Типы пор дисперсных грунтов

Название пор	Размер пор	Связь пор со структурой породы Движение воды в порах	В каких поро­дах преобла­дают
Макропо-ры	>1 мм	поры, между обломка­ми горных пород, макро-и мезоструктурными эле­ментами и остатками растительных организ­мов	свободное движе­ние гравитационной воды; капиллярное поднятие воды прак­тически отсутствует	крупнооб­ломочные; биоген­ные; лессы
Мезопоры	1—0,01 мм	поры, образуемые мезоструктурными эле-мен­тами, песчаными и пылеватыми зернами, остат­ками растительных ор­ганизмов	движение гравита­ционной воды проис­ходит при определен­ном напоре. Капил­лярное поднятие про­исходит быстро на небольшую высоту	песчаные; лёссовые; биогенные
Микропо-ры	10—0,1 мкм	поры, образуемые мик­роагрегатами и мик-ро­блоками, отдель-ными минеральными частица­ми, остатками раститель­ных и животных орга­низмов	капиллярное подня­тие воды происходит медленно на большую высоту. Движение гравитационной воды отсутствует	органо-химические и слабоцементи­рованные; глинистые; биогенные
Ультрока­пилляр­ные поры	<0,1 мкм	поры микроагрегатов и микроблоков	поры заполнены связанной водой	глинистые

Плотность грунта (А) — это масса единицы объема грунта с естественной влажностью и ненарушенным сложением. Ее величина зависит от мине­рального состава, влажности и характера сложения (пористости) грунтов; с увеличением содержания тяжелых минералов, степени за­полнения пор водой и уменьшением пористости плотность грунта уве­личивается.

Размеры пор, связь их со структурными элементами и зависимость от дисперсности и генезиса пород показаны в табл. 1.

От общей пористости и размера пор зависят свойства грунтов. По величине пористости судят о степени уплотнения пород и их сжи­маемости в различных условиях. С величиной пористости тесно связа­ны водо- и газопроницаемость пород, их термические и электрические свойства и др. Значения общей пористости горных пород изменяются в очень широких пределах — от долей процента до 90%. Наиболее низкую пористость (1—3%) имеют большинство нетрещиноватых инт­рузивных и метаморфических пород. Как видно, пористость имеют все грунты, но наибольшая она у дисперсных грунтов; для них ее значение колеблется от 20 до 90%.

Трещиноватость тоже свойственна почти всем грунтам, но, в отличие от пористости, она имеет наибольшее значение, для скальных грунтов. Многие породы с кристаллизационными структурными связя­ми (особенно магматические и метаморфические) при пористости 1—5% могут иметь трещинную пустотность, достигающую 10—20%. Разумеется, что проницаемость, термические и механические свойства таких пород будут определяться не столько их пористостью, сколько трещиноватостью.

При изучении горных пород бывает трудно разделить трещинную и поровую пустотность, поскольку трещиноватость может рассматри­ваться как линейная пористость. В этом случае приходится указывать общую пустотность породы.

По ширине трещины подразделяются на тонкие (<1 мм), мелкие (1—5 мм), средние (5—20 мм), крупные (20—100 мм) и очень крупные.

Прочносвязанная вода. Замерзание связанной воды зависит от минерального состава грунта. Замерзание практически всей жидкой воды происходит у као­линита в интервале от —10 до —20°; в монтмориллоните при —70° еще содержится около 7% незамерзшей воды.

Прочносвязанная вода неоднородна. Прочносвязанная вода н а-ибольшего уровня энергии связи образуется, когда моле­кулы воды вступают в координационные связи с поверхностными ато­мами кристаллической решетки. Ее можно назвать «водой боковых сколов глинистых минералов». Эта категория прочносвязанной воды характеризуется наименьшей подвижностью и свойствами, резко от­личными от свойств свободной воды.

