Условия залегания подземных вод в земной коре

Вода в недрах Земли находится в жидком, твердом и газообразном состоянии. Она или свободно циркулирует по трещинам и порам горных пород и почв, подчиняясь силе тяжести, или находится в физически и химически связанном состоянии с минеральными частицами почв, грунтов и горных пород.

Теории и гипотезы происхождения подземных вод

Вопрос о происхождении подземных вод издавна привлекал к себе внимание исследователей. Долгое время существовали две теории, отрицавшие одна другую:

- теория инфильтрации, в которой утверждалось, что скопление подземной воды есть результат просачивания атмосферных осадков в почву и грунт,

- теория конденсации доказывающая, что источником происхождения подземных вод является водяной пар атмосферы, который вместе с воздухом попадает в холодные слои земной коры и там конденсируется.

К настоящему времени можно считать установленным, что основным видом питания подземных вод зоны активного водообмена является инфильтрация (просачивание) атмосферных осадков. Часть подземных вод образуется путем конденсации и сорбции.

Единой точки зрения по вопросу формирования запасов подземных вод в глубоких недрах земной коры в настоящее время нет. Различные взгляды отражены в трех основных гипотезах происхождения подземных вод:

1) Магматическое и метаморфическое. Воды возникают на больших глубинах из диссоциированных ионов Н и О₂ или паров воды, поднимающихся из магматической или метаморфической зоны. Начало этим водам дают газовые магматические выделения или воды, которые входят в состав гидратных минералов. На земную поверхность эти воды могут выходить в виде минеральных источников с высокой температурой

2) Седиментационное. К таким водам относятся воды древних морей, лагун, озер, накапливающиеся в осадочных толщах в процессе осадконакопления на дне водоемов. Воды эти, погребенные последующими отложениями, сохраняются в глубоких закрытых пластах в течение длительного геологического времени

Классификация подземных вод по условиям их происхождения

В соответствии с изложенными выше теориями и гипотезами подземные воды подразделяются на следующие группы.

1. Вадозные воды, подразделяющиеся на инфильтрационные — воды, просачивающиеся сквозь зернистые породы; инфлюационные — воды, втекающие с поверхности по трещинам и пустотам горных пород; конденсационные — воды, образующиеся из парообразной влаги воздуха, заключенного в подземных порах, трещинах и других пустотах. Вадозные воды — поверхностного (атмосферного) происхождения, представляют в процессе их подземного стока одно из звеньев общего круговорота воды.

2. Ювенильные — воды магматического и метаморфического происхождения.

Выделить воды «однородного» генезиса затруднительно. В ходе геологической истории в одной и той же геологической структуре возможна смена вод различного происхождения.

Горные породы и почвы содержат различные виды воды. Ее свойства и способы передвижения определяются сочетанием гравитационных и молекулярных сил, действующих между частицами воды и породы. Условия залегания подземной воды, ее запасы и качество в значительной степени определяются водно-физическими свойствами горных пород.

Одними из главных свойств породы, определяющими ее отношение к воде, являются пористость и скважность.

Пористость - наличие в породах малых пустот — капиллярных пор.

Скважность — наличие в породах более крупных, некапиллярных промежутков — скважин различного происхождения и формы.

Иногда совокупность всех пустот объединяют в понятие общей пористости.

Величина пористости р определяется отношением объема v _пор к объему породы в сухом состоянии V. Она выражается в процентах в виде:

Пористость рыхлых осадочных пород зависит от размера частиц, их формы, степени отсортированности и характера расположения. Пористость более или менее однородных песков при диаметре зерен около 1 мм составляет 30-35%, галечников с песком 15-20%. С увеличением глинистости породы пористость ее увеличивается. Пористость глины 40-45% и более. Пористость песка меньше, чем суглинка, и значительно меньше, чем глины.

Пористость почв, главным образом суглинистых и глинистых, в значительной степени зависит от их структуры: структурных почв больше, чем бесструктурных. Пористость разных почв и разных горизонтов одной и той же почвы изменяется в широких пределах, примерно от 25 до 80%. В торфах и лесных подстилках она может превышать 90%, в перегнойных горизонтах минеральных почв разных типов изменяется в пределах 50-60%. При оглеении почв структура их нарушается и вследствие этого пористость уменьшается до 25-30%.

Пористость почв и пород определяет важные водные свойства: водопроницаемость, водоотдачу и водоудерживающую способность.

