«ПРОВАЛЫ И ОСЕДАНИЕ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ В КАРСТОВЫХ РАЙОНАХ: МОДЕЛИРОВАНИЕ И ПРОГНОЗ ...»

В плотной толще мощностью h > z3 перераспределение напряжений наиболее заметно в области влияния. Именно внутри “эллипсоида” может происходить собственно течение песка, а за его границей толща главным образом разуплотняется, что выражается в перемещении грунта в основном вдоль -линий. На это указывают: отсутствие четко выраженных поверхностей локализации деформаций выше “эллипсоида” выпуска и невозможность реализации здесь -линий. При этом канал, постепенно расширяясь, растет преимущественно вверх. В пределе его ширина достигает Dк = 2х2, и точки A, B становятся как бы кромками новой полости. Серьезное отличие AB от отверстия АВ заключается в условиях истечения (выпуска). Если на АВ они одинаковы, за исключением краевых точек А и В, то на AB интенсивность движения песка из-за близости разрывных поверхностей DA и DB увеличивается по направлению к осевой линии. Выше z3 их влияние ослабевает, и здесь формируются сначала “эллипсоид”, затем “труба” разрыхления, а на земной поверхности или в подошве компетентного пласта – первичная блюдцеобразная воронка радиусом Rв = x2. При дальнейшем выносе песка с подошвы толщи воронка растет в глубину, ее стенки осыпаются, и диаметр “трубы” со сходящимися в нижней части стенками AA и BB постепенно увеличивается (Dк 2x2).

Конечно, истинная картина деформирования несвязных грунтов намного сложнее той, что представлена выше, исходя из концепции области влияния карстовой полости.

Она зависит, например, от условий на выходе и, в частности, от скорости выноса материала, хотя в работах [144, 260] утверждается, что скорость выпуска не влияет на размеры канала течения. Следует отметить также, что границы между зонами разнонаправленного движения не являются поверхностями, как на рис. 2.18, 5.20, но имеют определенную толщину. Отметки мощности или глубины, где характер процесса меняется, не так строго фиксированы, что, на наш взгляд, связано с изменением мобилизованного угла трения. Как показано в начале раздела, может увеличиваться от min = µ 23° над полостью до max = µ + max 52° выше области влияния, что сильно осложняет интерпретацию процесса. Несмотря на это, разработанная модель (рис. 5.20) объясняет данные многих натурных [6, 51, 67, 68, 114, 128, 143, 352 и др.] и лабораторных [144, 150, 192, 260, 262, 295, 319, 326, 328, 332] наблюдений. Она, а вернее, следующие из нее зависимости (5.18)–(5.26) позволяют определять размер карстово-суффозионных воронок или подземных полостей и прогнозировать возможность образования провалов, сопоставляя количество удаленного из слоя материала с аккумуляционной емкостью закарстованных пород.

5.6. Прогноз провалообразования в песчаной толще Исходя из полученных результатов, можно утверждать, что устойчивость песчаной толщи над подземными карстовыми формами чрезвычайно мала. Это следует хотя бы из того, что несвязные грунты не могут сопротивляться растягивающим напряжениям, которые возникают в окрестности ослабленного участка (гл. 2). Мы видели также, что истечение водонасыщенных песков в подземные полости имеет место как при вертикальной фильтрации (нисходящей и восходящей), так и при равенстве уровней грунтовых и трещинно-карстовых вод. Даже влажные пески не способны противостоять обрушению, если пролет полости больше 1–3 м (гл. 4). Иначе говоря, локальное прогнозирование устойчивости песчаной толщи сводится не столько к выявлению закономерностей ее деформирования, сколько к определению аккумуляционной емкости подстилающих отложений, то есть их способности принимать и накапливать несвязные и раздробленные связные грунты.

Понятие “аккумуляционной емкости”, введенное достаточно давно [15, 17, 18], предполагает зависимость этой характеристики (Vа) от многих условий и факторов, в том числе, минерального состава, трещиноватости и растворимости закарстованных пород, режима подземных вод. В первом приближении где Vм, h – объем массива пород, или области аккумуляции, в пределах которой может откладываться обломочный материал, и ее высота (Vм/h – ее средняя площадь); Кк – коэффициент открытой трещинно-карстовой пустотности; vк – скорость карстовой денудации; t – рассматриваемый промежуток времени, который обычно принимается равным сроку службы зданий и сооружений (t = T). Если, как в случае, рассмотренном в разделе 1.3, vк 0, и, следовательно, vкt/h 1.3).

Если же подземные каналы и трещины заполнены песчано-глинистым материалом, то оценку возможности их раскрытия и последующей эрозии следует проводить по схеме фильтрационного разрушения, которое рассматривается ниже.

При медленном движении подземных вод в пористой среде, напротив, инерционный член уравнения (5.35) становится пренебрежимо малым по сравнению с удельной потенциальной энергией потока [90, 117], поэтому в границах действия закона Дарси гидродинамическое давление определяется разностью гидростатических давлений в соседних сечениях:

где H – разность напоров подземных вод. В гидрогеомеханике под гидродинамическим давлением вслед за Н.Е. Жуковским (1889) обычно понимается произведение объемного веса воды на пьезометрический градиент I = H/l (l – длина пути фильтрации):

Видно, что главное различие между выражениями (5.37), (5.38) заключается в том, что pd, судя по размерности, является не давлением, а удельной силой. При расчетах силового воздействия воды иногда удобнее пользоваться выражением (5.38), а не (5.37), поскольку размерности pd и объемного веса пород совпадают. В связи с этим главным фактором фильтрационного воздействия обычно считается градиент I (w = const), хотя не менее справедливым будет назвать основным фактором разность напоров H (рис. 5.26).

При этом вес пород будет способствовать (pd + ) или препятствовать (pd ) суффозии в зависимости от того, совпадает или не совпадает направление подземного потока с направлением силы тяжести.

Переходим к условиям развития процесса. Если нет области выноса (полости на контакте слоев, выхода на дневную поверхность, открытой трещины, крупных пор внутри слоя и т. п.), то, каким бы большим ни было силовое воздействие и сколь угодно мелкозернистым или неоднородным грунт, суффозии не будет. Другими словами, первое условие, которое характеризуется объемом, а чаще всего шириной или пролетом полости, является обязательным, а второе – нет, поскольку тесно связано с действующей силой (рис. 5.26). Так, при подземной эрозии величина размывающей скорости прямо зависит от крупности частиц грунта, выраженной через их средневзвешенный диаметр dс или диаметр наиболее крупных зерен d5, составляющих 5 % общего веса: vр = f(dс, d5).

Очевидно, что диаметр d5, использующийся при расчетах эрозии открытых русел в гранулометрического состава, общепринятой в грунтоведении. Полное фильтрационное разрушение в явном виде не связано с механическим составом грунтов, а частичное – определяется коэффициентом неоднородности Кн, представляющим собой отношение контролирующего d60 и эффективного d10 диаметров: I = f(Кн) = f(d60/d10).

Таким образом, наличие области выноса необходимое, а часто и достаточное условие развития суффозии. Например, если не трещиноватые, прочные, не набухающие глины подстилают пески, то они надежно экранируют нижележащие закарстованные известняки до тех пор, пока не будет создана критическая разность напоров грунтовых и трещинно-карстовых вод, которая согласно уравнению 3.39 раздела 3.3 равна где C, m, ne – сцепление, мощность и эффективная пористость глин, H – разность уровней подземных вод до начала откачек (см. раздел 3.4). Но как только она возникнет, начнется разрушение пласта, и разрушенные глины окажутся в полости.

Пусть полость будет достаточно большой, чтобы принять раздробленные глины и вышележащие пески в объеме, требуемом для выхода суффозии на дневную поверхность.

Тогда, даже если сразу после образования окна в экранирующем слое напор трещиннокарстовых вод будет восстановлен и окажется на одной отметке с зеркалом грунтовых вод (pd, pd = 0), водонасыщенные пески будут поступать в полость под действием собственного веса, а на дневной поверхности появится карстово-суффозионный провал.

Первая часть примера иллюстрирует разновидность вынужденной суффозии массы (рис. 5.26), когда вес пород мал по сравнению с фильтрационной нагрузкой (pd >> ) и не входит в определяющее уравнение (5.39). А вторая – свободную суффозию, то есть гравитационное истечение несвязного грунта в полость-приемник ( – действующий фактор, pd = 0 или pd 10–12.

4. Нарушение постоянства расхода и скорости оседания поверхности в начале и в конце выпуска объясняется образованием и разрушением области влияния отверстия.

Постоянство значений мощности, при которых происходит смена режима течения и, как следствие, изменение формы воронки, а также близость этих значений для разных материалов свидетельствуют о связи размеров зональной области влияния с углом внутреннего трения или естественного откоса несвязного грунта как комплексной характеристикой слагающих его частиц.

5. Теоретическое исследование моделей сплошных и идеальных дискретных тел и сопоставление полученных результатов с результатами экспериментов показывает, что при D/d > 25–35, где d – средний диаметр зерен, объемная концентрация падающих в отверстие частиц и действующий диаметр последнего являются функциями D/d. При этом в отсутствие сопротивления поровой среды безразмерный расход, или генеральная константа в общепринятом уравнении течения не зависит от диаметра отверстия, а определяется только величиной полуугла при вершине конической зоны свободного падения частиц (), примерно равного углу откоса сыпучих тел (о). Кинематика же истечения водонасыщенных грунтов с учетом независимости весовой скорости от площади отверстия, а также равенства o и выражений для объемной концентрации частиц и действующего диаметра, хорошо описывается уравнением Стокса.

6. Имитационное моделирование на клеточных автоматах свидетельствует, что в режиме так называемого быстрого движения, к которому относится и свободное истечение несвязных грунтов, полосам локализации отвечают узкие чередующиеся зоны положительной и отрицательной дивергенции, внутри которых материал испытывает соответственно растяжение и сжатие. Их возникновение обусловлено появлением у частиц горизонтальной компоненты скорости. Таким образом, многие явления, наблюдавшиеся в физических моделях, получают объяснение на основе представлений о локализации деформаций сдвига в канале течения.

7. Комплексный анализ характера деформаций и распределения скоростей, полученных в ходе физического и математического моделирования, дает дополнительные аргументы в пользу новой трактовки динамического свода, который состоит из трех нижних зон области влияния карстовой полости. При быстром истечении несвязных грунтов своду обрушения в статике отвечает зона свободного падения частиц, зоне разгрузки напряжений – зона преимущественного их столкновения и обмена импульсами, а зоне опорного давления – зона развитого сухого трения. Именно эти зоны образуются над выпускным отверстием в начальной стадии неустановившегося движения, а сформировавшись, контролируют процесс истечения сыпучих тел.

8. Результаты исследований позволяют количественно охарактеризовать зональное строение области влияния как функцию радиуса ослабленного участка и угла внутреннего трения несвязных грунтов. Причем для статических условий уравнения, описывающие размеры области влияния и составляющих ее зон, отвечают уравнениям предельного напряженного состояния массива. Полученные зависимости дают возможность рассчитать диаметр карстово-суффозионной воронки и спрогнозировать ее возможное появление, сопоставив объем удаленного несвязного или раздробленного связного грунта с аккумуляционной емкостью закарстованного массива – полым пространством, способным принимать и накапливать обломочный материал.

характеристики от целого комплекса условий и факторов, в том числе минерального состава, трещиноватости и растворимости пород, режима трещинно-карстовых вод и интенсивности техногенного воздействия. Отождествление аккумуляционной емкости с объемом отдельной карстовой полости справедливо далеко не всегда, но главное – оно не способствует постановке и решению проблемы количественной оценки этого очень важного, если не самого важного, показателя устойчивости закарстованных территорий.