Второй вид прочносвязанной воды — это вода «ближней» гид­ратации ионов (преимущественно катионов), образующаяся при гидратации обменных катионов. По своей подвижности и свойствам она близка к воде первой категории. Вода боковых сколов глинистых минералов и вода «ближней» гидратации ионов суммарно составляют 1/10 часть от максимальной гигроскопической влажности грунтов. Установлено, что присутствие этих категорий прочносвязанной воды в глинистых, лёссовых и других высокодисперсных грунтах существенно не снижает прочность; величина прочности остается близкой к макси­мальной. Это связано с тем, что обе описанные категории прочносвя­занной воды не образуют вокруг частиц сплошную пленку воды, а располагаются «островами», приуроченными к наиболее энергетически активным местам частицы — к боковым сколам кристаллической ре­шетки и обменным катионам.

Прочносвязанная вода, располагающаяся по базальным поверх­ностям глинистых минералов и взаимодействующая преимущественно через водородные связи со структурными группами ОН и О их поверх­ности, называется водой базальных поверхностей гли­нистых минералов. Уровень энергии связи воды базальных поверхностей глинистых минералов с частицами меньше, чем у первых двух видов прочносвязанной воды, но значительно больше, чем у рых-лосвязанной воды. С образованием воды базальных поверхностей гли­нистых минералов вокруг их частиц возникают сплошные пленки проч­носвязанной воды. Величина ионно-электростатических связей между частицами уменьшается, и вследствие этого снижается прочность грун­тов.

Содержание прочносвязанной воды увеличивается с увеличением содержания глинистых минералов с раздвижными кристаллическими решетками, с ростом дисперсности породы и с увеличением среди об­менных ионов трех- и двухвалентных катионов и Н+.На­ибольшую величину будут иметь Са-монтмориллонитовые глины.

Слабосвязанная вода имеет меньший уровень энергии связи, чем прочносвязанная вода. Слабосвязанная вода по своим свойствам резко отлична от прочносвязанной и имеет плотность, близкую к плотности свободной воды; по своим свойствам она мало отличается от последней.

Слабосвязанная вода подразделяется на вторично ориентирован­ную воду и воду, удерживаемую осмотическими силами.

Вторично ориентированная вода обра­зуется вокруг частиц благодаря дальнодействующим поверхностным силам минералов, обусловливающим упорядоченность молекул воды даже на значительном расстоянии от поверхности. Она образует вокруг частиц как бы пленку, и поэтому А. Ф. Лебедев назвал ее «пленочной» водой. Этот вид связанной воды характеризуется малой связью с по­верхностью, значительной подвижностью, но по структуре и свойствам отличается от свободной воды. Температура замерзания вторично ори­ентированной воды полислоев —1,5°.

Присутствие вторично ориентированной воды полислоев обусловли­вает дальнейшее снижение прочности грунтов. У грунтов появляется липкость, если тело прижимается к ним под достаточно высоким давлением (более 5 МПа). При этом максимальное значение липкос­ти будет при влажности максимальной молекулярной влагоемкости.

Максимальная молекулярная влагоемкость грун­тов — это суммарное содержание всех видов прочносвязанной воды и ориентированной воды полислоев. Величина максимальной мо­лекулярной влагоемкости зависит от дисперсности породы и состава обменных катионов: с увеличением дисперсности и количества однова­лентных ионов среди обменных катионов содержание слабосвязан­ной воды в глинистых породах, лёссах и почвах увеличивается. Величина будет наибольшей у Na-монтмориллонитовых глин.

Второй вид слабосвязанной воды — осмотическая вода, образуется в результате проникновения молекул воды из раствора в диффузный слой мицеллы (минеральная частица, окруженная ад­сорбционным и диффузным слоями ионов), где концентрация ионов оказывается большей, чем в растворе. Она очень слабо связана с по­верхностью частиц, поскольку с ней связаны окружающие частицы — ионы. Подвижность осмотической воды близка к подвижности свобод­ной воды, по структуре и свойствам она не отличается от последней.

Присутствие в грунтах осмотической воды обусловливает у них небольшую прочность, липкость и пластичность в определенном диапа­зоне влажности. Пластичность глинистых и лёссовых грунтов, а также почв начинается при влажности выше величины максимальной моле­кулярной влагоемкости.

Капиллярная вода подразделяется на три разновидности: вода уг­лов пор, подвешенная вода, собственно капиллярная вода.