1. Водоудерживающая способность характеризуется влагоемкостью, т. е. тем количеством воды, которое удерживается в почвах и горных породах при определенных условиях. Она выражается в % отношением веса или объема воды, содержащейся в породах, соответственно или к весу сухой породы, или к ее объему. В зависимости от степени насыщенности почв и пород водой и тех сил (капиллярных, адсорбционных), которые удерживают в них воду, влагоемкость подразделяется на несколько категорий. Наиболее часто употребляются следующие понятия:

- полная влагоемкость (ПВ), или водовместимость, характеризуется наибольшим количеством влаги, которое может вмещать порода при полном заполнении всех пор;

- капиллярная влагоемкость (KB) — наибольшее количество капиллярно-подпертой влаги, которое может содержаться в породе. Это величина переменная, зависящая от высоты слоя, для которого она определяется, над уровнем свободной воды;

- наименьшая влагоемкость (НВ), или полевая влагоемкость, характеризуется количеством влаги, которое почва или грунт способны удержать в подвешенном состоянии силами капиллярного и адсорбционного действия; соответствует капиллярной подвешенной влаге.

- сильновлагоемкие - торф, глина, суглинки;

- слабовлагоемкие - мергели, мел, рыхлые песчаники, глинистые мелкие пески, лёсс;

- невлагоемкие - крупнообломочные породы: галька, гравий, песок и массивные изверженные и осадочные породы.

Содержание воды в почвах и породах в весовых или объемных единицах на какой-либо момент времени называется естественной влажностью. Обычно естественную влажность выражают отношением (в %) веса воды к весу минеральной части породы:

где Р₁ и Р₂ — соответственно вес образца породы до и после высушивания.

Влажность почв часто выражают в миллиметрах слоя воды А, содержащейся в почве:

где g — удельный вес почвы; Н — мощность почвенного слоя в сантиметрах. Объем воды слоем 1 мм на площади 1 гектар составит 10 м³.

2. Водоотдача — способность породы, насыщенной водой, отдавать путем свободного стенания то или иное количество воды. Характеризуется коэффициентом водоотдачи, т. е. отношением объема стекающей из насыщенной породы воды к объему всей породы, и выражается либо в долях от единицы, либо в процентах.

3. Водопроницаемость — способность породы пропускать через себя воду.

Водопроницаемость и водоотдача зависят от пористости, от размера и формы пор породы. Чем больше диаметр пор, тем лучшей водопроницаемостью и большей водоотдачей обладают породы.

Водопроницаемость почв, помимо их природных свойств, зависит также от степени их окультуренности.

На водопроницаемость почв оказывает влияние наличие в них защемленного воздуха. Изолированные скопления последнего в порах почвы сокращают живое сечение пор, через которое может просачиваться вода. Водопроницаемость почв не остается постоянной: сухая почва обладает большей водопроницаемостью, при насыщении почвы водой происходит набухание почвенных коллоидов, что приводит к сужению почвенных пор, разрушению структурных отдельностей и как следствие к уменьшению водопроницаемости.

По степени водопроницаемости породы подразделяются на (Рис. 1):

1. Водопроницаемые - грубозернистые или грубообломочные породы (галечник, гравий, песок) и массивные трещиноватые породы (мрамор, гранит, известняк).

2. Водонепроницаемые (водоупорные) - породы, которые через себя воду практически не пропускают или пропускают очень медленно. Это плотные массивные монолитные породы (мрамор, гранит, базальт) или осадочные мелкозернистые породы (глины, глинистые сланцы). Их водопроницаемость в естественных условиях настолько мала, что ею можно пренебречь, а коэффициент водоотдачи близок к нулю.

3. Полупроницаемые -глинистые пески, лёсс, торф, песчаники, пористые известняки, мергели и др.

При изучении водных свойств зернистых пород и почв необходимо иметь представление о размере зерен. С этой целью производят механический (гранулометрический) анализ пород. Сущность этого анализа заключается в разделении образца породы на порции (фракции определенных диаметров зерен) и в перечислении фракций в процентные отношения к весу всего образца. По данным механического анализа в неоднородной породе, состоящей из частиц различного диаметра, выделяют действующую (эффективную) величину зерен. Считается, что просачивание воды через фракции данного диаметра соответствует просачиванию воды в природной смеси данной пробы.

Всю влагу в порах породы можно разделить на ряд категорий — видов, для которых в данный момент характерно передвижение под преобладающим влиянием той или иной силы или сочетания сил. Категории эти несколько условны, так как разграничить их вполне четко невозможно (Рис. 2).

