5. Физические основы влагопереноса в горных породах при неполном водонасыщении

Рассмотрение терии влагопереноса имеет первосте­пенное значение для анализа динамики влаги в зоне аэра­ции при гидрогеологическом изучении ряда важных прак­тических проблем. Среди них:

1

изучение условии питания подземных вод;

прогнозная оценка связи подземных вод с вновь создаваемыми водоемами или водотоками;

|з] обоснование ч:хем искусственного пополнения подземных вод;

изучение «защитных» свойств пород зоны аэра-

ции с позиции возможного загрязнения подземных вод;

гидрогеологические исследования на мелиориру­емых территориях;

[б~] изучение режима влажности грунтов в связи с решением различных задач инженерной геологии (имея в виду прежде всего, что от этого режима во многом зависят изменения прочностных и деформационных характери­стик грунтов).

Значимость этих проблем и специфика изучаемых процессов требуют, вообще говоря, выделения теорети­ческих основ влагопереноса в специальную главу нашего курса. Мы, однако, не будем этого делать, и прежде всего потому, что теория здесь по ряду объективных причин пока слишком слабо увязывается с практикой современ­ных гидрогеологических исследований. Соответственно, мы ограничимся в данной книге лишь самыми оОщими положениями этой теории.

1. Общая энергетическая характеристика процесса влагопереноса

В отличие от фильтрации в водонасыщенных породах, для влагопереноса в зоне аэрации характерно наличие в поровом пространстве горных пород двух фаз — воды и воздуха¹, причем последний, находясь в свободном состо­янии *, образует непрерывную фазу и обычно имеет пря­мую связь с атмосферным воздухом. При этом соотноше­ние фаз, т.е. степень водонасьпцения, является тем опре­деляющим фактором в процессе влагопереноса, от кото­рого зависят характер и интенсивность внутренних сил, действующих на частицы жидкости в порах. Чем меньше степень насыщения данного грунта, тем сложнее в целом комплекс этих сил и, соответственно, механизм переноса влаги: все большую роль начинает играть перемещение парообразной воды, — наряду с другими факторами, вза­имосвязанными с массовым потоком (температурными, электрокинетическими, электромагнитными, химически­ми). Однако в условиях пород со сравнительно высокой влажностью (большей максимальной молекулярной вла- гоемкости), обычно характерной для зоны аэрации, глав­ное значение сохраняется за силами гравитации, а также капиллярными и сорбционными силами . Так как в пре­делах каждого равномерно насыщенного элементарного объема грунта (рассматриваемого изолированно от смеж­ных объемов) последние две силы направлены на удержа­ние воды в порах, но их суммарное влияние принято характеризовать сорбционно-капиллярным потенциа­лом поровой влаги — работой необходимой для извлече­ния из фунта некоторой (например, единичной) массы

Ц1ШШПШГЕ ' приходящийся на еди-

J ницу объема воды, —

•j жидкости. Практиче­ски измеряется не ра- о бота, а ее эквивалент,

о

давление, которое принято называть всасывающим давле­нием: если отнести его к единице веса во­ды и, по аналогии, с

пьезометрическои высотой, ввести высо­ту всасывания

Ч*, то она будет выра­жаться в метрах водя-

Рис. 6.20. Схематическое представле- ного столба. Схема- ние измерения всасывающего давления: тически такой ВОДЯ- 1 - образец; 2 - тонкопористая мембрана „ * *

ной столб может быть представлен [6] на простейшей механической модели (рис. 6.20), где Ч* —■ предельная равновесная высота подъема образца водонасыщенного грунта относительно уровня в сосуде, при которой трубка остается еще цели­ком заполненной водой (нет поступления воздуха через образей).

ВОПРОС. Что заставляет воду в трубке удерживаться над уров­нем в сосуде?

В этом примере величина Ч' отвечает предельной вы­соте капиллярного поднятия (капиллярной каймы) для испытуемого грунта. Если же под образец положить тон­копористую мембрану, пропускающую воздух, и снаб­дить трубку ртутным манометром, то показания маномет­ра в такой системе будут отвечать всасывающему давле­нию грунта при заданной влажности (в том числе - и меньшей полной влагоемкости).

Всасывающее давление, таким образом, отсчитывает­ся от уровня свободной жидкости при атмосферном дав­лении, но занимает отрицательную часть шкалы давле-

ний, принятой в гидрогеологии (например, значение вы­соты всасывания, равное 5 м, отвечает на этой шкале

отметке — 5 м).