Вода углов пор обычно образуется в местах соприкосновения частиц в виде отдельных капель, занимающих суженные части пор и ограниченных менисками. Движение газов в порах свободное, вода на­ходится в защемленном состоянии.

Подвешенная вода отличается от собственно капиллярной тем, что не имеет непосредственной связи с уровнем грунтовых вод, вследствие чего не может питаться ими.

Собственно капиллярная вода поднимается кверху от уровня грунтовых вод. В практике инженерно-геологических иссле­дований капиллярное поднятие воды характеризуется максимальной величиной и скоростью капиллярного поднятия.

Высота капиллярного поднятия в среднезернистых песках равна 0,15—0,35 м, в мелкозернистых — 0,35—1,0 м, в супесях она возрастает до 1 —1,5 м, в суглинках — до 3—4 м. В глинах вода может поднимать­ся на высоту до 8 м, а в лёссах — до 4 м (за два года).

Все три категории капиллярной воды обусловливают капиллярные структурные связи, которые рассматриваются ниже.

Влажность грунта, у которого все капиллярные поры заполнены водой, называют капиллярной влагоемкость ю. Капиллярная влагоемкость различных грунтов определяется величиной их капилляр­ной пористости и в конечном итоге их составом и структурой, а величина капиллярного поднятия зависит от гранулометрического состава, ми­нерального состава и состава обменных катионов.

Влияние минерального состава на величину капиллярного подня­тия двоякое: за счет формы частиц, присущей различным минералам и их неодинаковой смачиваемости. У песчаных частиц крупнее 0,25 мм высота капиллярного поднятия изменяется по следующей закономер­ности: слюда; > окатанный кварц > полевой шлат; > остроугольный кварц. Величина краевого угла смачивания изменяется от 13 до 58° в зависимости от минерального состава и различного состояния поверх­ности частиц. Состав обменных катионов влияет на высоту капилляр­ного поднятия в глинистых и лёссовых породах неодинаково, в зави­симости от их гранулометрического состава. Капиллярное поднятие-у пылеватых песков, супесей, суглинков при замене агрегирующих ка­тионов (Са++) на диспергирующие (Na⁺) возрастает. У глин, наоборот, вследствие того что при диспергации микропоры переходят в ультрака-пилляриые поры, поднятие капиллярной воды снижается или прекра­щается вовсе.

Свободная (гравитационная) вода подразделяется на просачиваю­щуюся воду и воду грунтового потока. Просачивающаяся вода-находится преимущественно в зоне аэрации и передвигается под вли­янием силы тяжести сверху вниз. Это движение продолжается до тех пор, пока она не встретит на своем пути слой грунта, обладающий малой водопроницаемостью, — фактически водонепроницаемый, водо­упорный горизонт. После этого дальнейшее движение воды происходит" под влиянием напора в виде грунтового потока. Слой грунта,, в котором движется вода грунтового потока, называется водонос­ным горизонтом. Просачивающаяся вода оказывает локальное воздействие на толщу пород. В частности, глинистые, лёссовые и другие связные грунты те­ряют прочность лишь на пути ее движения. Вода грунтового потока оказывает воздействие на весь пласт в целом, по которому она дви­жется.

Способность грунтов пропускать через себя воду называется водопроницаемостью, а движение воды в грунтах под действи­ем напора — фильтрацией. Фильтрация в полностью водонасыщенных грунтах при ламинарном режиме движения подчиняется закону Дарси

Коэффициент фильтрации Кф является мерой водопроницаемости грунта и равен скорости движения воды при градиенте напора, равном единице. Кф измеряется в сантиметрах на секунды или метрах на сутки. Величина коэффициента фильтрации для различных грунтов изменя­ется в широких пределах.

По химическому составу гравитационная вода может быть раз­личной. В ней среди катионов чаще всего встречаются Са²⁺ и Mg²⁺, затем Na+ и К⁺, а среди анионов — Cl~, SО₂^- и НСОз~. Растворенные в воде соли находятся в подвижном равновесии с твердой составляю­щей грунтов и взаимодействуют с ней. В гравитационной воде в кол­лоидном состоянии находятся кремнекислота и полуторные окислы.