10. Прогноз образования провалов базируется на представлениях о самоорганизации процессов, протекающих в покровной толще закарстованных массивов и, в частности, на известном факте увеличения объема грунтов при разрушении как способе их противостояния внешним нагрузкам. Здесь в явном виде проявляется справедливость принципа Ле Шателье. При использовании этого подхода к оценке устойчивости массивов пород в карстовых районах, в отличие от подработанных территорий, целесообразно ориентироваться на максимальные значения коэффициента первичного разрыхления пород. В противном случае прогнозируемая устойчивость массива окажется неоправданно заниженной.

11. В основу разработанной классификация суффозии как гидрогеомеханического процесса положены сформулированные условия, факторы и, впервые, механизмы развития процесса. Поскольку обособление типов, подтипов и видов суффозии наряду с их вербальной характеристикой основано на количественных критериях, предложенная классификация может иметь не только диагностическое, но и прогностическое значение, по крайней мере, на ранних стадиях инженерно-геологических исследований.

Глава 6. Прогноз провалов и оседания земной поверхности 6.1. О причинах образования провалов и блюдец оседания в Москве Продолжительное техногенное воздействие на массивы водонасыщенных горных пород, одним из важнейших видов которого являются откачки подземных вод, приводит к изменению их свойств и состояния и развитию целого комплекса инженерногеологических процессов. В карстовых районах, особенно в отсутствие крупных зон или участков ослабления массива, главную роль в нарушении устойчивости глинистых пород, как показано в гл. 3, играет вторая форма их разрушения. Характерным примером служит северо-западный район Москвы, где еще в 1920–1940-х годах экзогенные геологические процессы сводились в основном к овражной и речной эрозии, заболачиванию и оползням [78, 80]. За исключением оползней [202], все они в настоящее время потеряли значение для геодинамического развития района главным образом из-за техногенного изменения ландшафта [141, 165]. Карстово-суффозионный же процесс и его последствия, напротив, считаются здесь наиболее опасными [58, 130, 142, 143, 155, 165, 183, 204, 374].

Провалы и блюдца оседания стали неожиданно появляться на участке Хорошевского шоссе в конце 1950-х годов [127, 128, 210, 211, 384]. Часто они происходили на фоне общего оседания земной поверхности, которое может развиваться и самостоятельно, ставя в тупик инженеров-геологов. В качестве примера приведем тенденцию устойчивого опускания участка длиной 3.5 км и шириной 1.5 км, расположенного вдоль 1-й Магистральной улицы и Звенигородского шоссе [183, с. 263]. Скорость опускания, впервые отмеченного в 1948 г., составляла 1415 мм/год. К началу 1970-х годов она уменьшилась до 2.54 мм/год, оставаясь заметно выше средней по Москве (1.52 мм/год).

Как известно [63, 78, 126, 130, 183, 212], северо-западный район относится к области унаследованного развития долины р. Москвы, чем и определяются его инженерногеологические особенности (рис. 6.1). На разрезе (рис. 6.2) видно, что в тальвеге доледниковой ложбины (I на рис. 6.1), в 150170 м южнее Шмитовского проезда, все верхнекаменноугольные и юрские породы, кроме воскресенских глин мощностью 811 м, полностью эродированы. Севернее (у Звенигородского шоссе, рис. 6.2) в разрезе последовательно появляются накопления ратмировской, неверовской и перхуровской толщ мощностью до 5.5, 6.0 и 7.5 м соответственно. В районе Хорошевского шоссе сохранился также слой юрских глин небольшой (13.5 м) мощности. Выше залегают четвертичные, преимущественно песчаные, флювиогляциальные, аллювиальные и техногенные отложения.

Рис. 6.1. Схема инженерно-геологического районирования и типы строения геологической среды (по Г.А. Голодковской, Н.И. Лебедевой, 1984): I, II, III – районы центральной, присклоновой и водораздельной частей доледниковой эрозионной ложбины;

С2–3 – средне-верхнекаменноугольные карбонатные и глинистые отложения; J2bt–c – среднеюрские песчано-глинистые породы батского и келловейского ярусов; J2c, J3o, J3tt – глины келловейского и оксфордского ярусов и преимущественно глинистые отложения титонского яруса средней и поздней юры; K1 – нижнемеловые пески; a,f,l Iok–IIdn – нижне-среднеплейстоценовые (окско-днепровские) аллювиальные, флювиогляциальные и озерные преимущественно песчаные отложения; gIIdn – среднеплейстоценовые (днепровские) моренные суглинки; aII–IV – среднеплейстоценовые-голоценовые четвертичных грунтов приводится согласно [3]). 1 – граница районов, 2 – пески, 3 – суглинки, 4 – глины, 5 – известняки. АВ – линия разреза, показанного на рис. 6.2.

Рис. 6.2. Гидрогеологический разрез по линии АВ на рис. 6.1: C2pd-m–C3sv, C3rt, C3pr – трещиноватые и закарстованные известняки и доломиты подольско-мячковского горизонта и суворовской толщи, а также ратмировской и перхуровской толщ; C3vs, C3nv – глины воскресенской и неверовской толщ; J2-3c-o – глины келловейского и оксфордского ярусов; aIIms, aIIIkl – преимущественно песчаные отложения третьей и второй надпойменных террас московского и калининского возраста; aIV – пойменные накопления; tIV – техногенные грунты. Пунктирные линии показывают положения уровней грунтовых и трещинно-карстовых вод. Остальные обозначения – на рис. 6.1.

В гидрогеологическом отношении до глубины 100130 м, сверху вниз, выделяются комплекс грунтовых вод, или надъюрский водоносный комплекс, касимовский и мячковско-подольский водоносные горизонты [41, 47]. Зеркало грунтовых вод, состоящих из спорадически распространенной верховодки, водоносных горизонтов надпойменных террас и флювиогляциальных отложений, находится около абсолютной высоты 130 м. К Москва-реке отметки уровня уменьшаются на 710 м, а ближе к водоразделу увеличиваются на 35 м (рис. 6.2). С 1930-х по 1980-е годы имело место снижение уровня на 15 м, связанное в основном с откачками из нижележащих водоносных горизонтов.

Перхуровский водоносный пласт касимовского горизонта соединяется с надъюрским комплексом, образуя единую водоносную толщу в большей части территории (рис. 6.2).

Лишь на севере его пьезометрический уровень ниже уровня грунтовых вод на 57 м.

Абсолютные отметки уровенной поверхности ратмировского пласта того же касимовского водоносного горизонта на 914 м меньше их значений для перхуровского пласта. Таким образом, разность напоров грунтового и касимовского водоносного горизонтов составляет 1421 м. По некоторым данным [127, 155, 384] она достигала 30 м и более как за счет откачек верхнекаменноугольных вод в средней части Хорошевского шоссе, так и за счет длительной эксплуатации мячковско-подольского водоносного горизонта. Особенно сильным было водопонижение на участках Курчатовского института, Хладокомбината № 7 и открытой в 1970 г. ТЭЦ-7 – филиала ТЭЦ-12 (Фрунзенской ТЭЦ, введенной в эксплуатацию 14 июня 1941 г.).

На рубеже XIXXX веков пьезометрическая поверхность трещинно-карстовых вод вблизи р. Москвы практически совпадала с уровнем грунтовых вод [78, 127]. К концу 1950-х началу 1960-х годов откачки Метростроя и водоотбор для технических нужд привели к снижению напора на 2030 м в районе Магистральных улиц Звенигородского шоссе и на 3040 м в районе Хорошевского и Ленинградского шоссе [142, 183]. В середине 1960-х гг. режим подземных вод в целом стабилизировался, хотя амплитуда колебаний напора, связанных с работой водозаборов, могла достигать 5 м и более.

Все каменноугольные карбонатные отложения в этом районе закарстованы, трещиноваты, в них часто встречаются отдельные небольшие полости и крупные зоны дробления, где породы разрушены до состояния щебня, дресвы и муки. Следует отметить, что при прочих равных условиях состояние карбонатных пород становится хуже вверх по разрезу и при движении от водоразделов доледниковой долины к ее тальвегу. Так, коэффициент линейной трещинно-карстовой пустотности изменяется в очень широких пределах: от 2040 %. Причем значения, близкие к нижнему пределу, характерны для мячковско-подольских и суворовских известняков и доломитов, а близкие к верхнему – чаще относятся к перхуровским отложениям. Пустотность тех же пород в русловой части (3040 %) больше, чем в водораздельной (2030 %), несмотря на то, что величина открытой пористости, как правило, меньше. Водопроводимость карбонатных отложений, хотя и очень изменчивая, свидетельствует в пользу отмеченной закономерности.

Например, значения коэффициента фильтрации мячковско-подольского водоносного горизонта в целом по Москве находятся в интервале 180, ратмировского пласта 0.7400, перхуровского 1700 м/сут [183]. Его средние значения для района Магистральных улицХорошевского шоссе составляют 1520, 2030 и 3035 м/сут соответственно.

Таблица 6.1. Инженерно-геологическая характеристика покровной толщи северозападного района Москвы Свойства грунтов в ненарушенном на участках зоны аэрации водонасыщенные Примечание. В числителе указаны предельные, в знаменателе – средние значения; расчетные плотности минеральной части глин и песков – 2.74 и 2.65 г/см3; приводятся обобщенные значения вязкости, полученные С.С. Вяловым (1978), И.М. Горьковой (1966), Н.Н. Масловым (1982) и Т.И. Робустовой (1987) в результате испытаний глин, в том числе и юрских глин Москвы, при небольших напряжениях сдвига и течении с ненарушенной структурой; при составлении таблицы кроме фондовых и опубликованных данных использовались материалы, любезно предоставленные автору Н.В. Зыковой и И.В. Козляковой.

Для верхнекаменноугольных и юрских глин, слагающих водораздел погребенной долины (район III на рис. 6.1), обычны значения плотности скелета d = 1.621.89 г/см3, естественной влажности w = 1523% и сцепления С = 86316 кПа. В центральной части (район I, рис. 6.1 и рис. 6.2) их плотность и прочность уменьшаются до d = 1.351. г/см3 и С = 3783 кПа, а влажность увеличивается до w = 3444%. В склонах доледниковой ложбины (район II, рис. 6.1 и рис. 6.2) физико-механические свойства глин, как показано в [40, 154, 204], зависят от приуроченности к участкам древних и современных провалов. Так, в нарушенном залегании глин они соответствуют свойствам, характерным для центрального района, и могут быть даже хуже, а в ненарушенном – они близки к свойствам глин, слагающих водоразделы (табл. 6.1).

Наше главное предположение заключается в том, что отличия в свойствах глинистых пород всего северо-западного района если и были, скажем, в конце XIX или начале XX в., то не столь заметными. Другими словами, уменьшение плотности и прочности глин, увеличение их влажности и деформируемости это в значительной мере результат техногенного изменения гидродинамического режима.

Рис. 6.3. Концептуальная модель техногенного изменения свойств и состояния мощных экранирующих пластов 1 в окрестности отдельного дефекта строения 3 (б) и их системы, или ослабленной зоны 7 (в) при изменении давления воды (а) в карбонатных породах 2:

4 – полость, 5 – зона частичного дробления, 6 – контактный прослой измененных грунтов.

Действительно, на территории Москвы, да и других закарстованных территорий, как отмечалось в разделе 5.6, мы чаще всего сталкиваемся не с одной крупной полостью, пещерой или широкой трещиной, а с зонами повышенной трещиноватости и пустотности (рис. 6.3). В этом случае мощность водоупоров заведомо велика по сравнению с размерами отдельных дефектов строения, составляющих ослабленную зону или участок.