Приведем краткую характеристику различных форм подземной воды.

1. Химически связанная, или конституционная, вода — входит в молекулу вещества гидроксильной группой, например Fе₂О₃+ЗН₂О → 2Fе(ОН)₃. Удаление химически связанной воды при прокаливании сопровождается распадом минерала.

2. Кристаллизационная вода — является составной частью многих минералов, например гипса (CaSO₄*2H₂O), и удаляется из породы нагреванием до 100-200°С или химическим путем.

3. Парообразная вода — находится в порах и пустотах пород и перемещается, как уже указывалось, главным образом под влиянием разности упругостей пара из областей с большей упругостью в области с меньшей.

4. Гигроскопическая вода — это вода, адсорбированная частицами породы из воздуха. При относительной влажности воздуха в порах, близкой к насыщению, влажность породы достигает некоторого состояния, называемого максимальной гигроскопичностью. Гигроскопическая и максимально гигроскопическая вода прочно связана с частицами минерального грунта. Диполи ее строго ориентированы к поверхности минеральных частиц. Количество слоев молекул адсорбированной воды при максимальной гигроскопичности, по данным различных исследователей, варьирует в широких пределах.

Максимальная гигроскопичность увеличивается с увеличением суммарной поверхности частиц породы в единице объема, вот почему она в мелкозернистых грунтах больше, чем в крупнозернистых.

Гигроскопическая вода перемещается из одних слоев в другие путем перехода в парообразное состояние. Она может быть отделена от породы только нагреванием. Это свойство резко отличает гигроскопическую воду от других видов воды в породах.

5. Пленочная вода — обволакивает частицы породы сверх максимальной гигроскопичности. Эта вода адсорбируется из жидкой фазы. Она менее прочно связана с минеральными частицами и относится к категории рыхлосвязанной. Растениями усваивается с трудом. Передвигается от частицы к частице под влиянием сорбционных сил.

6. Капиллярная вода — заполняет сравнительно мелкие поры породы. Она удерживается и передвигается в почво-грунтах под влиянием капиллярных (менисковых) сил из зоны большего увлажнения в зону меньшего увлажнения. Сила тяжести воды при этом (гидростатическое давление) играет подчиненную роль, частично противодействуя капиллярному подъему воды вверх и способствуя капиллярному передвижению вниз и по уклону. Различают капиллярную воду подпертую и подвешенную. В первом случае капилляры в нижней части соприкасаются с подземной водой. Во втором случае капиллярная вода находится в подвешенном состоянии и отделена от оформленного водоносного горизонта. Удерживается вода в капилляре равнодействующей силой менисков. Явление удержания воды в подвешенном состоянии может быть длительным, при этом сколько-нибудь заметного передвижения влаги вниз не наблюдается. Слои почво-грунтов, лежащие ниже, имеют меньшую влажность, чем те, в которых находится подвешенная вода. Явление это часто наблюдается в условиях нашего юга.

Этот слой назван мертвым горизонтом, или горизонтом иссушения. Мощность этого мертвого горизонта может достигать нескольких метров. Внизу он постепенно переходит в капиллярную кайму подземных вод.

Рис. 2. Схема различных состояний воды в почве

1 - частицы почвы с неполной гигроскопичностью; 2 - частицы почвы с максимальной гигроскопичностью; 3, 4 - частицы почвы с пленочной водой; 5 - частицы почвы с гравитационной водой.

7. Гравитационная, или свободная, вода — заполняет некапиллярные пустоты породы. Под влиянием силы тяжести просачивается в породе сверху вниз в виде отдельных струй (при неполном насыщении породы) или фильтруется в толще насыщенной водой породы в направлении падения уровня подземных вод. Гравитационная вода передает гидростатический напор, под действием которого воды могут подниматься вверх, как в сообщающихся сосудах.

В твердом состоянии вода в породах встречается либо в составе мерзлых почв, либо в виде льда (пещерного, ископаемого).

8. Внутриклеточная вода — содержится в неполностью разложившихся остатках растений в почве. В большом количестве такая вода содержится в болотных почвах и особенно в торфах.

Различные формы воды в почвах и горных породах обычно присутствуют одновременно в многообразных сочетаниях в зависимости от степени увлажненности, поступления и расходования влаги в тех или иных слоях земной коры. Значительная масса воды в почвах и горных породах находится в связанном состоянии. Связанная вода непосредственно не участвует в круговороте воды и не питает реки, озера, болота. Ее нельзя извлечь из почво-грунтов искусственным дренажем. Частично некоторые виды ее из верхних горизонтов используются растениями.