Свободная (гравитационная) вода подразделяется на просачиваю­щуюся воду и воду грунтового потока. Просачивающаяся вода находится преимущественно в зоне аэрации и передвигается под вли­янием силы тяжести сверху вниз. Это движение продолжается до тех; пор, пока она не встретит на своем пути слой грунта, обладающий малой водопроницаемостью, — фактически водонепроницаемый, водо­упорный горизонт. После этого дальнейшее движение воды происходит-под влиянием напора в виде грунтового потока. Слой грунта, в котором движется вода грунтового потока, называется водонос­ным горизонтом.

Просачивающаяся вода оказывает локальное воздействие на толщу пород. В частности, глинистые, лёссовые и другие связные грунты те­ряют прочность лишь на пути ее движения. Вода грунтового потока оказывает воздействие на весь пласт в целом, по которому она дви­жется. Способность грунтов пропускать через себя воду называется водопроницаемостью, а движение воды в грунтах под действи­ем напора — фильтрацией. Фильтрация в полностью водонасы щенных грунтах при ламинарном режиме движения подчиняется закону Дарси.

По химическому составу гравитационная вода может быть раз­личной. В ней среди катионов чаще всего встречаются Са²⁺ и Mg²⁺, затем Na+ и К⁺, а среди анионов — CI^-, S0₄^2- и НСОз^-. Растворенные в воде соли находятся в подвижном равновесии с твердой составляю­щей грунтов и взаимодействуют с ней. В гравитационной воде в кол­лоидном состоянии находятся кремнекислота и полуторные окислы.

Среднее значение рН для грунтовых вод колеблется около 7. С повы­шением общей минерализации значение рН увеличивается. В районах развития известняков, солонцеватых глин и солонцовых почв величина рН природной воды может достигать 9—10.

Максимально возможное содержание в грунте связанной, капил­лярной и гравитационной воды при полном заполнении пор называют полной влаго- емкостью грунта. При полной влагоемкости глинистых грунтов прочность может практически отсутствовать и они будут вести себя как текучие тела.

При температуре грунта ниже 0° гравитационная вода замерзает я содержится в нем в виде льда. Лед может содержаться в грунте в виде отдельных кристаллов или в виде прослоев чистого льда, дости­гающих местами значительной мощности. Кристаллы льда в большин­стве случаев играют роль цемента, скрепляющего минеральные части­цы друг с другом. Поэтому свойства грунтов резко изменяются при изменении фазового состояния воды. Эта проблема настолько большая, сложная и практически важная, что является предметом изучения другой науки — мерзлотоведения.

Кристаллизационная вода и химически связанная (конституцион­ная) вода принимают участие в строении кристаллических решеток различных минералов. Кристаллизационная вода входит в состав ми­нералов типа CaS0₄ х2H₂0 (гипс). Кристаллизационная вода, участвуя в построении кристаллической решетки минералов, сохраняет свою молекулярную форму. Химически связанная вода входит в гидраты типа гидроокисей Са(ОН)^-. Молекулы ее в результате химической ре­акции распадаются на ионы Н> и ОН^-. Химически связанная вода не сохраняет своего молекулярного единства. Эти категории воды имеют некоторое инженерно-геологическое значение, но главным обра­зом изучаются в минералогии в связи с исследованиями содержащих их минералов.

Таблица 2

Коэффициент фильтрации различных грунтов и характеристика их водопроницаемости (по Н. Н. Маслову)

Грунты	Кф- м/сут	Характеристика грунтов по водо­проницаемости
Глины, монолитные скальные грун­ты Суглинки, тяжелые супеси, нетре­щиноватые песчаники Супеси, слаботрещиноватые гли­нистые сланцы, песчаники, известня­ки и т. д. Пески тонко- и мелкозернистые, трещиноватые скальные грунты Пески среднезернистые, скальные грунты повышенной трещиноватости Галечники, гравелистые пески, сильнотрещиноватые скальные грун­ты	<5-10-5 до 5-10-3 до 0,5 до 5 до 50 >50	практически водонепроницае­мые весьма слабоводопроницаемые слабоводопроницаемые водопроницаемые хорошо водопроницаемые сильноводопроницаемые