Тогда конечным результатом снижения напора трещинно-карстовых вод и возникновения рассмотренного в разделах 3.3, 3.4 процесса разрушения экранирующих пластов станет формирование контактных прослоев сильно измененных глин и разуплотнение вышележащих песков (рис. 6.3, в). Точно так же не будет явного (макроскопические трещины, отдельные блоки и т.п.) или полного (от подошвы до кровли) дробления водоупоров в окрестности небольшого ослабленного участка, если сработка напора меньше величины, определяемой формулами (3.37) (3.39) главы 3. Но появляющиеся при этом дополнительные гидростатические напряжения должны активно воздействовать на скелет глинистых грунтов, разрушая наиболее слабые структурные связи и контакты, способствуя перераспределению порового пространства и локальному изменению свойств и состояния слабопроницаемых пород. После этого даже не нужно увеличивать или поддерживать разность напоров, начавшись, уплотнение ослабленных грунтов будет продолжаться и тогда, когда откачки прекращены, пьезометрические уровни восстановлены и породы испытывают только литостатическое давление. Конечно, скорость оседания в таком случае должна постепенно уменьшаться, что и наблюдается сейчас на участке Звенигородского шоссе и 1-й Магистральной улицы.

В отличие от центрального района, где под техногенный “пресс” попали достаточно мощные неверовские и воскресенские отложения, вблизи Хорошевского шоссе функцию защитного экрана выполнял главным образом келловей-оксфордский водоупор. Несмотря на его малую мощность (13.5 м) в присклоновой части эрозионного вреза, он надежно защищал верхнекаменноугольные известняки от кольматации в течение всей кайнозойской эры. И, наоборот, в первую очередь из-за малой мощности келловейских глин они были полностью разрушены над ослабленными зонами уже в наше время, повидимому, в конце 1940-х середине 1950-х годов. Определенную роль в этом сыграла и наибольшая степень раздробленности перхуровской толщи. Дальнейшее неравномерное изменение напора касимовского водоносного горизонта общее снижение и кратковременные восстановления уровня привели к декольматации трещинно-порового пространства карбонатных пород, поступлению в него вышележащих песков и в конечном итоге к провалообразованию, которое началось здесь в конце 1950-х начале 1960-х годов. Огромное значение для выхода процесса на земную поверхность имела небольшая (до 2530 м) мощность четвертичных отложений. Этот вопрос, тесно связанный с проблемой оценки аккумуляционной емкости закарстованных пород, обсуждался в разделе 5.6.

Пусть изначально пьезометрические уровни всех водоносных горизонтов находились на примерно одинаковых отметках, близких к 130 м, а впоследствии были снижены на 20 и 25 м в перхуровском и ратмировском пластах и на 30 м в мячковскоподольском горизонте. Учитывая, что в расчетах используется не разрывное, а сдвиговое сцепление и то, что над участками ослабления даже не гидрофильные прочные грунты со временем разуплотняются, будем ориентироваться на наименьшие значения исходной прочности и плотности глин и наибольшие значения их влажности. Пусть для юрских глин: Сс-о = 67 кПа, wc-о = 0.34, nc-о = 0.520, hс-о = 13.5 м, а для каменноугольных – Cnv,vs = 86 кПа, wnv,vs = 0.23, nnv,vs = 0.403 hnv,vs = 36 м, hnv,vs = 811 м.

Прежде чем перейти к обсуждению результатов вычислений, необходимо отметить, что максимальная гигроскопическая влажность wmg, входящая в формулу (3.35) для эффективной пористости (см. раздел 3.3), не определяется при стандартных инженерногеологических изысканиях. Редко определяется она и в ходе специальных исследований [151]. Даже автор серьезной монографии [312] при анализе структуры, состава и емкостных свойств глин оперирует только их гигроскопической влажностью wg.

Последняя может быть использована и в наших оценках, так как известно [71, 119], что гигроскопическая влажность дисперсных грунтов обычно составляет примерно половину их максимальной гигроскопической влажности: wmg 2wg.

Замечательный пример целенаправленного комплексного изучения одного из участков СЗ района Москвы содержится в отчете А.Д. Кочева и Л.Г. Черткова [371]. В нем наряду с результатами буровых, гидрогеологических, геофизических, палинологических и минералогических работ приводятся данные о гигроскопической влажности келловейоксфордских и верхнекаменноугольных глин. Согласно этим данным их двойная гигроскопическая влажность лежит в пределах wmgc = 0.046–0.106, wmgnv,vs = 0.015–0.044.

Низкое количество адсорбционной воды в каменноугольных грунтах объясняется тем, что по гранулометрическому составу они относятся к суглинкам, и кроме того содержание глинистых минералов с подвижными пакетами в них ничтожно мало [40, 154, 204, 384].

Чтобы облегчить чтение и восприятие материала, запишем расчетные зависимости (3.35), (3.37) и (3.39а) еще раз под номерами (6.1), (6.2) и (6.3).

Будем ориентироваться на средние значения максимальной гигроскопической влажности, которые (wmgnv,vs)ср = 0.027. Тогда их эффективная пористость в соответствии с (6.1) составит nec-о = 0.398, nenv,vs = 0.356, и согласно условию (6.2) разрушение юрских пород начнется при Нкр = 16.8 м, а каменноугольных Нкр = 24.2 м.

Из условия (6.3) получим, что окна в келловей-оксфордском, неверовском и воскресенском водоупорах появятся при Нкр = 17.820.3 м, 27.230.2 м и 32.235.2 м соответственно. Сравнивая полученные значения с величинами реального снижения напора в 20, 25 и 30 м, видим, что все слабопроницаемые пласты в той или иной мере были подвержены случайному гидроразрыву. Причем снижение напора до Н = 20 м должно привести к разрушению келловейских глин от подошвы до кровли там, где их мощность hс-о < 3.2 м, то есть в большей части района II. Значения же Н = 2530 м меньше тех, что требуются для образования сквозных отверстий в неверовской и воскресенской толщах, но вполне достаточны для заметного изменения свойств и состояния глинистых пород.

Участки перемятых, пластичных верхнекаменноугольных глин повышенной мощности и влажности автору доводилось встречать и описывать по результатам бурения на северо-западе Москвы еще в начале 1980-х годов. Тогда эти локальные аномалии вызывали недоумение. Теперь их происхождение, как и основная причина активизации карстово-суффозионного процесса в этом районе становятся вполне понятными. Кроме того исследования показывают, что заблаговременная оценка критических значений напоров подземных вод наряду с мониторингом режима их уровней при откачках могут служить инструментом предотвращения или снижения провальной опасности.

6.2. Оценка карстово-суффозионной опасности и риска Участок строительства площадью около 100000 м2 расположен на высоком правом берегу р. Москва в Филях. Проектируемый жилой комплекс состоит из трех связанных между собой зданий – центрального 51-го этажного, северного и южного, 36-ти этажных.

Предусмотрено и возведение 2-х этажного детского сада и 4-х этажной школы (рис. 6.4).

Все сооружения находятся в пределах поверхности и уступа второй надпойменной, Мневниковской, террасы (2 нпт), абс. отметки которых в настоящее время составляют 130–132 м и 123–129 м соответственно. В отличие от примыкающей к ней на юго-востоке 3 нпт (Ходынской террасы, рис. 6.5) геоморфологические элементы 2 нпт выделяются лишь по величине относительных и абсолютных высот, так как их уклон к реке практически одинаков (0.05–0.07).

Из сопоставления рис. 6.5 и 6.6 следует, что современный рельеф образовался в результате его неоднократной планировки, которая началась здесь на рубеже XIX–XX вв.

в связи с интенсивным фабрично-заводским строительством. На северо-востоке Мневниковская терраса сочленяется с высокой поймой (рис. 6.5). Поверхность поймы с отметками 120–123 м также плохо выражена, что связано с техногенным изменением русла и берега при создании плотин (1930-е гг.) и повышением уровня реки на 5 м.

Рис. 6.4. Карта фактического материала*.

Рис..6.5. Геоморфологическая карта подошвы техногенных отложений.

В создании электронной базы данных и в картографическом моделировании c использованием программного продукта MapInfo принимал участие сотрудник ИГЭ РАН А.В. Петрасов.

Рис. 6.6. Карта мощности техногенных грунтов.

Геологическое строение и гидрогеологические условия В геологическом строении территории принимают участие современные насыпные и пойменные супесчано-суглинистые накопления мощностью 0.0–10.2 м и 0.0–4.5 м, среднеи верхнечетвертичные аллювиальные преимущественно песчаные отложения мощностью, обычно не превышающей 9.0 м и 4.6 м соответственно. Четвертичные грунты подстилаются мезозойскими песчано-глинистыми породами 3-х ярусов средней и верхней юры – титонского и нерасчлененных келловейского и оксфордского (рис. 6.7).

Отложения титонского яруса мощностью до 13.9 м образуют правый склон доледниковой долины с отметками 132–138 м на юго-западе и юге территории и 118 м вблизи современного русла р. Москва (рис. 6.7). В нижней части разреза они представлены глинами, мощность которых может достигать 12.3 м, а в верхней – суглинками, супесями или песками. Келловей-оксфордские глины, мощность которых на строительной площадке составляет 0.9–6.8 м, широкой полосой выходят на древнюю эрозионную поверхность в русле ( 116 м) и в прирусловой части прадолины (116–118 м).

Ниже залегают палеозойские отложения верхнего карбона, состоящие из переслаивающихся толщ карбонатного и глинистого состава. Верхняя перхуровская толща, представленная трещиноватыми и закарстованными известняками, слагает достаточно ровную (111–115 м, рис. 6.8) поверхность с небольшим уклоном на юго-запад в сторону эрозионной ложбины доюрского времени формирования, которая расположена за границами планшета. Перхуровские карбонатные породы подстилают четвертичные отложения по левому берегу реки, где юрские породы полностью эродированы (рис. 6.7).

Рис. 6.7. Геологическая карта дочетвертичных отложений с изолиниями кровли.

Рис. 6.8. Геологическая карта каменноугольных отложений с изолиниями кровли.

На рис. 6.8 видно, что под южной башней жилого комплекса абс. отметки кровли перхуровской подсвиты на участке с размерами в плане 4416 м резко падают со 111 м до 102 м. В стенках и днище локального понижения каменноугольного рельефа обнажаются глины неверовской и известняки ратмировской толщ. Анализ изменения мощности, условий залегания и состояния палеозойских и мезозойских отложений позволяет утверждать, что – это древний провал сложного генезиса, возникший на рубеже палеозоя и мезозоя, когда его глубина составляла примерно 10 м, а ширина – 20–24 м (рис.6.9).

Представляется, что причиной послужило обрушение кровли карстовых полостей в верхнекаменноугольных карбонатных породах и вынос разрушенных глин в трещиннокарстовые коллекторы среднекаменноугольных отложений. В пользу такого предположения указывает то, что в скв. 4468 на отметках 49.2–48.9 м зафиксирован провал бурового снаряда.

Рис. 6.9. Строение древнего карстового провала под южной башней жилого комплекса:

tIV – насыпные грунты; a2III – верхнечетвертичные аллювиальные пески второй надпойменной террасы; J3tt, J2-3c-o – глины титонского и нерасчлененных келловейского и оксфордского ярусов верхней и средней юры; С3pr, С3rt, С3sv – перхуровская, ратмировская и суворовская карбонатные толщи верхнего карбона; С3nv, Сзvs – верхнекаменноугольные неверовская и воскресенская глинистые толщи; 1 – ослабленный участок растворимых пород, 2 – тело древнего провала. УГВ – уровень грунтовых вод, стрелками показан напор перхуровского водоносного пласта; Скв. 14 – скважина и ее номер.

После образования древней воронки, по-видимому, имели место процессы растворения и суффозии в ее окрестности, однако главную роль играла эрозия, протекавшая в течение длительной эпохи континентального перерыва в осадконакоплении. Она и сформировала древний рельеф, показанный на рис. 6.8.

Именно этим процессом, а не повторными просадками обусловлено понижение кровли мезозойских отложений на рис. 6.9 (см. также рис. 6.7). О стабильном состоянии тела провала в течение плейстоцена и голоцена свидетельствуют высокие абс. отметки кровли аллювиальных песков и крайне малая мощность техногенных грунтов.

