Адсорбционные свойства грунтов (поглотительная способность).

Свойство грунтов поглощать из фильтрующихся через них растворов или газовых смесей растворенные в них вещества называются поглотительной или адсорбционной способностью.

Почвоведом Гедройцем Константином Коэтановичем (1933) было выделено 5 видов адсорбции:

- механическая

- физическая

- физико-химическая

- химическая

- биологическая

а) механическая поглотительная способность грунтов

Свойство грунтов как всякого пористого тела не пропускать через себя частицы определенных размеров (больших, чем размер пор). Каждый грунт имеет предельные размеры пропускаемых и задерживаемых частиц, которые определяются:

1. размерами пор

2. структурой пор, искривленностью сочетания пор разных размеров

б) физическая поглотительная способность

Поглощение из растворов веществ, обусловленное силами молекулярного взаимодействия, называется физическим поглощением. При этом химического взаимодействия между поглотителем и поглощенными веществами не происходит.

Если представить грунт в виде дисперсной системы, то можно говорить о :

Дисперсной среде: вода с растворенными солями

Дисперсной фазе: твердые минеральные и органические частицы.

Поверхностная энергия такой системы определяется свойствами среды, фазы, и является следствием поверхностного натяжения, возникающего на границе соприкосновения части дисперсной фазы с дисперсной средой, сила, которого определяется величиной суммарной поверхности всех частиц фазы.

Любая неуравновешенная система стремится уравновеситься путем уменьшения объема, температуры или изменения различных свойств. В нашей системе происходит либо: б) уменьшение суммарной поверхности; либо а) уменьшение поверхностного натяжения природного раствора (воды).

В связи с этим различают положительную адсорбцию, при которой поглощается растворенное вещество, что, сопровождается понижением поверхностного натяжения или отрицательной, когда поглощается растворитель.

А) первый процесс ведет к перемещению веществ, вызывающих уменьшение поверхностного натяжения, к поверхности соприкосновения фазы и среды, а частиц, вызывающих увеличение – наоборот. В первом случае этот процесс называется положительной адсорбцией, во втором – отрицательной.

Поверхностное натяжение воды при 0^оС = 75.5 дин на 1см. ( 1дина = 10^-5Н = 10^-3гс; 1Н=100гс). Его могут понижать: органические соединения (орг. кислоты, спирты, и др.); повышать: неорг. кислоты, соли, основания.

И чем больше концентрация, тем больше.

Образование адсорбционных слоев, вызывающих ослабление поверхностного натяжения, уменьшает и прочность грунта.

Б) величина суммарной поверхности определяется содержанием коллоидных частиц. Гедройц показал, что при содержании в грунте 1% частиц, размером 0.1мк их поверхность будет равняться площади поверхности всех остальных частиц.

Коллоидные системы очень неустойчивы. При увеличении содержания электролитов в растворе (солей, кислот, щелочей) происходит коагуляция, переход коллоидов в агрегированное состояние. Этот переход связан с уменьшением z - потенциала и сближением отдельных частиц. Концентрация электролитов, при которой начинается коагуляция коллоидов, называется электролитическим порогом. Его величина определяется комплексом условий: составом ионов, типом коллоидов и т.п.

Положительно заряженные коллоиды коагулируют под действием аниона, отрицательно заряженные – под действием катиона. У нас, в основном, отрицательно заряженные.

Наибольшей коагулирующей способностью обладает катион Са²⁺. В незасоленных грунтах главная роль коагулятора распыленных частиц принадлежит этому катиону. Его присутствие в грунтовой воде обуславливает физическое поглощение органических и минеральных коллоидов путем их коагуляции. Адсорбция коллоидов?

Поэтому для диспергации Добавляют Na⁺, NH⁴⁺, которые вытесняют Са²⁺.

В) Физико-химическая обменная способность грунтов.

При взаимодействии грунта с раствором часть ионов грунта переходит в раствор и часть наоборот. В обмене участвуют и катионы и анионы, но роль первых значительно больше и они изучены лучше. Со стороны минерала участвуют как ионы двойного электрического слоя, так и кристаллической решетки. Характеризуется емкостью обмена грунта: мг-экв на 100г. грунта. Емкость обмена для данного грунта в данных условиях является величиной постоянной, однако зависимой от условий в которых осуществляется обмен. Ионный обмен – это обратимый самопроизвольный процесс, протекающий до установления в системе равновесия и подчиняющийся закону действующих масс. Основными факторами ионного обмена являются химико-минеральный состав грунта (у глинистых и органических соединений выше, у метаморфизованных значительно меньше), его дисперсность (чем больше, тем больше), концентрация ионов в поровом растворе и их тип ионов (скорость обмена и количество замещенных ионов тем больше чем выше концентрация замещенных ионов в поровом растворе), рН раствора (чем выше, тем больше) и др. Ионный обмен сопровождается изменением микроструктуры грунтов, т.к. замена одних ионов на другие вызывает изменения микроструктуры грунтов. В результате этого изменяется высота энергетического бартера отталкивания между частиц, вызывая процессы коагуляции частиц или диспергирования агрегатов.

