Гранулометрического состава горных пород

Для построения логарифмической шкалы по оси абсцисс от начальной точки в некотором масштабе откладываются отрезки, равные десятичным логарифмам ряда чисел. Если отложено число, равное lg d, то около соответствующей точки ставится d. Около начальной точки должна стоять пометка 1, т.к. lg 1 = 0. Таким образом, на логарифмической шкале расстояние от пометки 1 до пометки d равно в выбранном масштабе lg α. Так как lg (10d) = 1+ lg d, то пометки на логарифмической шкале на участке от 10 до 100 будут в точности соответствовать пометкам на участке от 1 до 10. Это же рассуждение может быть проведено и для других участков шкалы. Поэтому, для изображения чисел от 1 до 100 на логарифмической оси требуется увеличить длину оси всего в два раза по сравнению с осью, размеченной от 1 до 10.

При построении кумулятивных кривых гранулометрического состава горных пород, диапазон изменений диаметра частиц превышает их порядок (d_мин = 1 мк, d_мах = 2000 мк). Таким образом, на оси абсцисс необходимо отобразить числа от 1 до 2000. Целесообразно разделить ось на 4 декады, включающие диаметры 1–10 мк, 10–100 мк, 100–1000 мк и 1000–2000 мк. Примем длину оси равной 12 см, тогда на одну декаду будет приходиться 3 см. Соответственно, деление 5 должно стоять на расстоянии L = lg5 × 3 = 2,1 см от начала оси абсцисс, деление 50 – на расстоянии L = lg50 × 3 = 5,1 см, деление 500 – на расстоянии L = lg500 × 3 = 8,1 см.

Процентное содержание по оси ординат откладывают, начиная с самой мелкой фракции. Для каждой последующей фракции величину ординаты получают последовательным суммированием данных для предыдущих размеров, т.е. к процентному содержанию предыдущей фракции прибавляют процентное содержание следующей и т.д. (см. табл. 5.3).

Таким образом, каждая точка графика дает суммарное количество частиц данного размера и размеров, меньших, чем этот размер. По пересечению диаметров частиц строят кривую, которая называется кумулятивной кривой.

Для построения кумулятивной кривой, изображенной на рис. 5.4, использованы исходные данные, представленные в таблице 5.3.

Кумулятивные кривые позволяют определить действующий или эффективный и контролирующий диаметры частиц и вычислить на их основе коэффициент неоднородности, показывающий степень отсортированности пород.

Коэффициент неоднородности (К_н) представляет собой отношение величины контролирующего диаметра частиц (d₆₀) к величине действующего их диаметра (d₁₀):

(5.1)

Рис. 5.4. Кумулятивная кривая гранулометрического состава горной породы

Действующим (эффективным) диаметром частиц является такой диаметр, меньше которого в породе содержится 10 % частиц.

Контролирующим диаметром называется диаметр, меньше которого в породе 60 % частиц.

Для определения действующего и контролирующего диаметров частиц, из точек на оси ординат, соответствующих 10 и 60 % их содержанию проводятся линии, параллельные оси абсцисс до пересечения с кумулятивной кривой. Из точек пересечения опускаются перпендикуляры на ось абсцисс (см. рис. 5.4) и определяются значения диаметров частиц. Значение коэффициента неоднородности определяется с точностью до запятой.

Для определения диаметров частиц необходимо определить расстояние от места пересечения соответствующих перпендикуляров до начала оси абсцисс (L). Диаметр частиц определится из выражения lg d = L/3.

В нашем случае:

lg d₁₀ = 2,5/3; d₁₀ = 10^0,8 = 6 мк = 0,006 мм;

lg d₆₀ = 4,4/3; d₁₀ = 10^1,5 = 32 мк = 0,032 мм.

Коэффициент неоднородности не может быть меньше единицы и практически не бывает больше 200. Чем меньше его величина − тем однороднее порода. Принято, что при К_н = 5 порода считается однородной и для нее характерно ламинарное движение подземных вод. Если К_н > 5, то порода считается неоднородной по гранулометрическому составу, и подземные воды в ней имеют турбулентный характер движения.

В нашем случае:

.

Так как К_н > 5, то горная порода по гранулометрическому составу считается неоднородной, и подземные воды в ней имеют турбулентный характер движения.

Задание.

В соответствии с указанным вариантом (см. прил. 3, 4) представьте результаты анализа гранулометрического состава горных пород в виде гистограммы, циклограммы, графика – треугольника и интегральной (кумулятивной) кривой. Определите коэффициент неоднородности горной породы.

6. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

6.1. Общие понятия

К числу главных вопросов, изучаемых гидрогеологией, а в частности ее разделом гидрогеохимией (химией подземных вод), относится изучение общих закономерностей формирования химического состава подземных вод, факторов и процессов, влияющих на химический состав, взаимодействия подземных вод с горными породами и происхождения растворенных в водах веществ.

Подземные воды – это сложные химические растворы, содержащие ионы (макро- и микрокомпоненты), разнообразные газы, коллоиды, органические вещества и микроорганизмы. В некоторых пробах подземных вод обнаружено до 62 химических элементов периодической системы Д.И. Менделеева, причем одни из них присутствуют в значительных, другие – в ничтожны количествах.

Химический состав подземных вод формируется в условиях, резко отличных от условий формирования поверхностных вод; при этом ведущую роль, наряду с физико-географическими, физическими и биологическими приобретают геологические и гидрогеологические факторы. Состав подземных вод зависит от характера водовмещающих структур, типа тектоники, минерального состава и петрохимических особенностей водовмещающих горных пород, от особенностей динамики самих подземных вод.

Знание химического состава подземных вод имеет большое практическое значение для развития отраслей народного хозяйства. Химический состав необходимо учитывать при использовании подземных вод для всех видов водоснабжения (питьевого, бытового, технического, транспортного). Химический состав характеризует качество воды, используемой при орошении: по ее составу судят об интенсивности процессов засоления орошаемых массивов, о присутствии в ней вредных солей для растений.

6.2. Обработка, систематизация и классификация

химических анализов подземных вод

6.2.1. Типы химических анализов

Содержание химических анализов подземных вод и степень точности их определения определяются задачами исследования.

Химические анализы подземных вод выполняются для решения следующих задач:

w оценки химического состава и физических свойств подземных вод для питьевого, технического, сельскохозяйственного, лечебного и других видов использования;

w изучении закономерностей распространения и формирования подземных вод различного состава;

w исследовании подземных вод, как поискового критерия на месторождениях полезных ископаемых;

w оценки подземных вод как химического сырья для получения различных микрокомпонентов.

Выделяют следующие типы химических анализов подземных вод: полевые, сокращенные, полные и специальные.

Полевые анализы проводят в большом количестве с целью получения предварительной характеристики химического состава подземных вод изучаемой площади. Анализы выполняются в полевых условиях с помощью походных лабораторий.

Сокращенные анализы выполняются при массовых определениях в период поисков подземных вод и осуществляются с применением более точных методов в стационарных лабораториях.

Полные анализы выполняются при детальном изучении водоносных горизонтов.

Специальные анализы проводятся по особому заданию в соответствии с целевым назначением исследований. Применяется при необходимости определения микрокомпонентов и других веществ, которые не устанавливаются при полном анализе.

Базовым при выполнении всех типов анализов является определение физических свойств, pH, содержания , , , , , , , , , . Вычислением находят содержание , , временную жесткость, сумму минеральных веществ.

6.2.2. Формы выражения результатов

химических анализов вод

Результаты определения макрокомпонентов в природных водах обычно выражаются в весовой, ионной, эквивалентной и процент-эквивалентной формах.

Основной формой выражения результатов химического анализа воды является весовая ионная форма, которая является исходной для получения других форм выражения химических анализов воды. В этой форме в виде соответствующих таблиц результаты анализов проб воды поступают в производственные организации (содержание того или иного иона выражается в граммах или миллиграммах на 1 литр воды). Однако, результаты химического анализа, выраженные в ионной форме, неудобны для сравнения. К тому же ионная форма выражения химических анализов не отражает внутреннюю химическую природу входящих в состав воды веществ и ее свойства, т.к. в природных растворах ионы противоположного знака взаимодействуют друг с другом в определенных весовых соотношениях, которые называются эквивалентами.

Для полного выявления свойств воды и точного представления о соотношении ионов результаты анализов переводят из весовой в эквивалентную форму – в миллиграмм-эквиваленты ионов в 1 л.

Для перевода мг/л в мг/экв в 1 л воды необходимо количество каждого иона разделить на его эквивалентный вес (частное от деления ионного веса на валентность).

Например, по данным анализа, содержание составляет 42,9 мг/л. Атомный вес – 40,08, валентность – 2, то эквивалентный вес этого иона буде равен 40,08 : 2 = 20,04. Значит, в эквивалентной форме выражение анализа содержание кальция будет составлять 42,9 мг/л : 20,04 = 2,14 мг-экв/л.

Вместо деления на эквивалентный вес часто производят умножение количества миллиграммов иона в 1л на величину, обратную эквивалентному весу. Эта величина называется пересчетным коэффициентом. Так, пересчетный коэффициент для будет составлять 1:20,04 = 0,0499. Пересчетные коэффициенты наиболее часто встречающихся ионов приведены в таблице 6.1.

Таблица 6.1