Рис. 6.10. Карта гидроизогипс комплекса грунтовых вод.

Рис. 6.11. Карта гидроизопьез перхуровского водоносного горизонта.

определяются наличием надъюрского безнапорного комплекса (грунтовых вод) и напорного комплекса пластовых вод верхнекаменноугольных отложений. По измерениям в скважинах, пробуренных в марте–апреле 2007 г. [383], уровень грунтовых вод расположен на отметках 124.7–131.9 м, главной дреной служит р. Москва (рис. 6.10).

Практически ровная пьезометрическая поверхность перхуровского водоносного горизонта устанавливается на отметках 120.4–120.7 м (рис. 6.11), разность уровня и напора составляет 4.3–11.2 м.

Районирование территории по опасности образования провалов Районы Москвы, где мощность глинистого пласта, разделяющего растворимые и песчано-глинистые отложения, равна или больше 10 м, в соответствии с Инструкцией [105] считаются неопасными в провальном отношении. Основой для такого заключения послужил огромный опыт работы московских геологов, в том числе и карстоведов [127, 210, 211, 384], которые заметили, что при выполнении этого условия территория нашего города устойчива, независимо от степени закарстованности каменноугольных пород, растворяющей способности подземных вод, интенсивности гидродинамического воздействия т.д. Для Москвы этот признак в настоящее время широко используется при оценочном районировании [23, 130, 153, 156, 183]. Если мощность глинистого экрана составляет 3–10 м и меньше 3 м, то территория относится соответственно к потенциальноопасной и опасной [105]. Это дает основания для выделения трех типов районов по мощности глин как определяющему критерию устойчивости: I – неопасного (10 м), II – потенциально-опасного (10-3 м), III – опасного (< 3 м).

В данном случае к экранирующим грунтам следует отнести также глинистые отложения, залегающие в основании титонского яруса, поскольку их состояние и физикомеханические характеристики близки к тем, которыми характеризуются келловейоксфордские глины, а вместе они составляют единый пласт в большей части территории (рис. 6.9). На рис. 6.12 видно, что суммарная мощность глин (0–16 м) уменьшается в СВ направлении. Очевидно, что это обусловлено доледниковой и современной речной эрозией, которая значительно переработала древний рельеф изучаемой территории.

Другим критерием провалообразования служит состояние карбонатных отложений.

Важность учета этого показателя устойчивости пород и, самое главное, – их способности принимать и аккумулировать вышележащие грунты не вызывает сомнений (см. раздел 5.6). Но в настоящее время этот показатель учитывается при районировании (не только Москвы) в лучшем случае лишь качественно [130, 153, 156, 256].

Рис. 6.12. Карта суммарной мощности юрских глин.

Рис. 6.13. Карта состояния карбонатных пород перхуровской подсвиты.

В карбонатных породах карстовый процесс в условиях затрудненного водообмена протекает в течение геологического времени, несопоставимого со сроком службы зданий и сооружений (см. раздел 1.3), поэтому нас интересует, прежде всего, верхняя пачка известняков. По отношению мощности прослоев сильнотрещиноватых и закарстованных пород к общей мощности перхуровской толщи выделяются три типа подрайонов (рис.

6.13): А – слабо нарушенных пород (0–30%), В – средней степени (30–70%) и С – сильно разрушенных перхуровских известняков (70–100%). Анализ отображения этого признака на карте показывает, что его изменение имеет знак, противоположный знаку изменения первого признака провальной опасности (см. рис. 6.13 и 6.12). Это свидетельствует о том, что здесь главную роль в формировании инженерно-геологических особенностей карбонатных отложений играл доюрский, а не доледниковый эрозионный процесс.

Рис. 6.14. Легенда (а) и карта (б) инженерно-геологического районирования по степени карстово-суффозионной опасности.

На рис. 6.14 видно, что при движении вправо по строкам и вниз по столбцам таблицы условных обозначений карстово-суффозионная опасность увеличивается. Из 9-ти максимально возможных сочетаний таксонов встречены только семь подрайонов. Причем большая часть всех проектируемых зданий находится в неопасном районе I. Древний провал под южной башней, как следует из анализа динамики его развития, находится в устойчивом состоянии как минимум последние 1.6 млн. лет и в настоящее время надежно бронирован мощной толщей юрских глин (15.5 м) и аллювиальных песков (16.3 м).

Во втором районе наиболее благоприятны для строительства таксоны II-А. Причем подрайон II-А, в который попадает СВ угол школы и Ю край северной башни следует признать неопасным (рис. 6.14). Действительно, мощность глин здесь вблизи проектируемых зданий составляет 8–10 м (рис. 6.12), то есть ненамного отличается от их мощности в районе I, а степень закарстованности известняков минимальная. Градиенты вертикальной фильтрации, вычисленные по данным картографического моделирования (рис. 6.10–6.12), не превышают значений I = 0.5–0.7. Поэтому гидродинамическое давление не способно вызвать фильтрационный выпор глин с достаточно высокими физико-механическими характеристиками даже при наличии открытых полостей в известняках (согласно [105] для опасных районов I > 3). И уж тем более это невозможно, если таких полостей не обнаружено. Следует добавить, что мощность перхуровской толщи во всех подрайонах II-А невелика – 6.6–7.8 м, поэтому даже в случае разрушения вышележащих отложений трещинно-поровое пространство известняков окажется закольматированным, и процесс не выйдет на земную поверхность (см. раздел 5.6).

Таким образом, практический интерес представляют подрайон II-В, в пределах которого находится почти вся северная башня, и расположенный рядом подрайон III-B, который характеризуется наибольшей опасностью появления провалов на земной поверхности (рис. 6.14, б). Для последнего таксона необходимо выполнить анализ физического риска потерь. Оценку экономического риска для жилого комплекса в подрайоне II-В, следует дать с учетом изменения существующих условий в ходе строительства.

Анализ физического риска поражения территории провалами На территории строительства и вблизи нее современные провалы отсутствуют, поэтому единственным способом определения их диаметра и в конечном итоге карстовосуффозионного риска, является расчетный. На рис. 6.15 (а) показано схематическое строение массива в подрайоне III-B, оно отражает реальный разрез скважин 1-05, 1, [383], а также площадное изменение геологических и гидрогеологических условий на картах (рис. 6.5–6.8, 6.10–6.12). Рабочая гипотеза формулируется следующим образом (рис. 6.15, б, в). При критических значениях ширины ослабленного участка в подошве глин, образовавшегося, например, в результате выноса элювия eC3 (рис. 6.15, а), устойчивость экранирующего слоя нарушается. Происходить это может в результате смещения глинистых грунтов по кругло цилиндрической поверхности (рис. 6.15, б) или обрушения свода, высота которого не меньше мощности экрана m (рис. 6.15, в). В первом случае грунтовый цилиндр 1 испытывает давление от веса свода 2, во втором – блоки, консольно-зависающие над сводообразным вывалом 3, неустойчивы (см. раздел 3.2).

Учитывая достаточно высокую плотность аллювиальных песков и отсутствие крупных открытых полостей, а значит, и медленное развитие процесса, полагаем, что реализуется первая форма движения, которая, как следует из раздела 4.1, характеризуется последовательным, снизу вверх, образованием сводчатых структур в границах трубообразного канала (рис. 6.15, б, в). В силу небольшой прочности техногенных грунтов они не могут противостоять обрушению, и канал беспрепятственно достигает земной поверхности, после чего появляется карстово-суффозионная воронка с первоначальным диаметром D1 D. Поскольку механизм процесса определяется поведением юрских глин и аллювиальных песков, считаем покровную толщу двухслойной.

Рис. 6.15. Строение массива пород в подрайоне III-В (а) и сценарии возможного образования провалов (б, в): eC3 – элювий карбонатных пород, H, H0 – уровни грунтовых и трещинно-карстовых вод, 1 – цилиндрический блок, 2, 3 – своды обрушения в песках и глинах, с – давление от веса свода. Тонкие пунктирные линии показывают развитие поверхностей смещения. Остальные обозначения см. на рис. 6.9.

Для первого сценария провалообразования давление на кровлю глин, как показано в разделе 4.2, может быть разным в зависимости от относительной мощности верхнего песчаного слоя h/D. Этот эффект обусловлен процессами самоорганизации массива пород, о которых говорилось в разделе 2.4. Однако заранее диаметр полости мы не знаем, модель Бирбаумера в первую очередь как раз и направлена на его определение. Поэтому считаем сначала, что мощность четвертичных отложений больше высоты зоны разгрузки напряжений: h > b2 = D/2tg(2/2). Тогда в соответствии с условием (4.13) диаметр D можно найти, воспользовавшись решением (3.25) из раздела 3.2. Для удобства приведем его еще раз в виде Напомним, что G = (1*tg2 – 2tg11)/2, * = + wI – объемный вес грунта с учетом гидродинамического давления, = (s– w)(1 – n) – вес взвешенного в воде грунта (I = Н/m – градиент давления, w 10 кН/м3 – вес воды). Нижний индекс “1” указывает на принадлежность к компетентному слою, а “2” – к вышележащим пескам.

В табл. 6.2 приведены результаты вычислений по формуле (6.4). Двухметровая мощность водоупора и трехметровая разность уровней грунтовых и трещинно-карстовых вод наблюдаются в подрайоне III-B вблизи участка строительства (рис. 6.10–6.12), максимальная мощность глин характеризует границу районов II и III около северной башни (рис. 6.14). Остальные расчетные показатели, указанные в таблице, получены при изысканиях [383].

Таблица 6.2. Диаметр возможного провала D1 = D в подрайоне III-B, полученный с учетом гидродинамического воздействия на основании расчетной модели (6.4) Расчетные характеристики грунтов экранирующего слоя (1) Диаметр полости и Примечания: C – сцепление глин; s, n, – плотность минеральной части, пористость и угол внутреннего трения грунтов; H – разность напоров подземных вод; hкр2 – мощность, вблизи которой механизм процесса резко меняется; hкр3 = b2 – мощность, равная высоте зоны разгрузки напряжений; – коэффициент бокового давления.

Видно (табл. 6.2), что h < b2 при любой мощности глин, то есть наше допущение неправомерно. Тогда в соответствии с условием (4.12) принимаем, что D/4tg h D/2tg(/2) и св = z = 2R/42tg2. Находим диаметр воронки из уравнения предельного равновесия (3.23), подставляя в него св = 2R/42tg2. Запишем решение полученного при этом квадратного уравнения в виде, аналогичном (6.4):

где G = (1*22tg2 – 2tg11)/2.

Результаты вычислений показывают (табл. 6.3), что для минимальной мощности глин допущение hкр2 h hкр3 вполне корректно и, следовательно, D1 = 6.3 м, но при m = 3 м D1 8.0 м, так как h заметно меньше hкр2. Согласно выводу (4.11) для определения диаметра в этом случае вполне пригодна классическая модель Бирбаумера, рассмотренная в разделе 3.2. Пренебрегая для простоты увеличением объемного веса песков в зоне аэрации, запишем суммарные сдвигающую F (3.16) и удерживающую N (3.17) силы:

Равенство уравнений (6.6) и (6.7) дает:

Поскольку все входящие в (6.8) параметры ничем не отличаются от тех, что использовались выше, в табл. 6.4 приведен лишь конечный результат. Заметим, что, несмотря на уменьшение значений D и hкр в последней строке табл. 6.4 по сравнению с такой же строкой табл. 6.3 условие h < hкр2 по-прежнему выполняется, следовательно, решение для случая m = 3 м верное.