На обмен влияет:

1. Гранулометрический состав.

Опыты показали, что в основном емкость обмена резко увеличивается, начиная с 0.001мм и меньше (т.к. резко увеличивается поверхность.

2. Размер частиц.

Длительная растирка каолинита существенно увеличивает его емкость обмена.

3. Минеральный состав.

Значительной емкостью обмена обладают только глинистые минералы и органические соединения. У монтмориллонита она равна 80-150мг/экв на 100г; у каолинита 3-15мг/экв на 100г.; у хлорита 10-40мг/экв на 100г; молодые органические соединения до 100-500мг/экв на 100г, чуть метаморфизованные резко меньше.

4.Состав катионов и анионов в грунте и р-ре. При чем их влияние взаимосвязано.

5. рН среды. Чем больше, тем больше ?, т.к. катион Н+ очень активен и берет на себя замещения, мешая другим катионам.

6. Температура.

Частицы, определяющие емкость обмена грунта, К.К.Гедройц (1927) назвал поглощающим комплексом.

Г) Химическая поглотительная способность грунтов

(Тесно связанная с физико-химической обменной способностью.)

Это выходящие в результате ионного обмена из грунта и входящие в него катионы и анионы, образующиеся в результате растворения минералов, могут выпадать из раствора, соединяясь и образуя нерастворимые соли. При этом может происходить цементация породы.

В грунтах это катионы Са²⁺, Mg²⁺, Fe³⁺, Al³⁺. Из анионов это СО₃^2-, РО₄^3-, SO₄^2-.

Например:

На карбонатный грунт действует вода, содержащая Na2CO3 (натриевая соль угольной кислоты – сода). Na+ войдет в грунт и вытеснит оттуда Са и Mg, которые с СО₃ дадут СаСО₃ и MgCO₃ или СаСО₃хMgCO₃-доломит , которые выпадут в раствор в виде новообразований.?

Д) Биологическая поглотительная способность грунтов.

Этот вид поглотительной способности характерен главным образом для верхних горизонтов грунтовой толщи. Именно здесь в результате жизнедеятельности макро- и микроорганизмов происходит образования и накопление новых веществ, которые могут примешиваться к твердому компоненту, находящемуся в поровом растворе или газовой смеси. Избирательность и активность этого вида поглощения вызывает изменение внешнего облика грунтов, их физического состояния и свойств. Роль биологического поглощения особенно заметна при выветривании горных пород, а также при начальных этапах формирования осадочных толщ.

Извлечение организмами из почвенного раствора в процессе их жизнедеятельности различных веществ можно рассматривать как особый вид поглотительной способности почвы, как биологическое поглощение (К.К.Гедройц, 1932).

Вильямс В.Р. (1936) указывает на особенно сильную избирательную способность организмов ( растительных, микроорганизмов, не имеющего никакого сравнения с минеральной массой.

В процессе биологического поглощения организмы, растения:

1. поглощают необменные ионы минералов;

2. обменивают ионы с грунтом.

Преобладание того или иного процесса определяется условиями жизни.

Практическое использование поглотительной и физико-химической обменной

способности грунтов.

Адсорбционные свойства грунтов широко используются. Например: физико-химическая обменная способность.

В процессе подготовки грунта к гранулометрическому анализу используются катионы NH₄⁺ (водный раствор аммиака) или пирофосфат натрия (Na₄P₂O₇) или гексометафосфат натрия.

Одновалентные катионы, переходя в поглощенное состояние, вызывают диспергацию глинистых агрегатов.

Аналогичный метод позволяет уменьшить фильтрацию из каналов, водохранилищ.

В грунт вносится р-р NaCl из расчета величины емкости катионного обмена происходит: (грунт +Са²⁺)+2NaCl = (грунт+2Na⁺) + CaCl₂

Na⁺ как и при гранулометрическом анализе переходит в грунт, диспергирует его и резко уменьшает фильтрацию. Черноземы уменьшают фильтрационную способность в 210-285 раз; карбонатные грунты в 17-22 раза. Метод получил название метода солонцевания.