Вода в почве находится в основном в связанном состоянии. Она удерживается на поверхности почвенных частиц и перемещается в почве под влиянием молекулярных и капиллярных сил. В местах избыточного увлажнения в почве может находиться и свободная, просачивающаяся гравитационная вода. Встретив на своем пути водоупорный или относительно водоупорный слой в пределах почвенного разреза или в подпочвенном слое ниже границы корнеобитаемого слоя, вода накапливается, заполняет поровое пространство вышележащего слоя и образует так называемый горизонт гравитационной подпертой влаги.

Если эти воды находятся целиком в почвенном слое и не имеют гидравлической связи с нижерасположенными грунтовыми водами, они называются почвенными водами. Почвенные воды почти всегда являются временными. Они образуются обычно весной, в отдельных местах осенью, при просачивании талых или дождевых вод. В степных районах они распространены не повсеместно, чаще встречаются под «степными блюдцами», лесными полосами и в поймах рек.

Если эти воды гидравлически связаны с грунтовыми водами (постоянно или временно), они называются почвенно-грунтовыми. Почвенно-грунтовые воды широко распространены в зоне избыточного увлажнения, где уровень грунтовых вод расположен близко к поверхности и иногда достигает ее, способствуя процессу заболачивания.

Иногда почвенные и почвенно-грунтовые воды называют верховодкой. К верховодке также относят спорадические, распространенные, временные, обычно сезонные скопления грунтовых вод в зоне аэрации, расположенные в виде отдельных линз.

Почвенные воды, так же как и грунтовые, приобретают свойство гидростатической сплошности, способны передавать гидростатическое давление и вытекать из стенки естественного или искусственного разреза, а также стекать по уклону водоупорного слоя. Такое движение в почвенном слое называют внутрипочвенным стоком.

В теплую часть года, особенно в период вегетации, вода из почвы интенсивно расходуется на испарение и главные образом на транспирацию растениями. К концу лета запасы влаги в почве становятся ограниченными, а сама влага порой недоступной для растений.

Напорные воды (артезианские подземные воды) -воды, насыщающие водопроницаемый слой, заключенный между водоупорными породами, и обладающие гидростатическим напором.

Напорные воды обычно приурочены к геологическим структурам осадочных пород при соответствующем напластовании водопроницаемых и водоупорных слоев или к сложной системе тектонических трещин и сбросов.

Геологическая структура (впадина, мульда, синклиналь, моноклиналь и т. п.), содержащая один или несколько водоносных горизонтов и обеспечивающая напор в них, называется артезианским бассейном.

- в некоторых случаях область стока (разгрузки) напорных вод.

Площади, занимаемые артезианскими бассейнами, колеблются в очень широких пределах.

При вскрытии кровли напорного водоносного горизонта буровой скважиной вода под гидростатическим давлением поднимается выше кровли водоносного пласта и иногда достигает поверхности земли или даже фонтанирует (Рис. 5).

В напорном водоносном горизонте, таким образом, выделяют геометрический уровень, совпадающий с нижней поверхностью водоупорной кровли водоносного слоя, и гидростатический, или пьезометрический уровень, совпадающий с уровнем подъема воды в скважинах. Напор в каждой точке водоносной породы измеряется высотой, на которую поднимается вода в скважине над нижней поверхностью водоупорной кровли при вскрытии водоносного пласта. По мере погружения пласта напор обыкновенно увеличивается.

Рис. 5. Схема строения артезианского бассейна.

1 - водонепроницаемые породы; 2 - напорный водоносный слой; 3,4 -скважины; 5 - направление потока; ВС - пьезометрический уровень, BNC — нижняя поверхность водоупорной кровли, Н₁, Н₂: — высота напора.

Впитывание, или инфильтрация, — процесс проникновения влаги в почву. Передвижение ее от слоя к слою в условиях различной степени насыщения водой нижерасположенных горизонтов почво-грунтов относится к процессу просачивания. Процесс этот сложный и состоит из нескольких стадий.