Таблица 6.3. Диаметр возможного провала D1 = D в подрайоне III-B, полученный с использованием модели (6.5) Расчетные характеристики грунтов экранирующего слоя (1) Диаметр полости и Таблица 6.4. Результаты определения диаметра провалов в подрайоне III-B, полученные с использованием модели Бирбаумера методом последовательных приближений Мощности глинистого m и песчаного h Диаметр полости D и Критические значения слоев и номер расчетной зависимости провала D1 = D (м) мощности песков (м) Таким образом, под действием собственного веса грунтов и перетекания грунтовых вод диаметр возможных карстово-суффозионных провалов в наиболее опасном для данной территории таксоне лежит в пределах 6.3–7.4 м, среднее значение составляет 6.8 м (табл. 6.4). В соответствии с нормативными документами [253] устойчивость подрайона III-В по значениям диаметра провала, полученным с использованием различных модификаций модели Бирбаумера, относится к категории В (D = 3–10 м).

Для вычисления D1 по второму сценарию обратимся к модели (3.29), рассмотренной в разделе 3.2:

где z = 2(h + m – H) + 2(H – m) + 1*m, 2 – вес влажного песка (рис. 6.15, а), b1 – высота свода обрушения (3, рис. 6.15, в). Будем, как и раньше, считать, что увеличение веса песка в зоне аэрации в силу ее небольшой мощности не изменит кардинально значения D1 D.

Иначе говоря, принимаем, что z 2h + 1*m. Однако зависимость (6.9) не учитывает увеличения z на кромках карстовой полости, во многом благодаря которому, как отмечалось в главах 2, 4, и начинается процесс образования провалов.

Введем понятие угла «крепости», или лучше – приведенного угла трения связных пород, аналогичного углу Амонтона для несвязных грунтов:

При этом средневзвешенное значение угла трения для всей покровной толщи составит Теперь мы вправе оценить концентрацию напряжений по формуле (4.9), полученной в разделе 4.2, заменив угол трения на его средневзвешенное значение:

где b2 = D/2tg(срв/2) высота зоны разгрузки напряжений (4.4) из того же раздела, и переписать расчетную модель (6.10) в виде Заметим, что введение углов (6.10), (6.11) понадобилось только потому, что рассматриваемый механизм образования окна в водоупоре не позволяет считать цилиндрический блок глин над полостью жестким. Таким образом, в данном случае зона разгрузки начинается не от кровли разделяющего пласта, как в модели Бирбаумера, а от кромок карстовой полости.

Подставляя (6.12) в (6.13), приходим к довольно громоздкому квадратному уравнению, которое можно представить следующим образом:

где E = 2sin(срв/2)/(срвh); F = mtg1; G = htg(срв/2). В этих обозначениях h = h + m.

Уравнение (6.14), с учетом механики процесса, имеет единственное решение:

Причем коэффициент концентрации в принятых обозначениях записывается так:

Результаты расчетов, приведенные в табл. 6.5, показывают, что, как и в первом случае (см. табл. 6.2–6.4), главным фактором, влияющим на размер провалов, является мощность разделяющего слоя, что еще раз свидетельствует о важности этого критерия и необходимости его учета при изысканиях. По средним значениям D1, полученным с помощью (6.9), (6.15), подрайон III-В также относится к категории В (D = 3–10 м).

характеристиках массива вторая модель (табл. 6.5) дает в два раза меньшие значения диаметра, чем первая (табл. 6.4). С увеличением Kz диаметр провала уменьшается.

Разница в значениях D1, полученных с помощью уравнений (6.9) и (6.15) не превышает 0.3 м (табл. 6.5). В других условиях и, в частности, при (h + m) >> b2 она может оказаться существенной, но главное не это. Здесь мы сталкиваемся с очень важным, если не сказать, принципиальным вопросом, который можно сформулировать так: увеличивается или уменьшается карстово-суффозионная опасность с ростом вертикальных напряжений? Или, какой сценарий провалообразования опасней – первый или второй?

Таблица 6.5. Результаты определения диаметра провалов в подрайоне III-B, полученные с учетом силового воздействия подземных вод на основании модели Протодьяконова Примечания: – приведенный угол трения глин, срв – средневзвешенное значение угла трения всей покровной толщи, b2 – высота зоны разгрузки напряжений, Кz – коэффициент концентрации вертикальных напряжений на кромках карстовой полости.

Если следовать предписаниям нормативных документов, то модель Бирбаумера предсказывает большую опасность, чем модель Протодьяконова, а концентрация напряжений на кромках карстовой полости уменьшает ее. На самом деле все ровным счетом наоборот. По первой расчетной схеме экранирующий слой сохранит устойчивость над карстовой полостью с пролетом D = 6–7 м (табл. 6.4), а по второй – разрушится уже при D 3.5 м (табл. 6.5). Здесь необходимо принимать во внимание и то, что малые полости в массиве встречаются намного чаще, чем большие, и то, что в иных инженерногеологических условиях может реализоваться вторая форма движения несвязных грунтов и, следовательно, диаметр свежей воронки D1 D.

Затронутая выше проблема требует, по крайней мере, осмысления, а возможно, и дополнительных исследований. Сейчас же констатируем лишь тот факт, что “опасность” и “неустойчивость” синонимами не являются, и далее будем придерживаться буквы нормативных документов. При этом к средним значениям диаметра, приведенным в таблицах 6.4, 6.5, следует отнестись как к показателям, характеризующим соответственно наихудший (пессимистический) и наилучший (оптимистический) сценарии развития процесса. Для последнего случая, пользуясь той же логикой, выбираем (D1)ср = 3.6 м.

Прежде чем перейти к анализу риска, заметим, что он, как отмечалось в разделе 1.4, сводится к идентификации опасности и прогнозу обусловленного ею ущерба. Ущерб во многом определяется уязвимостью объекта (реципиента риска) и, если речь идет о разрушении зданий и сооружений, то – в первую очередь их конструктивными особенностями. Поэтому вряд ли стоит ожидать всесторонней оценки экономического риска от специалиста-геолога. А вот определение риска потерь земельных угодий (физического риска) в данном случае от карстово-суффозионного процесса – это задача, которую инженеры-геологи успешно решали задолго до появления термина “риск”.

Что касается идентификации опасности, то здесь существуют два ключевых момента – определение диаметра возможных провалов и повторяемости процесса. Будем считать, что первый момент мы полностью осветили, второй же подробно рассмотрен в главе 1.

Поскольку подрайон III-В, очевидно, является потенциально опасным, то в соответствии с данными, полученными в разделе 1.4, принимаем, что интенсивность провалообразования равняется = 0.0081 км2год1.

Величина физического риска может быть найдена из выражения (1.1) раздела 1.4:

Рекомендуется рассчитывать максимальное и среднее значения риска [235], а мы оценим пределы его изменения. Подставляя в (6.16) установленные выше значения (D1)min = 3.6 м, (D1)max = 6.8 м, получаем: (Rf)min = 0.082 м2/км2год, (Rf)max = 0.298 м2/км2год.

В классификации работы [226, с. 179] выделяются шесть категорий провальной опасности: от незначительно опасной I до чрезвычайно опасной VI. Полученные выше предельные значения Rf попадают в первую (< 0.1 м2/км2год) и малоопасную вторую (0.1– 1 м2/км2год) категории. Таким образом, в существующих условиях риск поражения территории строительства карстово-суффозионными провалами даже в самом опасном по инженерно-геологическим признакам таксоне районирования крайне мал.

Согласно проектным решениям фундаментом служит монолитная железобетонная плита под защитой стены в грунте, опущенной в толщу юрских глин. В подрайоне II-B глубина заложения фундаментной плиты и давление на массив пород под северной башней составляют 14 м и 4–5 кг/см2, планировочная отметка – 0.00 = 133.0 м [383]. При этом ситуация схематизируется следующим образом (рис. 6.16). Считаем давление от веса сооружения, приложенное к целику юрских глин, равномерно распределенным и равным ф = 450 кПа. Стена в грунте исключает перетекание грунтовых вод в перхуровский водоносный горизонт. Пьезометрический уровень последнего находится на отметках 120.4–120.7 м. Суффозия также исключается, поскольку несвязные грунты полностью вынимаются.

Рис. 6.16. Схема для расчета устойчивости массива пород в измененных при строительстве условиях (подрайон II-B): 1 – стена в грунте, ф – давление по подошве фундамента, стрелкой показан избыточный напор трещинно-карстовых вод.

Таким образом, рассчитывается диаметр собственно карстового провала в основании сооружения, который образуется при смещении юрских глин по кругло цилиндрической поверхности или при обрушении свода высотой b1 = m. Провал образуется под действием веса взвешенных в воде грунтов, равномерно распределенной нагрузки от сооружения и направленного вверх гидродинамического давления. С учетом знака последнего объемный вес глин уменьшается: 1* = 1/ wI.

По первой схеме диаметр легко находится из уравнения предельного равновесия (3.23), так как в отличие от с контактное давление ф не зависит от D:

где m – мощность глин под фундаментной плитой. Для вычисления D1 = D по второй схеме воспользуемся решением (6.9), в котором сжимающие напряжения положим равными z = ф + 1*m.

Расчетные характеристики глинистых целиков и результаты вычислений D по формулам (6.9), (6.17) приведены в табл. 6.6. В качестве опорных выбирались скважины, пробуренные внутри контура будущего здания. Учитывались также значения мощности глин и избыточного напора верхнекаменноугольных вод в ближайших скважинах и общие закономерностей изменения геологического строения и гидрогеологических условий (рис.

6.6, 6.8, 6.10, 6.11).

Таблица 6.6. Результаты определения размеров возможного провала под северной башней по моделям Протодьяконова (6.9) и Бирбаумера (6.17) Номера опорных скважин и расчетные характеристики Диаметр полости D и (m – мощность целика келловей-оксфордских глин под провала D1 = D (м) другие обозначения см. табл. 6.2).

Видно (табл. 6.6), что близость значений m предопределяет и близость значений D, находящихся в предпоследнем или четвертом справа столбцах таблицы. Как и следовало ожидать, ширина воронки, вычисленная по модели Бирбаумера больше той, что найдена с помощью модели Протодьяконова (D1 = 1.5 м). При интенсивности процесса = 0.01 км2год1 строительная площадка под северной башней согласно классификациям СНиП 22-02-2003 принадлежат к категории относительно устойчивых районов V-В.

Полный дифференцированный риск экономических потерь от провальной опасности согласно [235] можно рассчитать по формуле (1.2) раздела 1.4:

где Sф = 2200 м2 – площадь фундамента северной башни; Ve – ее экономическая уязвимость для так называемой одномоментной опасности, к которой относится и опасность провалообразования; De = 100 % – стоимость. Для определения экономической уязвимости здания удобно воспользоваться рекомендуемой в [235, с. 42] таблицей. Для этого найдем соотношения площадей провалов и фундамента, ориентируясь на средние значения диаметра воронок, указанные в табл. 6.6: (Sв/Sф)min = 11.76/2200 = 0.0053, (Sв/Sф)max = 23.00/2200 = 0.0105. Поскольку и первое, и второе значения Sв/Sф меньше 0.1, то согласно [235] уязвимость здания с учетом его типа (монолитное железобетонное) оказывается равной Ve = 0.002–0.015 и не зависит от сценария процесса.

Подставляя в (6.18) максимальную величину уязвимости (Ve = 0,015) и значения других сомножителей, находим, что (Re)max = 2.7105 %/год. Приняв срок эксплуатации проектируемого комплекса, равным Т = 50 лет, видим, что в течение этого срока доля потерь, связанная с развитием карстово-суффозионного процесса, не превысит Т(Re)max = 0.13 % от стоимости строительства. На наш взгляд, полученные результаты свидетельствуют о том, что выполнять геотехнические или конструктивные защитные мероприятия в подрайоне II-B экономически нецелесообразно.

6.3. Прогноз провалообразования в Дзержинском карстовом районе Город Дзержинск Нижегородской области основан на месте Чернореченской железнодорожной станции и пос. Растяпино и в 1930 г. (Ильин А.Н. и др. 1960). Активное инженерно-геологическое изучение этого района начинается в конце 1920-х – начале гг., когда производства химической промышленности, заложенные здесь до революции, стали интенсивно расширяться.

