов, П. П., Богданов, Г. Я. Общая гидрогеология. – М.: Недра. – 1977. – 312 с.

12.                 Ланге, О. К. Гидрогеология. – М.: Высшая школа. – 1969. – 356 с.