ПРИМЕР. Изготовьте несколько образцов, заключенных в во­допроницаемые жесткие обоймы, из одной и той же глины, но подсу­шенной до различных степеней увлажнения. Помещая образцы под вакуумный колпак, фиксируйте значение вакуума, при котором грунт начинает отдавать воду, - оно отвечает величине всасывающе­го давления. Последнее, как вы убедитесь, будет уменьшаться с уве­личением влажности образцов. Сопоставьте данную эксперимен- тульнаю схему с изображенной на рис. 6.20. Отмечая их принципи­альную идентичность с точки зрения оценки величины всасывающе­го давления, обратите, вместе с тем, внимание на трудности устране­ния искажающих факторов при реализации схемы на рис. 6.20, обус­ловленных необходимостью достижения конечного равновесного со­стояния; в частности, для этого может потребоваться очень много времени.

ВОПРОС. Два однотипных образца — один песчаный, другой глинистый, характеризующиеся близкими значениями пористости (примерно 0,45) и степени водонасыщения (0,7+0,8), приводятся в соприкосновение друг с другом, причем поверхность контакта зани­мает вертикальное положение. Изменится ли после этого распреде­ление влаги, и если да, то почему?

Для данной горной породы значение всасывающего давления зависит от влажности, изменяясь от нуля при полном подонасыщении до N (КН-100) мПа для «сухих» грунтов (а то и до 10³ мПа — для грунта, высушенного при температуре 105°С). Однако в диапазонах влажности, на­иболее характерных для зоны аэрации, всасывающее дав­ление обычно не превышает 0,1 мПа.

Зависимость всасывающего давления от влажности W является важнейшей исходной характеристикой грунта (точнее — показателем свободной энергии грунтовой влаги) при оценках влагопереноса; некоторые характер­ные кривые Ч* (W) приведены на рис. 6.21 [6]. Видно, что зависимость Ч* (ИД резко нелинейна. Кроме того, эта зависимость обычно характеризуется сильно выражен­ным гистерезисом; при уменьшении влажности (осуше­нии грунта) всасывающее давление заметно больше (не­редко в несколько раз), чем при ув­лажнении (рис. 6.22). Гистерезис объясняется раз­личными формами менисков (углами смачивания) при осушении и увлаж­нении, а также на­личием тупиковых пор, в которых при осушении остается вода.

сти для грунта 1 - однородного; 2 - неоднородного

При достаточ­но высоких влаж- Рис. 6.21. Характерные графики зависимо- ностях, характер- сти всасывающего давления от влажно- цых для ЗОНЫ ДЭра- гти япо значение ка-

пиллярно-сорбци ф онного гистерези-

са, однако, не столь существенно (по крайней мере, в достаточно одно­родных гомогенны грунтах).

о

Зависимость всасывающего дав­ления от влажно­сти в полевых ус­ловиях можно бы- *=- ло бы определить у по известному рас­пределению влаж-

Рис. 6.22. Графики зависимости всасыва- ности над уровнем ющего давления от влажности при ocyuie- _{rnvMTriRKIV Rrm ппи} нии (1) и водонасыщении (2) грунтовых ВОД при

отсутствии испа­рения или инфиль­трации. Однако та-

кое равновесное состояние режима влаги в зоне аэрации встречается редко и поэтому чаще всего приходится ори­ентироваться на замеры не только влажности, но и непос­редственно всасывающего давления. Для этого применя­ется специальный прибор — тензиометр, схема которого основывается на том же принципе, что и в описанной выше механической модели на рис. 6.20, причем роль мембраны играет устанавливаемый в грунт керамический наконечник.

В лабораторных условиях в этих целях используются мембранные прессы: вода вытекает из образца до тех пор, пока разность между внешним давлением (создаваемым нейтральным газом) и давлением под тонкопористой мем­браной не достигает значения всасывающего давления.

Удобной суммарной энергетической характеристи­кой, объединяющей силы всасывания и гравитации, явля­ется напорная функция (напор). Если отсчитывать значе­ния давлений от атмосферного и помнить о том, что вса­сывающее давление отражает отклонения от атмосферно­го в меньшую сторону, то, по аналогии с формулой (1.8),

Н = -4¹ + z. (6.66)

На депрессионной кривой 4*= 0 и Н - z_g (z_g— отметка свободного уровня). Выше, в пределах капиллярной кай­мы, где влажность близка к влажности водонасыщенных пород, в равновесных условиях имеет место линейный рост всасывающего давления с высотой (W= z — z_g, т.е. по-прежнему Н = z_g). Наконец, за пределами капилляр­ной каймы всасывающее давление, а с ним и напор меня­ются с высотой в зависимости от влажности. Таким обра­зом, обеспечивается непрерывность функции напора при переходе от зоны насыщения к зоне аэрации.