Вскоре становится ясным, что по геологическим причинам место строительства важных хозяйственных объектов выбрано неудачно. И 10 мая 1941 г. СНК СССР принимает решение о создании Дзержинской карстовой станции [111]. Причиной такого решения послужила угроза возникновения катастрофических ситуаций в результате образования карстовых провалов. Из-за Великой Отечественной войны и последующего восстановления страны создание столь нужной организации откладывается на 11 лет. Но уже с 1953 г. инженерно-геологические исследования на этой территории во многом определяются работой Дзержинской карстовой станции АН СССР, позже – структурного подразделения ПНИИИС Госстроя СССР, а в настоящее время – ОАО “Противокарстовая и береговая защита”.

Водозабор химического завода расположен на левом берегу р. Оки в 5-ти км северовосточнее г. Дзержинск. Его площадь составляет 3.4 км2, а площадь зоны его влияния, где расположены важные промышленные и транспортные объекты (рис. 6.17), в середине 1970-х гг. достигала 30–31 км2. За последние 40 лет прошлого века на этой территории образовалось 29 карстовых воронок [375], которые служат серьезным источником экономического и экологического риска.

В этой связи в 2007 г. – в начале 2008 г. выполнен анализ инженерно-геологических условий территории, их многолетних изменений и дан прогноз развития карстовосуффозионного процесса до 2011 года. Наряду с опубликованной литературой использованы материалы геологической съемки масштаба 1:200000, карстологических обследований, режимных наблюдений и инженерных изысканий на этом участке, хранящиеся в фондах ОАО «Противокарстовая и береговая защита».

Создана в составе Лаборатории гидрогеологических проблем им. Ф.П. Саваренского АН СССР.

Рис. 6.17. Геоморфологический профиль области влияния водозабора: ТСБ – товарносырьевая база, водозабор – водозабор завода “Капролактам” (ЗК), ЗОЭГ – завод окиси этилена и гликолей, ж/д, а/д – железная и автомобильная дороги “Москва – Нижний Новгород”, ИЗ-10 – шламонакопитель ИЗ-10.

Рассматриваемая территория расположена в пределах 3-й, 4-й и частично 1-й надпойменных террас р. Оки (1 нпт) с абс. отметками 89.0–96.0 м, 98.0–104.0 м и 74.0– 77.0 соответственно [375]. Третья и в меньшей степени четвертая террасы имеют ярко выраженный грядово-холмистый западинный рельеф (рис. 6.17).

До глубины 24–53 м 1 нпт сложена аллювиальными накоплениями среднего и верхнего звеньев неоплейстоцена (aII-III), с поверхности перекрытыми торфом и насыпными грунтами. Мощность последних обычно составляет 0–3.5 м, но на участках засыпанных оврагов и карстово-суффозионных воронок увеличивается до 10–15 м.

Аллювий представлен песками кварцевыми мелкозернистыми и пылеватыми, местами среднезернистыми. В нижней части разреза встречаются крупнозернистые пески с включениями гравия и гальки Их общая мощность изменяется от 24.3 до 52.8 м (рис. 6.18).

Коэффициент неоднородности наиболее распространенных мелких песков и угол их откоса в воздушно-сухом и водонасыщенном состояниях составляют Кн = 3.6–12.0, (о)с = 27–31° и (о)в = 21–29°. Для пылеватых песков эти показатели равны Кн = 2.8–5.6, (о)с = 28–37° и (о)в = 27–28°; для средних – Кн = 3.0–8.4, (о)с = 26–32° и (о)в = 24–29° [372, 377, 381]. Высокие значения Кн свидетельствуют о суффозионной неустойчивости песков, особенно мелких, а значения о = (о)с – (о)в, достигающие 6°–9° у мелких и пылеватых разностей, – об их плывунных свойствах.

Средние значения плотности минеральной части песков практически одинаковые – 2.65-2.66 г/см3. Плотность же самих грунтов и их водопроницаемость изменяются в широких пределах. Коэффициент пористости мелких песков в зависимости от плотного или рыхлого сложения находится в интервале e = 0.49–1.48, пылеватых – e = 0.91–1.54, средних – e = 0.44–0.63. Коэффициент фильтрации мелких и пылеватых песков в естественном сложении составляет: Кф = 1.06–3.26 м/сут и Кф = 2.20–6.00 м/сут, а в средних – может достигать Кф = 14.67 м/сут.

Рис. 6.18. Геологический разрез: 1, 2 – песчаная и мергелисто-глинистая толщи, 3 – алевролит, 4 – песчаник, 5 – известняк, 6 – доломит, 7 – гипс, 8 – ангидрит, 9 – доломитовая мука с обломками карбонатных пород, 10 – трещиноватость, 11 – геологический индекс, 12 – номер скважины и абс. отметка забоя. aII-III – аллювиальные отложения среднего и верхнего звеньев неоплейстоцена. Пермская система: P2ur, P2kz – уржумский и казанский ярусы среднего отдела, P1s – сакмарский ярус нижнего отдела.

На абс. отметках 43.4–56.2 м четвертичная толща подстилается терригенными отложениями уржумского яруса средней перми (P2ur), обычно представленными глинами красноцветными известковистыми и глинистыми мергелями с прослоями алевролитов, а в нижней части – песчаников [102, 104, 377]. Важно, что цемент алевролитов и песчаников – известковисто-глинистый, и все породы загипсованы.

Анализ колонок глубоких буровых скважин показывает сильную вертикальную и горизонтальную изменчивость литологического состава уржумских отложений. Чаще всего их разрез практически целиком сложен глинами и мергелями. Иногда верхи разреза представлены алевролитами или алевритами с прослоями глин. Песчаники порой полностью отсутствуют или образуют маломощные прослои в глинистой толще, но в скважине 2358 их доля в общей мощности терригенной толщи достигает 54 %.

Зоны разрушенных пород высотой до 3.6–10.2 м и открытые полости – до 0.5 м вскрыты бурением вблизи подошвы яруса. Первые представлены алевритами, песками, обломками глин и алевролитов, дресвой и мукой известняков, вторые фиксируются по провалам бурового снаряда. Общая мощность уржумских отложений изменяется от 1.0 м (скв. 20) до 18.9 м (скв. 1332), но, как правило, не превышает 7–15 м (рис. 6.18).

Преобладающие в разрезе глины обычно находятся в твердом, полутвердом и тугопластичном состоянии и отличаются большим содержанием тонкозернистых и пылеватых частиц (43.6–60.5%). Плотность скелета составляет d = 1.45–1.58 г/см3; e = 0.73–0.90, Кф = 1105–2103 м/сут для сплошных и Кф = 5103–7102 м/сут для трещиноватых разностей. В зонах разуплотнения и в стенках полостей глины пластичные, их плотность мала: d = 1.31–1.34 г/см3, e = 1.04–1.1. Сцепление и угол трения глин также зависит от консистенции, в твердых грунтов они изменяются в интервале С = 63–100 КПа и = 22–24°, пластичных – от С = 30–35 КПа, = 7–14° и вплоть до С = 15 КПа, = 4°.

Мергели, важной особенностью которых является способность размягчаться в воде и переходить из твердого в мягкопластичное состояние, характеризуются следующими значениями показателей: d = 1.42–1.94 г/см3, e = 1.49–1.83, С = 41–140 КПа, = 6–28°.

Свойства алевролитов и песчаников определяются их составом и состоянием цемента, а потому меняются в широких пределах: Кф = 0.006–1.4 м/сут, С = 7–65 КПа и = 23–39°.

На абс. отметках 32.6–48.7 м залегают морские отложения казанского яруса средней перми (P2kz), представленные известняками и доломитами с подчиненными прослоями известковых и известковистых глин [377]. Карбонатные породы – кавернозные, трещиноватые, загипсованные, местами разрушенные до состояния щебня, дресвы и муки.

Мощность разрушенных зон изменяется от 0.1–0.4 м до 5.8–6.4 м. Встречены открытые, высотой 0.3–1.5 м, и запечатанные, 2.4–5.4 м, карстовые полости. Заполнителем обычно служит песок, доломитовая мука, обломки алевролита с гнездами алеврита и дресвой известняка. Высота полостей на площадке водозабора в целом соответствует значениям, полученным для всего Дзержинского района (Ильин А.Н. и др., 1960, с. 84–85).

Мощность казанских отложений изменяется от 0.0 м до 20.4 м. Отсутствие карбонатных пород и их низкая (до 1.0 м) мощность обусловлены развитием карстового и эрозионного процессов на рубеже казанского и уржумского веков [57, 102, 104].

Наибольшая мощность наблюдается в зонах размыва подстилающих пород. Здесь наряду с низкими отметками подошвы зафиксированы и высокие отметки их кровли (рис. 6.18).

Наиболее древними отложениями, вскрытыми скважинами на абс. отметках 26.1– 40.0 м, являются гипсы и ангидриды сакмарского яруса нижней перми (P1s).

Трещиноватые кавернозные гипсы мощностью 0.0–13.0 м слагают верхнюю часть разреза (рис. 6.18), где выход керна иногда падает от обычных значений 80–90% до 50–60%. В скважине 1180 на отметках 33.2–32.2 м встречена полость, запечатанная обломками гипса, гипсовой мукой и крупнозернистым песком. Нижележащие ангидриты – монолитные крепкие, местами переслаиваются с гипсами. Их вскрытая мощность достигает 14.6 м.

Таким образом, из анализа инженерно-геологических условий следует, что четвертичные пески склонны к разжижению и неустойчивы в суффозионном отношении.

В экранирующих уржумских отложениях имели место процессы обрушения и формирования промежуточных полостей. Карбонатные породы казанского и гипсы сакмарского ярусов способны принимать и накапливать раздробленные связные и несвязные грунты вышележащих толщ. Поскольку скорость растворения гипсов в этом районе достаточно велика (Зверев В.П., 1967, 1968), можно уверенно полагать, что обрушение глин и формирование карстовых полостей, аккумулирующих обломочный материал, происходило не только в геологическом, но и историческом времени.

Аллювиальные пески вмещают грунтовый водоносный горизонт, абс. отметки уровня которого (УГВ) изменяются от 87.0 м на севере до 73.0 м на юге территории.

Мощность горизонта в этом направлении уменьшается от 36–38 м до 18–19 м. Главной дреной служит р. Ока. Питаются грунтовые воды (ГВ) за счет инфильтрации атмосферных осадков и, как установлено, утечек из отстойников и водонесущих коммуникаций. По химическому составу ГВ чаще всего сульфатно-гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией от 0.11 г/л на площадке водозабора, до 0.41–0.63 г/л на удалении от нее.

Комплекс напорных трещинно-карстовых вод (НВ) мощностью 3.0–20.1 м приурочен к пермским песчаникам, известнякам, доломитам и гипсам. Пьезометрический уровень (УНВ) устанавливается на отметках 85.0–86.0 м на севере и 68.0–70.0 м на юге территории. Верхним водоупором служат глинистые отложения средней перми, нижним – ангидриды сакмарского яруса, реже – монолитные гипсы или залегающие в основании казанского яруса глины и мергели. Воды сульфатно-карбонатные магниевые, карбонатные магниевые или сульфатные кальциевые с минерализацией 1.55–2.46 г/л [376].

В последние 65 лет XX столетия режим подземных вод претерпел значительные изменения. Ниже сделана попытка проследить изменения лишь гидродинамического режима и показать их непосредственную связь с характером и интенсивностью карстовосуффозионного процесса.

Динамика уровней подземных вод и провалообразование Откачки грунтовых вод на площадке водозабора начались в 1935 г. [376]. До этого отметки УГВ изменялись от 88.0–89.0 м севернее ТСБ до 73.0 м южнее ИЗ-10. По данным Ильина А.Н. и др. (1960) УНВ был близок к УГВ, поэтому принималось, что изначально их разность не превышала 1–2 м (рис. 6.19, а).

Рис. 6.19. Положение уровней грунтовых (УГВ) и напорных трещинно-карстовых (УНВ) вод в 1935, 1938 и 1973 гг. (а) и вид депрессионных воронок в 1985 и 1990 гг. (б).

Остальные обозначения см. рис. 6.17.

К 1938 г. скорость отбора ГВ достигла 1.5105 м3/мес., и на поверхности их зеркала сформировалось небольшое депрессионное блюдце. Четко выраженный перегиб УГВ на юге обусловлен падением отметок земной поверхности и, как следствие, увеличением поверхностного стока и уменьшением инфильтрации дождевых и талых вод в склоне 4-й нпт (рис. 6.19, а). В дальнейшем годовой расход скважин, эксплуатирующих верхний водоносный горизонт, постепенно возрастал с 2.1106 м3 в 1939 г. до 8.9106 м3 в 1960 г.

Исключение составляют 1943–1948 гг., когда он не превышал (3.6–4.2)106 м3/год.

В 1961 г. начались откачки трещинно-карстовых вод, а отбор ГВ несколько уменьшился и до 1967 г. составлял (7.2–8.4)106 м3/год. Потребление НВ увеличивалось с 1.6106 м3 в 1962 г. до 6.0106 м3 в 1970 г., лишь в 1964 г. оно временно снизилось до 1.3106 м3. В итоге к середине 1970-х годов УГВ в центре водозабора был снижен на 17 м, УНВ – на 22 м, в границах 3-й и 4-й нпт сформировались глубокие депрессионные воронки, и площадь области влияния водозабора увеличилась до 30–31 км2. На 1-й нпт УГВ, напротив, повысился на 1.5–2 м, что объясняется утечками из отстойника ИЗ-10, который к тому времени был построен вблизи южной границы ЗК, и подтоплением этой площадки (рис. 6.19, б).

По данным многолетних наблюдений наибольшая разность напоров, равная H = 10 м, зарегистрирована в 1973 г [376]. Однако все замеры проводились ежегодно в конце августа. На рис. 6.20 хорошо видно, что – это время возникновения наименьшей разности пьезометрических уровней, поскольку летом и ранней осенью производительность мелких эксплуатационных скважин регулярно возрастала на (5–10)105 м3/мес., а глубоких – нередко и снижалась. Наибольшая разность напоров всегда приходилась на позднюю осень, зиму и раннюю весну и в этот период 1973 года могла достигать H = 14–19 м.

Рис. 6.20. Интенсивность откачек грунтовых (1) и трещинно-карстовых (2) вод в 1962– 1983 годах. Сплошные стрелки показывают время возникновения наибольшей, пунктирные – наименьшей разности пьезометрических уровней.

На самом деле наиболее опасная ситуация сложилась не в 1973 г., а в 1969 г., когда потребление трещинно-карстовых вод увеличилось, а грунтовых – упало и годовые расходы скважин, эксплуатирующих эти водоносные горизонты, практически сравнялись (рис. 6.21). Причем в начале 1969 г., как показал анализ интенсивности откачек, скорость отбора ГВ была даже меньше, чем напорных на 150 000 м3/мес. (рис. 6.20). В это время разность уровней по нашим оценкам составляла H = 20–25 м.

Рис. 6.21. Изменение во времени дебитов (Q) и разности дебитов (Q = Qг – Qн) скважин, эксплуатировавших грунтовые (Qг) и напорные (Qн) воды.

В 1979 г. объемы потребления ГВ и НВ увеличились до Qг = 12.6106 м3/год и Qн = 5.7106 м3/год, после чего стали уменьшаться примерно с одинаковой скоростью (Qг/Qн = 2.2–2.3 const, рис. 6.21). И в 1985 г., когда они сократились до Qг = 6.2106 м3/год и Qн = 2.6106 м3/год, верхняя депрессионная воронка по сравнению с 1973 г. “обмелела” на 4 м, а нижняя – на 3 м (см. также рис. 6.19, а, б).

Вполне закономерная связь интенсивности откачек с положением уровней подземных вод порой нарушалась вследствие неровной работы городского водозабора, расположенного в 3.5 км северо-западнее площадки ТСБ. Так, в 1990 г. водопотребление снизилось до Qг = 4.6106 м3/год, Qн = 1.9106 м3/год, амплитуда подъема УНВ составила 7.3 м, а УГВ повысился всего на 0.5–1 м (рис. 6.19, б). Но самое главное для нас то, что на площадке водозабора ЗК разность напоров при этом сократилась примерно на H = 6.5 м.

Влияние водозабора г. Дзержинск прослеживается и на рис. 6.19 (а) по низким отметкам северных крыльев депрессионных воронок.

В 1992 г. расход эксплуатационных скважин вновь увеличился (Qг = 5.5106 м3/год, Qн = 2.7106 м3/год). В центре нижней воронки отметки ее дна по сравнению с 1990 г.

понизились на 2 м, но по оси верхней – поднялись на 0.5–1 м (рис. 6.19, б, 6, а), и разность уровней опять возросла примерно на H = 3 м.

В последующие годы интенсивность откачек ГВ и НВ постепенно падала [376].

Незначительное увеличение объемов извлекаемой воды в 1997 г. и 2005–2007 гг. не вносит существенных искажений в общую картину изменения уровней, которая показана на рис. 6.22. Видно, что к концу 1990-х гг. депрессионные воронки практически исчезают (рис. 6.22, а). В начале 2000-х годов уровни продолжают медленно восстанавливаться, но не достигают исходных отметок в большей части территории (рис. 6.22, б).

Рис. 6.22. Характер восстановления уровней подземных вод в конце XX – начале XXI веков.

Техногенная активизация карстово-суффозионного процесса Первый провал глубиной hв = 2.2 м и диаметром Dв = 6.2 м произошел почти на 500 м западнее водозабора в 1960 г. [375], когда откачки трещинно-карстовых вод еще не начались, а сработка УГВ составляла лишь 8–8.5 м (рис. 6.23). Вторая воронка (hв = 0.6– 0.8 м, Dв = 4.4 м) образовалась на площадке самого водозабора, спустя 6 лет после начала эксплуатации НВ, задолго до максимального снижения УГВ и УНВ. Лишь третья воронка (hв = 2.5 м, Dв = 12.8 м) появляется в 1975 г., когда отметки уровней стали минимальными.

Остальные 26 провалов (18 – на площадке водозабора и 8 – на соседних участках) приходятся на период восстановления уровней (рис. 6.23, а). Вероятно, поэтому большое внимание в работах [295, 296] уделяется влиянию именно этого процесса на устойчивость закарстованных территории. Заметим также, что до 1960 г. рассматриваемый участок считался неопасным в карстово-суффозионном отношении (Ильин А.Н. и др., 1960).

Рис. 6.23. Изменение во времени количества провалов 1 (а, б, правая ось), уровня грунтовых 2, 3 и напора трещинно-карстовых 4, 5 вод (а), а также разности пьезометрических уровней (б). а: 2, 4 и 3, 5 – по замерам в наблюдательных скважинах 52, 52а и 186, 186а соответственно; б: 2, 3 – разность напоров в скважинах 52, 52а и 186, 186а;

Dmax – максимальный диаметр провала.

Рис. 6.23 (б), на наш взгляд, несет намного больше информации, чем рис. 6.23 (а), поскольку разность напоров грунтовых (Н) и трещинно-карстовых (Н0) вод (Н = Н Н0) характеризует их силовое воздействия на массив пород (раздел 5.7):

где pd – гидродинамическое давление, I – градиент вертикальной фильтрации, w 10 кН/м3 – объемный вес воды, m – мощность глинистых пород уржумского горизонта, а в их отсутствие – мощность водонасыщенных песков. Из (6.19) следует, что в одинаковых условиях и, в частности при m = const, значение Н полностью определяет величину pd.

На графиках рис. 6.23 (б) четко выделяются три цикла увеличения и уменьшения Н продолжительностью 15, 13 и 12 лет, которые характеризуются постепенным снижением техногенной нагрузки на горные породы. Причем показанные значения Н = 14, 12, 8 м следует рассматривать как наименьшие из максимально возможных значений. Трем циклам предшествует этап 1935–1960 гг., когда направленное вниз гидродинамическое давление снижалось вплоть до нуля и даже отрицательных значений. Именно тогда вследствие восходящей фильтрации и ослабления структурных связей и сил трения в несвязных грунтах произошел первый провал.

Представляется, что его образование, как и появление второй воронки задолго до возникновения пиковых значений гидродинамического давления, было подготовлено в ненарушенных условиях. Поэтому их можно назвать фоновыми, или природнотехногенными проявлениями карстово-суффозионного процесса. Для остальных 27-ми случаев прослеживается четкая связь трех циклов антропогенного воздействия на подземную гидросферу с количеством, средним размером и частотой образования поверхностных форм. Поэтому их следует отнести к техногенным провалам.

Рис. 6.24. Распределение провалов по сезонам года: 1 – все случаи, 2 – за исключением двух первых фоновых провалов. Знаком вопроса помечены воронки, для которых известен лишь год образования.

Последний вывод подтверждается и характером распределения воронок по сезонам года (рис. 6.24). Так, из 20 воронок с известной датой появления 30 % случаев приходятся на ноябрь–февраль – время, весьма необычное для их формирования. Но в это время, как показано выше, разность напоров подземных вод достигала наибольших значений. Если же не учитывать две первые воронки, названные фоновыми, то вклад чисто техногенных проявлений процесса становится еще больше – 50 %.

В конце первого цикла (1961–1975 гг.) зарегистрированы всего два провала с максимальным диаметром (Dв)max = 12.8 м, но были созданы условия для их возникновения в будущем. В течение второго цикла (1976–1988 гг.) опасность достигает своего пика (18 провалов, (Dв)max = 14.5 м). Во время третьего цикла (1989–2000 гг.) силовое воздействие заметно уменьшается, опасность также снижается (7 воронок, (Dв)max = 6.0 м) и с 1999 г. по 2007 г. на земной поверхности не проявляется (см. рис. 6.23).

Возникают вопросы: что же произошло в течение этих циклов антропогенной нагрузки на подземную гидросферу, как была нарушена устойчивость массива и чего ожидать, после того как уровни подземных вод приблизились к своему первоначальному положению? Ответы на эти вопросы приводятся ниже.

Ретроспективный анализ и прогноз устойчивости отложений уржумского яруса Вывод о том, что именно первый цикл техногенной нагрузки спровоцировал бурное развитие провалов, базируется на результатах не только анализа динамики подземных вод и характера провалообразования, но и количественной оценки устойчивости слабопроницаемых пород при случайном гидроразрыве. Как отмечалось в разделе 3.3, представления об этом процессе сложились в ходе его лабораторного и натурного изучения в 1980-х–1990-х гг., а в настоящее время он изучается и с помощью методов математического моделирования.

Суть явления и новые аспекты этой проблемы, с которыми автор столкнулся в последние годы, рассмотрены в разделах 3.3, 3.4. Приведенные там уравнения (3.37) и (3.39) для удобства чтения и анализа запишем еще раз:

где ne – эффективная, или действующая пористость. Уравнение (6.20) определяет минимальную величину разрушающей разности напоров и отвечает статическому условию внезапного выброса угля и газа с поверхности, обнажаемой при проходке горных выработок. Выражение (6.21) устанавливает значение H, при котором в водоупоре образуется сквозное отверстие, если исходно пьезометрические уровни находились на примерно одинаковых отметках. Но в них входит эффективная пористость, которая, как следует из выражения (3.35) раздела 3.3, равна где d = /(1 + w) – плотность скелета ( – плотность грунта, w – естественная влажность).