Промывка грунта природными водами, осадками, содержащими Са²⁺, приводит к обратной замене и восстановлению фильтрации.

На использовании механической и физической поглотительной способности основана кальматация грунтов или заполнение пустот-пор, трещин механическими частицами, вызывающими уменьшение водопроницаемости твердого тела.

Искусственная кальматация требует знания характера взаимодействия кальматируемого грунта и кальматирующей суспензии. Необходимо учитывать их гранулометрический состав, характер сложения – структуру пористости. И по этим параметрам подбирать минеральный состав, концентрацию кальматирующего раствора.

Так крупнозернистые пески кальматируются растворами глин и суглинков высоких концентраций (1.5-3%). Они не задерживают тонкие частицы.

Мелкозернистые пески кальматируются растворами, содержащими частицы менее 0.005мм. Для такой диспергации суспензию специально обрабатывают, разрушая агрегаты, а у песков понижают их адсорбционную способность.

Наилучшими для кальматации являются гидрослюды, потом монтмориллонитовые, потом каолинитовые глины.

Первые наилучшим образом адсорбируются на песчаных частицах. Наибольшая глубина кальматации достигается монтмориллонитовыми глинами, наименьшая – каолинитовыми. Важное значение имеет длительность кольматации.

Недостаточно полный учет всех факторов, влияющих на кольматацию, приводит к тому, что глинистые частицы не проникают вглубь кальматируемой породы, а образуют на поверхности корку, при разрушении которой фильтрация начинается снова.

Осмос и диффузия.

Осмос это движение растворителя через полупроницаемую перегородку, причиной которого является наличие градиента концентрации. Осмотический поток навстречу диффузии ионов или коллоидных частиц вызван полупроницаемыми свойствами пористой среды. Если диффундирующие частицы благодаря размерам испытывают препятствие для свободного проникновения через пористую перегородку, а молекулы воды легко проникают через ее поры, то выравнивание концентраций по обе стороны перегородки осуществляется в результате осмоса – притока воды в раствор, обуславливающего его разбавление.

В грунтах осмос проявляется на микро- и на макроуровне. На микроуровне формируется осмотическая вода в пределах ДЭС. Избыток положительного заряда ДЭС способствует торможению анионов и как следствие – всего диффузионного потока, в то время как молекулы воды беспрепятственно диффундируют навстречу ему, пытаясь разбавить «более концентрированный раствор» в пределах ДЭС. С этим и связано формирование осмотической воды в грунтах.

На макроуровне причиной осмоса является возникновение диффузионного потенциала по направлению диффузии, причем отрицательный заряд скапливается в начале пути диффузии, поэтому поток воды в массиве направлен навстречу потоку диффузии, т.е. к отрицательному заряду.

Передвижение воды в грунтах возможно не только при наличие градиента гидростатического давления, но и при наличие градиента поля постоянного электрического тока (электроосмос), градиента концентрации растворенных электролитов (капиллярный осмос) или градиента температур (термоосмос).

Движение воды при этом подчиняется закону, аналогичному закону Дарси:

V = K grad Y, где:

V – скорость перемещения воды;

Y - потенциал электрический, концентрации растворенных веществ или температурный;

К – коэффициент пропорциональности электроосмоса, осмоса или термоосмоса.

Механизм передвижения воды при осмосе одинаков –движение жидкости по поверхности частиц (в отличие от фильтрации, когда происходит движение свободной воды по слою связанной воды).

Оно тесно связано с наличием у твердой компоненты грунта поверхностной энергии. У песков, крупнообломочных грунтов мало, у глин - велико.

Диффузия – процесс самопроизвольного выравнивания концентрации в системе за счет беспорядочного блуждания ионов, молекул и тонкодисперсных частиц взвешенных в жидкости. Диффузия ионов очень медленный процесс, происходящий в согласии с первым законом Фика.

Осмос – представляет диффузию вещества (обычно растворителя) через полупроницаемую перегородку, разделяющую два раствора различной концентрации.

Диффузия растворителя продолжается до установления равновесия в системе в результате выравнивания концентраций по обе стороны перегородки или в результате возникновения осмотического давления. В глинистых грунтах происходит как диффузия растворенных электролитов, так и движение растворителя – молекул воды.

Влияние на диффузионно-осмотические свойства химико-минерального состава, дисперсности, влажности (плотности), характера структурных связей, структуры порового пространства, состава и концентрации электролита, температуры, давления хорошо известны. Но при миграции веществ многокомпонентных растворов возникает много вопросов.

Особенности диффузионно-осмотических процессов в глинистых грунтах при миграции ионов различных солей определяются комплексом факторов.