Чаще выделяют две стадии: впитывания и фильтрации. Вода атмосферных осадков, попадая на сухую почву, в начальный момент подвергается действию сорбционных и капиллярных сил и интенсивно поглощается поверхностью почвенных частиц. Постепенно поры малого сечения заполняются и движение воды в стадии впитывания осуществляется в виде пленочного и капиллярного перемещения. При полном насыщении всех пор движение воды в стадии фильтрации происходит под преобладающим действием силы тяжести и характеризуется законом ламинарного движения. В почво-грунтах всегда имеются крупные пустоты, трещины, ходы корневой системы растений, по которым вода с поверхности почвы в форме капельно-струйчатого (турбулентного) движения может проникать на ту или иную глубину. Этот процесс называют инфлюацией. Соотношение между всеми формами движения меняется в широких пределах в зависимости от влажности почво-грунтов, их механического состава, культурной обработки, наличия воздушных пробок и т. п.

Количественные характеристиками впитывания, или инфильтрации:

- интенсивность впитывания - количество воды в миллиметрах слоя, поглощенной почвой в единицу времени (мм/мин).

- суммарная величина впитывания - слой воды, поглощенной почвой за некоторый промежуток времени, выражается в мм.

Интенсивность впитывания зависит не только от водных свойств почво-грунтов, но в значительной степени определяется и их влажностью. Если почва сухая, она обладает большой инфильтрационной способностью и в первый период времени после начала дождя интенсивность впитывания близка к интенсивности дождя. С увеличением влажности почво-грунтов интенсивность инфильтрации постепенно уменьшается и при достижении полной влагоемкости в стадии фильтрации становится постоянной, равной коэффициенту фильтрации данного почво-грунта.

Впитывание воды происходит и в мерзлую почву во время снеготаяния, но такое состояние почвы существенно замедляет процесс инфильтрации и фильтрации. При этом интенсивность процесса зависит от начальной влажности перед замерзанием.

В природе существуют два вида движения воды:

1. Ламинарное свойственно движению воды в мелкозернистых породах. Скорости движения в них невелики и измеряются метрами или даже сантиметрами в сутки.

2. Турбулентное – вкрупнообломочных и трещиноватых породах, где скорости движения воды значительно больше.

В обоих случаях движение воды в водоносных слоях со свободной поверхностью совершается под влиянием гидростатического напора от мест с более высоким уровнем к местам с более низким уровнем.

В естественных условиях вода передвигается по направлению к выходам источников, к открытым водоемам, если уровень в последних стоит ниже, чем уровень воды в водоносном пласте, и, наоборот, может уходить из водоемов в грунт при обратном соотношении уровней. Движение воды в водоносном пласте может быть вызвано искусственно откачкой воды из колодца, искусственным дренажем.

Наиболее изучен закон движения воды в мелкозернистых породах — в песках с мелкими, преимущественно капиллярными порами (Рис. 6). Движение воды в случае фильтрации подчиняется закону Дарси, выражаемому формулой

где Q — количество воды в м³/с, протекающей в единицу времени через данное поперечное сечение породы площадью F м²; К — некоторая величина, называемая коэффициентом водопроводимости или коэффициентом фильтрации; h — напор; l — длина пути фильтрационного потока в метрах.

Величина напора определяется по разности уровней в двух сечениях потока, т. е. h = H₁ - H₂, где H₁ и H₂ — высота уровней в точках А и В. Под влиянием напора вода из сечения АА₁ перемещается в направлении сечения BB₁.

Отношение i есть падение напора на единицу длины пути фильтрации, т. е. напорный градиент, или гидравлический уклон, и обозначается

Разделив обе части равенства на площадь F, получим

Величина v носит название скорости фильтрации.

Скорость фильтрации не является действительной скоростью движения воды в порах породы, она представляет фиктивную (приведенную) скорость движения воды. Площадь поперечного сечения потока F вформуле принята равной площади поперечного сечения породы, тогда как в действительности вода передвигается в породе только по порам и площадь сечения потока равна общей площади пор. Чтобы получить действительную скорость движения вод в порах грунта и, надо расход воды Q разделить на площадь, занятую порами, т. е.

Действительная скорость движения воды больше скорости фильтрации (u>v), так как коэффициент пористости меньше единицы.

Коэффициент фильтрации численно равен скорости фильтрации при i = l и может быть выражен в см/с, м/сут и т. п. (Табл. 1).

Коэффициент фильтрации может быть определен путем лабораторного анализа в специальных приборах, загруженных испытуемым грунтом, а также на основании механического анализа грунта с последующим применением эмпирических формул расчета.

Ориентировочные значения коэффициента фильтрации рыхлых горных пород

Установлено, что коэффициент фильтрации зернистых грунтов зависит от величины пористости, действующей величины зерен грунта и вязкости фильтрующейся воды, которая в свою очередь зависит от температуры воды. Все эти величины в явном или скрытом виде входят в предложенные эмпирические формулы расчета коэффициента фильтрации.