Как отмечалось в разделе 6.1, при стандартных изысканиях максимальная гигроскопическая влажность не определяется. Редко определяется она и в ходе специальных инженерно-геологических исследований, поэтому принималось, что ne n.

На самом деле ne < n и, следовательно, расчетные значения Hкр меньше тех, что требуются для разрушения. Это допущение, на наш взгляд, не очень сильное, так как по гранулометрическому составу глинистые отложения средней перми относятся к суглинкам (wmg 4–7%). С учетом же достаточно высокой скорости растворения гипсов, показанной в работах [91, 92, 102], оно представляется более чем корректным, поскольку над большими отверстиями значения Hкр меньше тех, что получены с помощью (6.20), (6.21) из-за сильного влияния геометрической компоненты поля напряжений (см. гл 2).

В табл. 6.7 приведены показатели свойств разных типов грунтов, слагающих слабопроницаемую толщу уржумского яруса, и результаты расчетов их устойчивости по формуле (6.20). Видно, что все слабопроницаемые породы в той или иной мере были подвержены гидроразрыву. Причем глины могли разрушаться и в краевых частях депрессионных воронок, а алевриты практически не оказывали сопротивления этому процессу. Наиболее устойчивыми оказались мергели и алевролиты, но и они не могли противостоять дроблению на площадке водозабора.

Таблица 6.7. Свойства пород уржумского яруса и разрушающие значения разности напоров Примечание: в числителе указаны предельные, в знаменателе – расчетные значения.

Будем ориентироваться на прочностные показатели глин, которые доминируют в разрезе экранирующей толщи. Принимаем, что исходно они были тугопластичными. Если техногенная нагрузка во время первого цикла была недостаточной для образования гидрогеологических окон, то в соответствии с особенностями процесса считаем, что консистенция глин над ослабленными участками массива стала пластичною.

Результаты расчетов показывают, что в 1961–1975 гг. сквозные отверстия в водоупоре сформировались там, где его мощность в центральной части территории не превышала 7.6 м, а на периферии – 2.4 м (табл. 6.8). Близкие значения критической мощности – 6.3 м и 2.7 м – получены и для второго цикла. На третьем этапе эти значения заметно уменьшаются, но общая мощность раздробленных грунтов в центре депрессионных воронок (16 м) близка к наибольшей мощности уржумской толщи (18.9 м).

В их краевых частях она (5.2 м) приближается к наиболее распространенным значениям мощности (7–15 м). Таким образом, за весь период 1961–2000 гг. сквозные отверстия в водоупоре могли появиться не только на площадке водозабора. Однако ожидать их образования в настоящее время, учитывая с одной стороны достаточно высокие значения критической разности напоров, а с другой – особенности гидродинамического режима на рубеже XX–XXI вв., очевидно, не приходится.

Таблица 6.8. Предельные значения мощности экранирующих глин в соответствии с уравнением (6.21) на разных этапах техногенного воздействия Время и место (1 – центр Разность напоров Пористость Сцепление Мощность Прогноз диаметра провалов и интенсивности их образования Сказанное выше позволяет утверждать, что в сложившихся условиях главную роль в провалообразовании играет не вынужденное (принудительное) разрушение грунтов, а собственно карстовый процесс и суффозия – выщелачивание растворимых пород, размыв и перераспределение заполнителя трещинно-порового пространства, а также вынос четвертичных песков в карстовые коллекторы. Вывод авторов работы [171] о том, что областью суффозионного выноса служит р. Ока, на наш взгляд, недостаточно обоснован.

О вреде этого заблуждения еще 50 лет назад писал А.П. Капустин [102, с. 55].

Как отмечалось в главах 4, 5 существуют разные подходы к количественному описанию механизма истечения несвязных грунтов в подземные полости. Его качественных, вербальных описаний намного больше. Наш прогноз основан на концепции области влияния ослабленного участка, разные аспекты которой с тех или иных позиций и с той или иной степенью детальности рассматривались почти во всех главах работы.

Напомним ее главные положения и покажем возможность применения на практике.

Схема на рис. 6.25, отражает тот факт, что вблизи полого пространства массив пород обладает внутренней структурой, которая формируется в результате самоорганизации геологической среды (гл. 2). Эта схема хорошо иллюстрирует вышеназванную концепцию. В их, схемы и концепции, основу положены представления об изменении напряженно-деформированного состояния пород и взаимодействии зон активного и пассивного давления в окрестности карстовой полости, динамическом своде, локализации деформаций, блоковом деформировании и фундаментальных свойствах несвязных грунтов – трении и дилатансии (гл. 2, 5). Учитывались также особенности процесса, возникающие при быстром движении гранулированных сред (разделы 5.2–5.4).

Рис. 6.25. Зональное строение области влияния карстовой полости AB для случая, когда покровная толща сложена несвязными грунтами: АСВ – зона полных сдвижений, или выпадающий свод (зона свободного падения частиц в режиме быстрого истечения сыпучих тел); ADB – зона разгрузки напряжений, разуплотнения и потенциального обрушения в статике, в динамике – зона преимущественного столкновения частиц;

AADBBDA – зона опорного давления и возможного скольжения (динамическая зона пластического течения); AADBB – динамический «свод»; DACBD – зона перехода от аномально низких и высоких напряжений к литостатическим (зона возможного прогиба и разуплотнения в статике и зона перехода от сходящегося движения к поршневому в динамике); AACBB – область влияния ослабленного участка, или эллипсоид выпуска в режиме быстрого движения; = /4 /2, = /4 + /2, =, /2, – угол трения;

Dк – диаметр канала течения песков.

Непостоянство угла трения, входящего в выражения (5.19)–(5.24) раздела 5.5, как отмечалось в этом разделе, осложняет интерпретацию процесса, поэтому на практике удобно и вполне допустимо пользоваться значениями min или max в зависимости от свойств и состояния несвязных грунтов. Эти значения легко находятся по величине остаточного сопротивления сдвигу или пиковой прочности и в самом первом приближении отвечают значениям угла откоса грунтов предельно рыхлого (о)min и плотного (о)max сложения. Тогда максимально возможная ширина канала при второй форме движения песков согласно выражению (5.21) записывается в виде При анализе инженерно-геологических условий участка показано, что мелкие пески, преобладающие в разрезе четвертичных отложений, слабо противостоят суффозии и способны разжижаться. Учитываем также, что в песчаной толще, несмотря на большое в прошлом снижение УГВ, области влияния карстовых или промежуточных полостей всегда оставались под водой. В этой связи полагаем, что независимо от плотности сложения и скорости истечения несвязных грунтов реализуется вторая форма их движения с наибольшим диаметром канала (6.23), и принимаем в качестве расчетных значения угла естественного откоса мелкозернистых водонасыщенных песков (о)в.

Решая обратную задачу, перепишем (6.23) в виде где Dв Dк – диаметр свежей воронки. Результаты определения ширины ослабленных участков в основания четвертичной песчаной толщи по имеющимся данным о (о)в и Dв приведены в табл. 6.9. Видно, что значения D изменяются в широких пределах (0.1–3.0 м), однако по абсолютной величине невелики. Вероятно, этим обстоятельством, с учетом большой мощности покровной толщи, объясняется трудность обнаружения промежуточных полостей геофизическими методами.

Таблица 6.9. Результаты расчетов пролета D ослабленных участков в подошве песчаной толщи по формуле (6.23а) в зависимости от угла откоса мелких водонасыщенных песков о и диаметра карстово-суффозионных провалов Dв.

Представляется, что среднее максимальное значение D = 2 м характерно для двух первых циклов техногенного воздействия, когда воронки были большими и главную роль в образовании провалов играл процесс обрушения кровли карстовых полостей. В раздробленных к настоящему времени глинах могут формироваться достаточно узкие каналы течения песков (см. рис. 3.8, гл. 3, раздел 3.3), ширина которых определяется средним минимальным значением D = 0.5 м (табл. 6.9).

Таблица 6.10. Диаметр провалов, образование которых возможно в существующих условиях.

водонасыщенных песков полостей в подошве диаметра провалов Dв (м) Результаты прогноза размеров карстово-суффозионных воронок показывают (табл.

6.10), что в сложившихся сейчас инженерно-геологических условиях следует ожидать уменьшения среднего диаметра провалов почти в два раза, а максимального – в три раза.

Минимальный диаметр, напротив, увеличится почти в 2.5 раза (табл. 6.9, 6.10). Таким образом, разброс значений Dв сократится в 5 раз, и в целом размеры воронок уменьшатся.

Рис. 6.26. Динамика силового воздействия подземных вод (2, 3) и рост общего числа провалов во времени (1): tgi = (N/T)i – частота образования воронок; i = 1, 2, … 7 – стадии процесса; tg7 = 0.1 год1 – максимально возможная частота провалообразования для самого пессимистического сценария развития процесса в 2008–2010 годах. Остальные обозначения см. на рис. 6.23 (б).

Проследить закономерности изменения частоты процесса во времени и оценить ее значение в будущем помогает кумулятивная кривая 1 на рис. 6.26. Ее форма, очень похожа на форму кривых изменения деформаций горных пород во времени при ступенчатом приложении нагрузки и на форму кривой ползучести высокоэластических материалов, в которой выделяются стадии затухающих, установившихся и прогрессирующих деформаций. Причем последние приводят не к разрушению образца, а к следующей стадии установившегося и прогрессирующего течения. Соединив основание и тыловой шов каждой ступени отрезками прямой, получим ломаную линию, тангенс угла наклона которой является частотой возникновения поверхностных форм на разных стадиях провалообразования (рис. 6.26). Отметим, что кумулятивная кривая 1 базируется на данных наблюдений, а потому учитывает и вклад собственно карстового процесса (выщелачивания гипсов и карбонатов) в образование поверхностных форм.

Выделяются семь отрезков, или стадий. Первые шесть попарно почти совпадают во времени с тремя циклами техногенной нагрузки. Уклон последнего, седьмого отрезка может служить прогнозным показателем для самого пессимистического сценария развития карстово-суффозионного процесса (рис. 6.26). Это хорошо видно, если полученные данные представить в виде табл. 6.11.

Таблица 6.11. Стадии провалообразования и их количественная характеристика (N/T – частота, = N/ST – интенсивность процесса) min = N/SmaxT значений min/max Циклы нагрузки I (1961–1975 гг.) II (1976–1988 гг.) III (1989– Примечания: категории устойчивости приводятся по ТСН 22-308-98 НН [29]; Smax = 31 км2, S = км2 – максимальная и наиболее вероятная, или действующая, площади области влияния водозабора.

На первых двух стадиях частота образования провалов, названных фоновыми природно-техногенными, составляет: (N/T)1 = 0.143 год1 и (N/T)2 = 0.125 год1 (табл.

6.11). На современном этапе речь может идти лишь о фоновом природном или, в крайнем случае, техноприродном развитии процесса, если принять во внимание нарушенные свойства и состояние грунтов покровной толщи после трех циклов изменения гидродинамического давления. Однако к 2008 г. силовое техногенное воздействие стало пренебрежимо малым. Ухудшение же свойств и состояния грунтов было с лихвой компенсировано заполнением трещинно-порового пространства растворимых пород и снижением их аккумуляционной емкости, величина которой, как отмечалось в разделе 5.6, определяет устойчивость закарстованных территорий. Растворение пород способно увеличить аккумуляционную емкость, но оно как раз и является вышеупомянутым фоновым процессом. Таким образом, ожидать образования провалов в 2008–2010 гг. не было никаких оснований, и значение (N/T)7 = 0.100 год1 на седьмой стадии трактовалось как максимально возможное значение частоты, которым характеризовался бы процесс, если бы новая воронка все-таки появилась в 2008 году. Если бы это произошло в 2009 г.

или 2010 г., то частота была бы несколько меньше, хотя и близка к наибольшему значению: (N/T)7 = 0.091 год1 и (N/T)7 = 0.083 год1 соответственно.