3. Осмотические свойства грунтов

Поэтому эти свойства характерны для глинистых грунтов.

Передвижение воды в грунтах возможно не только под действием градиента напора, но и при наличии:

1. градиента поля постоянного электрического тока (электроосмос);

2. градиента концентрации порового раствора (капиллярный осмос);

3. Градиент температуры (термоосмос).

Скорость движения воды под действием этих градиентов описывается следующим уравнением:

V=Kgrady,

где grady - это градиент электротока, t или с

К – коэффициент пропорциональности, называемый коэффициентом электроосмоса Кэ, осмоса Ко, термоосмоса Kt/

В отличии от фильтрации (когда движение жидкости происходит по слою связанной воды) при осмотических явлениях движение происходит в виде скольжения по поверхности частиц, и чем активнее и больше поверхность, тем сильнее осмотические явления………….

Наибольшее практическое значение имеют электроосмос и осмос.

1.Электроосмос.

В 1809г. профессором Московского университета Ф. Рейсом было показано, что если на грунт воздействовать постоянным электрическим током, то в его порах происходит движение воды, как правило от анода(+) к катоду(-) и движение взвешенных частиц в обратном направлении. Первое электрокинетическое явление было названо электроосмос, а второе – электрофарез.

При движении грунтовых заряженных частиц возникает электрический потенциал (оседания или течения, в зависимости от направления движения). Скорость электроосмотического движения определяется , исходя из представлений о двойном электрическом слое, предложенном Гельмгольцем:

Vэ = zeDЕ/4phDL , где

z - дзета (электрический) потенциал (вольт)

e - диэлектрическая проницаемость р-ра

h - вязкость (сантинуазы)

DЕ - напряжение постоянного электрического поля

DL - расстояние между электродами.

Величина z является важной, комплексной характеристикой взаимодействия поверхности твердого тела с поровым раствором. Нами рассматривалась. Зависит от свойств:

1.частиц (сост. обмен. ионов, структура и сост. кристаллической решетки, дефектность, т.е.гран. мин. и хим. составы)

2. раствора (состав обмен. ионов, рН, концентрация)

3. условий (t, Р, размер пор – маленькие поры не дают развернуться z - потенциалу).

Еще более комплексной характеристикой является

Vэ = Кэ( DЕ/DL), где

Кэ = (ze)/(4ph) – коэффициент электроосмоса.

Его значение от глин к среднезернистым пескам меняется незначительно: от 1х10^-5 до 8х10^-5 см2/(Вхсек). Для глинистых пород в основном 2-3х10^-5 см2(Вхсек). С изменением размера частиц изменяется незакономерно……(график)

График

К эх 10 ⁵ см ² /сек

7 I

6 I

5 I Для кварцевых песков

4 I

3 I

2 I

I__ ._ ._ ._ ._ ._ ._ ._ ._._.____ d мм

0.1 0.3 0.5 0.7 0.9

Но, несмотря на малое Кэ, скорость движения воды при электрическом осмосе в глинистых грунтах значит, >, чем от градиента напора.

Поэтому электроосмос применяют для обезвоживания и уплотнения плохо фильтрующих глинистых грунтов. Его эффективность в данном случае будет определяться величиной: К э / К ф (коэф. фильтрации)

( Кэ/Кф) х E характеризует I экв, где

Е – напряженность электрического поля;

I экв – градиент напора, эквивалентный действию электроосмоса. Для песков = доли единиц, для глин – сотни и тысячи. Что говорит о высокой эффективности. В грунте развивается отрицательное поровое давление до 0.3мПа.

Однако параллельно при электроосмосе возникает ионный обмен, электролиз, выделение газа – физико-химические процессы, постепенно нейтрализующие его.

2.Осмос.

Градиент концентрации приводит к самопроизвольному выравниванию или к диффузии. Скорость движения воды выразится:

Vосм. = Косм х (dc/dl), где

dc (моль/см³)/dl(см) – градиент концентрации, моль/см⁴;

Ко – коэффициент осмоса.

Осмос в неравномерно засоленных глинах может вызвать деформации набухания или усадки, изменение направления или распределение направлений грунтового потока. Осмотическое давление может достигать нескольких кг/см².

Например, в каналах, проложенных в засоленных глинистых грунтах, после заполнения их пресной водой, будет происходить осмотическое набухание.

Если концентрация солей в воде больше, чем в поровом растворе грунта, будет происходить отсос воды и .уплотнение грунта, усадка. Б.Ф.Рельтов предложил это явление так и использовать для уплотнения и осушения глинистых грунтов – осмотический дренаж.