На склонах долин, оврагов, по склонам гор, в пониженных местах котловин весьма часто наблюдаются выходы водоносных пластов на поверхность земли. Если водоносный пласт обнажен до уровня циркулирующих в нем вод, то в месте пересечения зеркала подземных вод с поверхностью земли подземные воды выходят на поверхность.

- пластовые выходы -равномерное увлажнение склона на относительно большом расстоянии вдоль пересечения его с водоносным пластом;

- источники (родники) - с осредоточенные выходы подземных вод в виде отдельных струй или потоков.

По характеру выхода и условиям питания источники подразделяются на:

- нисходящие -свободный сток воды из водоносных горизонтов (обычно грунтовой и межпластовой) со свободной поверхностью;

В карстовых областях формируются довольно мощные источники с расходом воды в отдельных случаях до нескольких кубических метров в секунду. По способу выхода на поверхность источники карстовых областей очень разнообразны.

- переливные -выходы грунтовых вод из водоносного горизонта, залегающего на вогнутой поверхности водоупора (рис. 7). Режим этих источников неустойчив; с падением уровня дебит источника быстро уменьшается и наоборот. К данному типу относится известный источник Воклюз во Франции. По названию этого источника подобные переливные источники получили наименование воклюзских.

- перемежающиеся или сифонные -характерно наличие резервуара — пещеры, в которой накапливается вода, и отводного канала в форме сифона. Источник действует только тогда, когда вода в резервуаре достигает уровня верхнего колена сифона.

Рис. 7. Переливной (а) и сифонный (б) источники.

Восходящие источники характерны для областей со сложной тектоникой. Часто они приурочены к зонам тектонических разрывов. В этом случае вода по трещинам с некоторой глубины под гидростатическим давлением, давлением пара или газа поднимается на поверхность. Восходящие источники обладают обычно большим дебитом и иногда высокой температурой.

Источники, выбрасывающие воду под действием давления паров воды, имеющих на некоторой глубине температуру выше 100°С, называются гейзерами. Гейзеры действуют периодически.

Минеральными принято называть такие воды, которые в силу своего особого химического состава или физических свойств (радиоактивности, повышенной температуры) оказывают определенное воздействие на организм человека. Эти воды часто относятся к категории лечебных. Величина минерализации является важным критерием, однако отождествлять минерализованные воды с минеральными нельзя: известны минеральные воды с малой минерализацией. Лечебные свойства минеральным водам придает содержание в них некоторых характерных ионов и газов (Таблица 2).

Содержание характерных ионов и газов в минеральных водах

Подземные минеральные воды в большинстве случаев представлены минеральными источниками, самоизливающимися на поверхность под гидростатическим напором или давлением газов. Наиболее крупные из них обычно связаны с зонами тектонических разрывов. По содержанию ионов и соотношению между ними минеральные воды очень разнообразны. Однако, несмотря на их разнообразие, можно наметить отдельные области с преобладанием того или иного состава вод. Распределение основных типов минеральных вод связано с геотектоническим расчленением земной коры на зоны альпийской складчатости и участки платформ.

Теории и гипотезы происхождения подземных вод

Классификация подземных вод по условиям их происхождения

В соответствии с изложенными выше теориями и гипотезами подземные воды подразделяются на следующие группы.

2. Ювенильные — воды магматического и метаморфического происхождения.

Одними из главных свойств породы, определяющими ее отношение к воде, являются пористость и скважность.

Пористость - наличие в породах малых пустот — капиллярных пор.

Иногда совокупность всех пустот объединяют в понятие общей пористости.

Пористость почв, главным образом суглинистых и глинистых, в значительной степени зависит от их структуры: структурных почв больше, чем бесструктурных. Пористость разных п

Что делать, если нет взаимности? А теперь спустимся с небес на землю. Приземлились? Продолжаем разговор...

Что будет с Землей, если ось ее сместится на 6666 км? Что будет с Землей? - задался я вопросом...

ЧТО ТАКОЕ УВЕРЕННОЕ ПОВЕДЕНИЕ В МЕЖЛИЧНОСТНЫХ ОТНОШЕНИЯХ? Исторически существует три основных модели различий, существующих между...

Что способствует осуществлению желаний? Стопроцентная, непоколебимая уверенность в своем...

Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском гугл на сайте: