Sách địa chất công trình

CHƯƠNG I :

MỞ ĐẦU
I.1.
Địa chất công trình và nhiệm vụ của nó
I.1.1 Định nghĩa :
Địa chất công trình là môn học nghiên cứu điều kiện địa chất để
xây dựng các công trình khác nhau và đưa vào sử dụng có hiệu quả và ổn
định.
Các điều kiện ĐCCT
1.
Điều kiện địa mạo.
2.
Điều kiện cấu trúc địa chất
3.
Điều kiện các tác động địa chất
4.
Điều kiện địa chất thủy văn
5.
Điều kiện vật liệu xây dựng.
I.1.2 Nhiệm vụ của địa chất công trình :
Xác định các điều kiện địa chất của khu vực xây dựng, so sánh, lựa
chọn vị trí thích hợp cho công trình.
Nêu lên các điều kiện thi công, dự đoán các hiện tượng địa chất có
thể xảy ra khi thi công hay sử dụng công trình.
Đề ra các biện pháp phòng ngừa và cải tạo các điều kiện địa chất
không có lợi cho công trình.
Cho biết khả năng cung cấp vật liệu xây dựng tại địa phương phục
vụ cho xây dựng công trình.
I.2.
Nội dung của Địa chất công trình

Địa chất công trình nghiên cứu những vấn đề cơ bản sau :
Nghiên cứu đất đá làm nền thiên nhiên, môi trường và vật liệu xây
dựng cho các công trình
Nghiên cứu các hoạt động địa chất hiện đại (hiện tượng trượt đất,
đất chảy, xói mòn, cactơ, phong hóa…) ,tìm hiểu nguyên nhân phát sinh
và điều kiện phát triển để đề ra biện pháp xử lý trong khi xây dựng, sử
dụng và khai thác công trình.
Nghiên cứu nước dưới đất để khắc phục các khó khăn do nước gây
ra trong khi thiết kế và thi công các công trình
Nghiên cứu các phương pháp khảo sát ĐCCT.
Nghiên cứu địa chất công trình xây dựng để lập quy hoạch các khu
vực xây dựng các công trình khác nhau như dân dụng công nghiệp, cầu
dường, các công trình thủy lợi…
I.3.
Phương pháp nghiên cứu địa chất công trình
Mỗi môn học được phân biệt không những bởi đối tượng nghiên cứu mà
còn bởi các phương pháp mà môn học đó sử dụng để thực hiện nhiệm vụ

của nó đã đặt ra. Khi nghiên cứu ĐCCT người ta thường sử dụng tổng hợp
3 loại phương pháp chủ yếu sau đây :
1.
Phương pháp địa chất học
Đây là phương pháp quan trọng nhất và cho kết quả sát thực nhất
trong việc nghiên cứu ĐCCT
Tìm hiểu sự phát triển các hiện tượng địa chất trong quá khứ có
liên quan đến sự thành tạo các dạng địa hình, tính chất của đất đá và quy
luật phân bố sắp xếp của nó ở trong khu vực. Từ đó có thể đánh giá đúng
đắn những điều kiện địa chất của khu vực xây dựng công trình và dự báo
sự thay đổi những điều kiện đó dưới tác dụng của công trình, địa chất công
trình

Khi thực hiện pp này ngoài việc phải thực hiện các công tác khoan
đào vào các tầng đá để thu thập các tài liệu về các điều kiện địa chất mà
còn phải tiến hành thí nghiệm trong phòng và ngoài trời để xác định các
đặc trưng cơ lý của đất đá.
2.
Phương pháp tính toán lý thuyết
Lập các phương trình toán học để thể hiện bản chất vật lý của các
hiện tượng địa chất, các đặc trưng vật lý, cơ học của đất đá.
Vì không phải lúc nào cũng có thể quan trắc hay dùng các phương
pháp thực nghiệm để xác định bản chất vật lý – cơ học của đất đá ở những
khu vực có địa hình phức tạp. Pp này có thể cho kết quả nhanh chóng và
khá chính xác. Người ta thường dùng pp này để tính toán mức độ ổn định,
độ lún của công trình, lượng nứơc chảy vào hố móng, mức độ ổn định của
mái dốc, tốc độ tái tạo bờ …
3.
Phương pháp thí nghiệm mô hình và tương tự địa chất
Được áp dụng trong trường hợp liên quan đến qui mô của công
trình thiết kế hoặc tính chất phức tạp của điều kiện địa chất.
Pp thí nghiệm mô hình là lập mô hình trong phòng thí nghiệm hoặc
ngoài trời dựa trên sự tương đồng giữa môi trường địa chất tự nhiên của
khu vực xây dựng và môi trường vật lý có điều kiện tương tự. Pp này giúp
ta nghiên cứu được chuẩn xác hơn các hiện tượng địa chất sẽ xảy ra trong
quá trình thi công và khai thác …
Pp tương tự địa chất là sử dụng các tài liệu địa chất của khu vực đã
được nghiên cứu đầy đủ cho khu vực có điểu kiện địa chất tương tự. Pp
này có tính chất kinh nghiệm dựa trên nguyên lý “đất đá được hình thành
trong cùng điều kiện, trải qua các quá trình địa chất như nhau thì có các
đặc trưng vật lý, cơ học … tương tự nhau.
CHƯƠNG II :
ĐẤT ĐÁ

II.1.
Vỏ quả đất và các hiện tượng địa chất diễn ra trong đó
II.1.1 Cấu trúc bên trong của Trái đất
Quả đất có hình cầu, ở xích đạo phình ra, 2 cực hơi dẹt đi, do tốc
độ quay của quả đất quanh trục bắc-nam khá lớn.
Bề mặt quả đất lồi lõm bất thường, nơi nhơ lên tạo thành các dãy
núi, và nơi lõm sâu tạo thành các đại dương. Nơi lồi nhất là đỉnh
Chomolungma của dãy Hymalaya cao 8890m, nơi lõm nhất là là hố đại
dương Marian sâu khoảng 11.034m.
o
Khí quyển Trái Đất : là lớp các chất khí bao quanh hành tinh Trái
Đất và được giữ lại bởi lực hấp dẫn của Trái Đất.
o
Thủy quyển : bao gồm các biển, đại dương, hồ, sơng suối, chiếm ¾
bề mặt quả đất. Ngồi ra còn nước trong các lỗ rỗng và khe nứt của đất đá
– nước dưới đất.
Vỏ Trái đất được chia thành các quyển đồng tâm.
o
Quyển ngồi cùng của quả đất là quyển đất đá, hay còn gọi là vỏ
quả đất, có bề dày trung bình khoảng 35km. Ở quyển này chủ yếu là đá
macma rồi đến đá biến chất, đá trầm tích. Vỏ TĐ chiếm khoảng 1% thể
tích và 0.5% khối lượng của TĐ. Bề dày vỏ quả đất thay đổi như sau :

Ở đáy đại dương : vỏ quả đất có bề dày từ 8-10km

Ở các vùng đồng bằng : vỏ quả đất có bề dày thay đổi từ 30-40km

Ở các vùng núi cao : vỏ quả đất có bề dày thay đổi từ 55-75km

o
Dưới đó là quyển manti phân bố từ lớp vỏ đến độ sâu 2900km.
Quyển này chiếm 83% thể tích và 67% khối lượng TĐ.Quyển manti ở thể
rắn, vật chất là các dạng hợp chất oxit silic, oxit mangan và oxit sắt. Manti
được phân ra 2 loại như sau :

Manti trên : phân bố từ lớp vỏ quả đất đến độ sâu 800km, đây
chính là nguồn nhiệt lớn bên trong của vỏ quả đất do lượng ngun tố
phóng xạ phân hủy lớn.

Manti dưới : phân bố ở độ sâu từ 800-2900km, do lớp vật chất này
phân bố sâu và ở trạng thái nén chặt nên có nhiệt độ cao (2800-38000C) và
áp lực lớn (100.000-1.300.000at)
o
Nhân quả đất nằm ở trung tâm có độ sâu trên 2900km. Nhân quả
đất được cấu tạo chủ yếu từ các hợp chất của sắt và niken. Áp suất ở trung
tâm quả đất rất cao (từ 3,5triệu at) và nhiệt độ rất lớn (40000C). Hiện nay,
người ta vẫn chưa có nghiên cứu chính xác về nhân quả đất.

vỏ : dày 8-10km : ở đáy đại dương
30-40km : ở đồng bằng
55-75km : ở vùng núi

manti : từ vỏ đến
độ sâu 2900km

nhân : 2900-6370km

II.1.2 Các trườngvật lý đang hoạt động của trái đất
Do sự vận động, sự phân bố và thuộc tính của các vật chất trong và

ngồi quả đất mà hình thành nên các trường vật lý cơ bản như trọng
trường, từ trường, trường nhiệt …
o
Trường nhiệt : TĐ nhận được 2 nguồn nhiệt chủ yếu, một từ mặt
trời (ngoại nhiệt) và một nguồn từ lòng TĐ toả ra (nội nhiệt).

Ngoại nhiệt chủ yếu sinh ra do ánh sáng mặt trời hun nóng phần
bên trên vỏ trái đất. Nó thay đổi theo thời gian và khơng gian. Ảnh hưởng
của nhiệt mặt trời khơng sâu lắm, khoảng vài chục mét về chiều sâu.

Vào sâu trong lòng trái đất là chịu ảnh hưởng của nội nhiệt. Nguồn
nhiệt này sinh ra do các phản ứng hóa học, hạt nhân…. (các ngun tố
phóng xạ khi hoạt động sẽ ở nhiệt độ rất cao)
o
Trường từ :

Quả đất là một nam châm khổng lồ có 2 cực Bắc Nam gần trùng
với 2 địa cực. Hiện tại địa cực từ gần trùng với cực địa lý. Ở những vùng
phân bố đá hay quặng từ tính cao sẽ hình thành từ tính bất thường.

Ngun nhân của từ trường Trái đất : sự đối lưu của lớp nhân
ngồi và sự tự quay của TĐ đã tạo ra từ trường TĐ. Và phần nhân nóng để
duy trì từ trường và ổn định từ trường sinh ra bởi lớp lõi ngồi lỏng.
o
Trọng trường

Một vật trên mặt đất chịu sự tác động của 2 lực : lực hút của TĐ,
lực ly tâm sinh ra do sự tự quay của TĐ. Trọng lực chính là tập hợp của 2
lực đó, do bán kính của TĐ ở cực ngắn hơn ở xích đạo nên trọng lực tăng
dần từ cực đến xích đạo.

  
M.m
g  F  ω Với F  G.
R2


Trong ú

F : lc hp dn gia hai vt th
M, m : khi lng
R : khong cỏch gia 2 vt
G : hng s hp dn v tr
II.1.3 Cỏc hin tng a cht ang xy ra trong T
Hin tng mcma : l hin tng cỏc khi dung nham núng chy
sõu trong lũng t theo cỏc khe nt dõng lờn xõm nhp vo phn trờn ca
v trỏi t hay phun tro lờn trờn mt t.
Hin tng kin to : l hin tng xy ra do ni ng lc phỏt
sinh trong v trỏi t lm thay i cu trỳc cỏc lp t ỏ cu to nờn v
trỏi t, tỏch v trỏi t thnh nhiu mng v cỏc mng ny tng tỏc vi
nhau to nờn cỏc dng a hỡnh trờn trỏi t.
Hin tng xõm thc : cỏc hot ng a cht - a lớ ngoi sinh lm
mt i mt phn hay ton b t ỏ trờn b mt, dn ti s h thp a hỡnh.
Quỏ trỡnh xõm thc din ra do cỏc tỏc nhõn ch yu sau:
1) Tỏc nhõn c hc - lc ca dũng chy phỏ hu, xúi l, mi mũn ỏ v
cun trụi ỏ vn theo dũng nc;
2) Tỏc nhõn hoỏ hc - nc ho tan ỏ v cỏc sn phm phong hoỏ ri cun
trụi i, do ú ỏ gc cng b mũn nhanh chúng.
Hin tng trm tớch : l s phỏ hu c hc v hoỏ hc cỏc ỏ do
tỏc dng ca cỏc nhõn t khỏc nhau trờn mt hoc phn trờn cựng ca v

T to ra cỏc sn phm phỏ hu. Sn phm ny c giú, nc, bng h
mang i v tớch ng li bin, h v 1 phn lng ng trờn ng vn
chuyn gi l hin tng trm tớch.
II.2.
Khoỏng vt v khoỏng vt to ỏ
II.2.1 Khỏi nim
Khoỏng vt l nhng hp cht húa hc hoc cỏc nguyờn t t sinh
c hỡnh thnh trong quỏ trỡnh lý-húa xy ra bờn trong hay phớa trờn ca
v trỏi t.
Khoỏng vt trong thiờn nhiờn cú th khớ (khớ H2S, CO2), th
lng (nc, thu ngõn), th rn (thch anh, fenpat, mica). Khoỏng vt
rn hu ht trng thỏi kt tinh (tinh th).
Trong s 3000 khoỏng vt, ch cú hn 50 khoỏng vt tham gia to
ỏ. Cỏc khoỏng vt ny gi l khoỏng vt to ỏ.
Tựy thuc vo vai trũ ca cỏc nguyờn t cu to nờn khoỏng vt ta
cú th chia ra khoỏng vt chớnh v khoỏng vt ph.

o
Khoỏng vt chớnh úng vai trũ ch yu trong vic cu to nờn t
ỏ. Cng v tớnh cht ca t ỏ ch yu do cng v tớnh cht ca
loi khoỏng vt ny quyt nh
o
Khoỏng vt ph chim hm lng nh hn (cú mt s khoỏng vt
l khúang vt chớnh ca ỏ ny nhng cú khi l khúang vt ph ca ỏ
khỏc)
Theo ngun gc hỡnh thnh, khoỏng vt c chia ra khoỏng vt
nguyờn sinh v khoỏng vt th sinh.
o
Khoỏng vt nguyờn sinh : c thnh to do s ngui lnh ca
macma hoc do kt ta t dung dch.

o
Khoỏng vt th sinh : c thnh to t nhng khoỏng vt khỏc
(do phn ng húa hc ca nc vi khoỏng vt nguyờn sinh, do tỏc dng
ca ỏp sut, do nhit cao )
Theo mc ớch xõy dng, khoỏng vt c phõn loi da trờn cỏc
dng liờn kt húa hc ca nú. Bi vỡ c trng cu to tinh th v bn cht
mi liờn kt húa hc gia cỏc nguyờn t quyt nh nhiu tớnh cht vt lý
v c hc rt quan trng.
II.2.2 Mt s c tớnh ca khoỏng vt
a.
Hỡnh dng tinh th ca khoỏng vt
Dng tinh th ca khoỏng vt : tinh th l nhng vt rn trong ú
cỏc phn t nh sp xp theo 1 quy lut u n to thnh dng khụng
gian
Tớnh ủoỏi xửựng cuỷa tinh theồ bao gom:
o
Tõm i xng: (C) l mt im tng tng nm trong tinh th,
m ti im ú mi ng thng i qua nú, nm trong gii hn tinh th
c chia lm hai phn bng nhau
o
Trc i xng: (L) l mt trc tng tng i qua tinh th khi
quay tinh th theo mt gúc c nh xung quanh trc thỡ lp li tt c cỏc
yu t ca tinh th nh v trớ ban u.
o
Mt phng i xng: (P) l mt phng tng tng i qua tinh th,
chia ụi tinh th ra hai phn bng nhau, mi yu t ca tinh th hai phn
u i xng nhau qua mt phng i xng ta nh nh ca mt vt qua
gng.

-

Bảng phân loại hệ thống tinh thể


Màu của khoáng vật
Màu của khoáng vật chủ yếu do thành phần hóa học và các tạp chất
trong nó quyết định.
Khi quan sát màu khoáng vật cần chú ý đến điều kiện ánh sáng,
trạng thái của khoáng vật
Tuy nhiên, dấu hiệu đáng tin cậy hơn nhận biết màu của khoáng
vật là màu của bột khoáng vật. Chỉ cần vạch một khoáng vật trên một tấm
sứ nhám, chúng sẽ để lại một vệt dài có màu đặc trưng cho bột khoáng vật
ấy.
c.
Độ trong suốt và ánh của khoáng vật
Độ trong suốt là khả năng của vật thể khi cho ánh sáng đi xuyên
qua.
Khi ánh sáng chiếu vào môi trường khác nhau sẽ bị khúc xạ, thay
đổi tốc độ và tiêu hao năng lượng. Một phần ánh sáng chiếu lên khoáng
vật sẽ bị phản xạ trở lại trên mặt khoáng vật để tạo thành ánh của khoáng
vật.
Các loại ánh đặc trưng của khoáng vật :
o
Ánh kim : khi sự phản xạ của ánh sáng trên bề mặt cao, đó là các
khoáng vật mờ đục, có khả năng hấp thụ ánh sáng mạnh. Ví dụ : những
kim loại trong tự nhiên như vàng, bạc, …có các biểu hiện liên quan đến
kim loại vì chúng có ánh kim.
o
Ánh phi kim : trên các khoáng vật còn lại có nhiều dạng ánh phi

kim khác nhau. Ánh phản xạ lấp lánh của kim cương gọi là ánh kim
cương; thủy tinh thông thường, thạch anh có ánh thủy tinh; một số khoáng
vật khác được mô tả như là ánh mỡ, ánh đất, ánh tơ …
d.
Tính cát khai và vết vỡ
Tính cát khai (dễ tách) của khoáng vật là khả năng bị tách ra của
các hạt tinh thể hay hạt kết tinh theo các mặt song song. Có các mức độ
dễ tách như sau :
o
Cát khai rất hoàn toàn : tinh thể có khả năng tách ra rất dễ dàng
bằng tay
o
Cát khai hoàn toàn : dùng các loại vật dụng (như búa …) tác dụng
vào tinh thể và nó sẽ vỡ ra theo các mặt tách tương đối bằng phẳng
o
Cát khai trung bình : trên những mặt vỡ của tinh thể, vừa thấy các
mặt tách tương đối hoàn chỉnh, vừa thấy vết vỡ không bằng phẳng theo
các phương khác nhau
o
Cát khai không hoàn toàn : tinh thể khó tách ra, thường thấy các
vết vỡ không có quy tắc

b.

Vết vỡ : là các mặt vỡ không theo quy tắc của khoáng vật khi bị
đập vỡ. Phần lớn các vết vỡ tương đối gồ ghề và bất quy tắc. Dựa theo
hình dạng vết vỡ có thể chia ra :
o
Vết vỡ phẳng : vỡ theo các mặt dễ tách.
o

Vết vỡ dạng vỏ sò : vết vỡ của thạch anh
o
Vết vỡ dạng đất : vết vỡ tựa như đất bột, ví dụ như vết vỡ của
Kaolinit.
o
Vết vỡ sần sùi : bề mặt vết vỡ sần sùi như vết vỡ của thạch anh
dạng trụ.
e.
Độ cứng của khoáng vật
Độ cứng là khả năng chống lại tác dụng cơ học bên ngoài lên bề
mặt của khoáng vật. Tính chất này có liên quan đến kiến trúc và sự liên kết
giữa các chất điểm của khoáng vật. Sự liên kết này cáng chắc thì độ cứng
càng cao.
Để đánh giá độ cứng tương đối của khoáng vật, người ta dùng
thang độ cứng Mohs gồm 10 cấp độ, sắp xếp theo chiều tăng độ cứng, mỗi
cấp độ được đại diện bằng một khoáng vật phổ biến.
1.
Tan
Mg3[Si4O10][OH]2
2.
Thạch cao
CaSO4.2H2O
3.
Canxit
CaCO3
4.
Flourit
CaF2
5.
Apatit

Ca3[PO4]3(F,Cl,OH)
6.
Octocla
K[AlSi3O8]
7.
Thạch anh
SiO2
8.
Topaz
Al2[SiO4][F,OH]2
9.
Corindon
Al2O3
10.
Kim cương
C
Độ cứng tuyệt đối được xác định bằng máy rất khó khăn (độ cứng
tuyệt đối của Tan - 2,4kG/mm2; Canxit - 109 kG/mm2; Thạch anh - 1120
kG/mm2; Kim cương - 10060 kG/mm2).
Những điều cần chú ý :
o
Không dùng thang Mohs để so sánh độ cứng A hơn độ cứng B mấy
lần. Để xác định được phải dùng độ cứng tuyệt đối.
o
Hầu như các khoáng vật có độ cứng từ 2-7. Các khoáng vật tạo đá
thường có độ cứng nhỏ hơn 7. Đá chứa khoáng vật có độ cứng cao thì
thường có cường độ lớn.
f.
Tỷ trọng của khoáng vật

Tỷ trọng của khoáng vật được biểu diễn bằng tỉ số giữa trong
lượng khoáng vật chia cho trọng lượng của thể tích nước tương đương.
Tỷ trọng của khoáng vật thay đổi trong phạm vi tương đối lớn và
được chia thành 3 nhóm : nhẹ (<2,5); trung bình (2,5<<4); nặng (
>4).
Ta có bảng sau biểu thị tỷ trọng của một số khoáng vật tạo đá
chính
Khoáng vật
Tỷ trọng
Khoáng vật
Tỷ trọng
Thạch anh
2,65-2,66 Plagiocla
2,60-2,78
Canxit
2,71-2,72 Muscovit
2,50-3,10
Đolomit
2,80-2,90 Biotit
2,69-3,40
Anđihit
2,50-2,70 Piroxen
3,20-3,60
Thạch cao
2,30-2,40 Ambifon
2,99-3,47
Octocla
2,50-2,62 Olivin
3,18-3,45

Tỷ trọng phụ thuộc vào thành phần hóa học và cấu trúc của tinh
thể. Tỷ trọng lớn khi khoáng vật chứa nguyên tố nặng và có sự sắp xếp
nguyên tử chặt.
g.
Các tính chất khác
Có một số tính chất khác có thể hữu ích trong việc nhận biết một
số khoáng vật đặc biệt. Ví dụ như : từ tính, tính phóng xạ, vị, mùi, hoặc
xúc giác.
Manhetit là một khoáng vật chứa sắt nên có từ tính cao, gọi là nam
châm tự nhiên.

II.2.3 Phân loại khoáng vật
a.
Phân loại khoáng vật theo kiểu liên kết hóa học:
Các liên kết thường gặp trong chất kết tinh
Liên kết cộng hóa trị :
Liên kết ion :
Liên kết Hydro
Liên kết Vandecvan
b.
Phân loại khoáng vật theo thành phần hóa học :
Thành phần của hầu hết các khoáng vật tạo đá phổ biến được giới
hạn bởi sự phong phú của các nguyên tố trong vỏ trái đất
Thực tế chỉ có 8 nguyên tố cấu tạo nên khoảng 98% trọng lượng
của vỏ trái đất. Lượng chứa các nguyên tố trong vỏ trái đất như sau : Oxy
(O)_46,6%; Silic (Si)_ 27,27%; Nhôm (Al)_8,13%; Sắt (Fe)_5%; Canxi
(Ca)_3,63%; Natri (Na)_2,83%; Kali (K)_2,59%; Manhê (Mg)_2,09%.
o
o
o

o

Các khoáng vật là thành viên của nhóm được đặc trưng bởi những kết hợp
của các nguyên tố trên.
Khoáng vật được phân loại thành các lớp và các lớp này được phân
nhỏ thành các nhóm dựa vào cấu trúc bên trong của nó. Gồm 9 lớp như
sau :
1.
Lớp nguyên tố tự sinh : Cu, Au …
2.
Lớp oxit và hydroxit : Fe3O4, SiO2, FeOH …
3.
Lớp cacbonat (muối của axit cacbonic) : CaCO3, Dolomit
(Ca,Mg)[CO3]2 …
4.
Lớp sunfat (muối của axit sunfuric) : thạch cao CaSO4.2H2O …
5.
Lớp sunfua (hợp chất của lưu huỳnh) : pirit sắt FeS2 …
6.
Lớp halogenua (muối của các axit halogenhidric): halit NaCl …
7.
Lớp photphat (muối của axit phophoric) : photphat CaP2O5 …
8.
Lớp silicat (muối của axit silicic) : octocla K[AlSi3O8]
9.
Hợp chất hữu cơ : metan CH4 …
Sau đây là mô tả một số khoáng vật tạo đá chủ yếu :

Lớp silicat : đây là lớp khoáng vật quan trọng, có số lượng lớn nhất
và phổ biến trong tự nhiên, là khoáng vật tạo đá macma, đá biến chất trao

đổi và cả đá trầm tích. Trong các silicat mỗi ion Si+4 bao giờ cũng nằm
giữa 4 ion O-2 ở các góc của mỗi tứ diện. Tứ diện [SiO4]-4 là đơn vị kiến
trúc cơ sở của silicat. Các nhóm được phân biệt bởi sự sắp xếp của khối tứ
diện cơ sở này.
1.
Khối tứ diện độc lập với nhau

Nhóm olivin : (Mg,Fe)2SiO4 được đặc trưng bởi
khối tứ diện silic độc lập và các ion Mg+2 (hoặc Fe+2) cách đều nhau
2.
Khối tứ diện độc lập và oxi tham gia liên kết tạo thành
chuỗi

Nhóm
piroxen
(chuỗi
đơn)
:
Ca(Mg,Fe,Al)[(SiAl)2O6] : chuỗi đơn các khối tứ diện silic được ràng
buộc với nhau bởi các ion Ca+2 và Mg+2.

Nhóm amfibon (chuỗi kép) :
Ca2Na(Mg,Fe)4(Al,Fe)[(Si,Al)4O11]2[OH]2
3.
Khối tứ diện liên kết theo 2 phương (silicat tấm) :

Tấm tứ diện : là các tấm mỏng gồm các khối tứ diện silic mà trong
đó 3 ion oxi được chia sẻ với các khối tứ diện lân cận.

Tấm bát diện : là các tấm mỏng chứa các cation nhôm, manhê,

hoặc các cation được tạo nên bởi 6 ion oxi của các nhóm hydroxit.




Nhóm khoáng vật sét : thành phần chủ yếu là đất sét và đất loại sét.
Phổ biến và đặc trưng nhất trong nhóm này là
o
Kaolinit : Al4[Si4O10][OH]6
o
Monmorilonit : (Al,Mg)2[Si4O10][OH]2.nH2O
o
Ilit : [(Si,Al)4O10][OH].nH2O

Nhóm khoáng vật mica : có thành phần hóa học phức tạp và có đặc
điểm là dễ tách hoàn toàn .
o
Biotit : K(Mg,Fe)3[AlSi3O10][OH]2
o
Muscovit : KAl2[AlSi3O10][OH]2
4.
Khối tứ diện liên kết theo 3 phương (silicat khung)

Nhóm fenspat : trong thành phần hóa học của khối tứ diện, các ion
3+
Al thay thế cho Si4+.

Plagiocla : các khoáng vật gồm hỗn hợp Na[AlSi3O8] và
Ca[Al2Si2O8]


Octocla : KAlSi3O8

Lớp oxit và hydroxit : các khoáng vật thuộc lớp này có độ hòa tan
trong nước thấp, trường hợp quá trình oxi hóa rất mạnh sẽ tạo thành các
dung dịch quá bão hòa và thành tạo các khối ẩn tinh và keo. Các khoáng
vật này hầu hết là các hợp chất có kiến trúc tinh thể với kiểu liên kết ion.
Trong kiến trúc tinh thể các anion và cation đều bao bọc lấy ion O2- hoặc
ion OH-.

Thạch anh SiO2

Limonit Fe2O3.nH2O

Opan SiO2.nH2O

Lớp cacbonat : gồm các muối trung tính, rất phổ biến trong
tự nhiên. Chúng tồn tại ở dạng các muối kép, các hợp chất muối phức tạp
nhưng là những hợp chất có thành phần xác định. Trong nhóm [CO3]2- các
cation nằm ở trung tâm có bán kính ion nỏ, có điện lượng cao và mối liên
kết cộng hóa trị với ion oxicó tính kém bền vững, tham gia vào cấu tạo inh
thể như những đơn vị cấu tạo độc lập.

Canxit CaCO3

Dolomit CaCO3.MgCO3

Lớp sunfat : gồm các khoáng vật có khối lượng riêng thấp, độ cứng
không lớn, có tính hòa tan cao. Lưu huỳnh (S) khi bị oxi hóa tạo thành SO
và ở dạng ion phức tạp [SO3]-2 trong dung dịch, khi bị oxi hóa mạnh tạo
thành [SO4]-2 trong đó có S+4 và S+6.


Anhydrid CaSO4

Gip (thạch cao) CaSO4.2H2O


Lớp sunfua

Pirit FeS2

Lớp halogenua : các khoáng vật có có liên kết ion điển hình, có
kiến trúc tinh thể của các hợp chất không nước. Khoáng vật lớp halogenua
có các cation kim loại nhẹ, điện lượng nhỏ, bán kính ion lớn, khả năng
phân cực rất yếu thì khoáng vật trong suốt, không màu hoặc ngoại sắc,
khối lượng riêng nhỏ, dễ tan trong nước.

Muối mỏ Halit NaCl.
II.3.
Đá macma
II.3.1 Nguồn gốc đá macma
Đá macma được hình thành do sự nguội lạnh và kết tinh từ dung
dịch nóng chảy macma. Nếu sự nguội lạnh xảy ra dưới đất thì tạo đá
macma xâm nhập. Nếu các dòng chảy trào lên mặt đất thì được gọi là dung
nham, sau đó nguội lạnh trên mặt đất thì tạo đá macma phun trào.
II.3.2 Thành phần khoáng vật của đá macma
Thành phần khoáng vật của đá macma biến đổi rất rộng lớn, các
khoáng vật kết tinh nối tiếp nhau khi nhiệt độ hạ thấp và tác động lẫn nhau
để tạo thành các khoáng vật mới.
Khi nhiệt độ của macma giảm, có 2 quá trình kết tinh
o

Các khoáng vật có cấu trúc bên trong không thay đổi trong suốt
quá trình kết tinh, gọi là dãy phản ứng liên tục.
o
Các khoáng vật Fe, Mg, các khoáng vật sau có cấu trúc bên trong
thay đổi so với các khoáng vật trước, gọi là dãy phản ứng không liên tục
Dãy phản ứng Bowen trình bày thứ tự kết tinh các khoáng vật từ
bazan nóng chảy


II.3.4 Thế nằm của đá macma

Nhiệt độ thấp
(kết tinh cuối cùng)

Thạch anh

Muscovit
Octocla (fenspat - kali)
Biotit
Hoblen

An bit
(fenspat - natri)

Angit

Nhiệt độ cao
(kết tinh đầu tiên)

Olivin

Dãy phản ứng
không liên tục

Anoctit (fenspat - canxi)

Dãy phản ứng
liên tục

II.3.3 Kiến trúc và cấu tạo của đá macma
Kiến trúc là đề cập đến kích thước, hình dạng và sự phân bố của
các hạt khống vật trong đá.
Theo mức độ kết tinh, có thể chia ra 4 loại kiến trúc chính như sau
:
1.
Kiến trúc ẩn tinh :
o
Các tinh thể q nhỏ khơng thể quan sát được bằng mắt thường và
thường gặp ở các loại đá phun trào.Các loại đá hạt cực nhỏ này thường
liên quan với q trình núi lửa, vì sự nguội lạnh tương đối nhanh xảy ra
khi dung dịch nóng chảy trào lên mặt đất.
2.
Kiến trúc hiển tinh
o
Các tinh thể có thể nhìn thấy được và phân biệt được mức độ kết
tinh bằng mắt thường. Các đá xâm nhâp thường có kiến trúc loại này.
3.
Kiến trúc pocfia
o
Đá được tạo bởi các tinh thể có 2 kích cỡ khác nhau, tinh thể có

kích cỡ lớn được bao quanh bởi khối nền tinh thể hạt mịn.
4.
Kiến trúc lỗ rỗng
o
Bề mặt đá khi dung nham đơng cứng có nhiều lỗ rỗng.

Thế nằm của đá cho biết hình dạng, kích thước và tư thế của khối
đá trong khơng gian cũng như mối quan hệ của các khối đá đó với nhau.
Các dạng thế nằm của đá macma xâm nhập
o
Dạng nền : khi khối đá có hình dạng khơng có qui tắc nhưng kích
thước rất rộng lớn, diện tích phân bố từ hàng trăm đến hàng ngàn km2 và
giới hạn dưới thường khơng xác định được. Đá vây quanh tiếp xúc với
dạng nền có đăc trưng là khơng bị biến đổi về thế nằm.
o
Dạng nấm : khi khối đá macma có hình nấm hoặc thấu kính dày,
diện tích phân bố rộng khoảng vài chục km2, các đá vây quanh nhất là ở
phía trên bị uốn nếp theo hình dạng nấm.
o
Dạng lớp : để chỉ các khối đá được hình thành do các khe nứt của
đá có độ dày nhỏ, thường từ vài đến vài chục mét nhưng phạm vi phân bố
rộng lớn, có thể tới vài trăm mét.
o
Dạng mạch : được hình thành do macma xâm nhập và lấp đầy khe
nứt giữa các mặt tầng đá. Bề dày thay đổi từ vài centimét đến vài chục
mét. Đá dạng mạch có nhiều nhánh, chỗ tiếp xúc với đá vây quanh thường
có khe nứt làm tăng tính thấm nước của đất đá.
Các dạng thế nằm của đá macma phun trào
o
Dạng lớp phủ : là dạng đá phun trào trên 1 diện tích rất rộng có thể

tới hàng ngàn km2, thường được hình thành do dung nham trào lên trên
mặt đất theo các khe nứt kéo dài của vỏ trái đất. sự trào dung nham thàh
nhiều đợt có thể tạo lớp phủ làm nhiều tầng với bề dày lớn.
o
Dạng dòng chảy : hình thành do macma trào lên qua miệng núi lửa
lấp đầy các khe nứt và các khe rãnh của thung lũng. Đặc trưng của nó là
chiều dài lớn hơn nhiều so với chiều rộng và tùy thuộc vào độ nhớt của
dung nham và hình dạng thung lũng.
II.3.5 Phân loại đá macma
Dựa vào kiến trúc của đá macma người ta phân loại như sau :
o
Khống vật sáng màu : các khống vật được thành tạo từ dãy phản
ứng liên tục (feenspat natri, fenspat canxi, octocla, thạch anh)
o
Khống vật tối màu : các khống vật được thành tạo từ dãy phản
ứng khơng liên tục – khống vật Fe-Mg (olivin, augit …)
Dựa vào thành phần khống vật người ta phân loại đá macma như
sau :
o
Đá axit : SiO2 có thành phần chiếm đến 65-70%.
o
Đá trung tính : SiO2 có thành phần chiếm từ 52-65%.


o
Đá bazơ : SiO2 có thành phần chiếm từ 40-50%, nhưng chứa nhiều
Fe và Mg
o
Đá siêu bazơ : SiO2 có thành phần rất ít, không quá 40%, nhưng
lượng Fe và Mg rất nhiều.

II.4.
Đá trầm tích
II.4.1 Nguồn gốc đá trầm tích
Đá trầm tích là những thể địa chất phát sinh ở bề mặt quả đất,
thành tạo từ các sản phẩm phong hóa, trải qua quá trình tích tụ lâu dài,
phức tạp, chịu nhiều ảnh hưởng của các yếu tố ngoại và nội động lực trong
môi trường nước hoặc trong môi trường không khí.
o
Quá trình hình thành vật liệu trầm tích : bao gồm 2 hình thức

Phá hủy cơ học : do tác dụng của sự chênh lệch nhiệt độ, quá trình
bào mòn và xâm thực làm cho các đá bị vỡ vụn và có đặc điểm là không
biến đổi về thành phần hóa học của khoáng vật.

Phá hủy sinh hóa : khi các đá biến đổi thành các hạt, phần nhỏ hơn
bị phá hủy cơ học nhưng thành phần hóa hcọ bị biến đổi, hình thcứ phá
hủy này thường do tác dụng hóa học của nước H2O, cacbonic CO2, oxi hay
axit hữu cơ.
Vật liệu trầm tích → trầm tích → gắn ép → gắn kết → đá trầm tích
o
Quá trình trầm tích : là quá trình khi vật liệu di chuyển đến một nơi
khác sau đó lắng đọng lại phụ thuộc vào loại vật liệu và phương thức vận
chuyển (trọng lực, nước, gió…)
o
Quá trình nén ép : xảy ra sau khi lắng đọng do tác dụng của các lớp
ở phía trên nó làm cho nó mất nước và giảm độ lỗ rỗng, những thay đổi
này ban đầu ngay sau khi vật liệu trầm tích lắng đọng cho tới khi vật liệu
bắt đầu gắn kết lại tạo thành đá trầm tích.
o
Quá trình tạo đá : là quá trình mà vật liệu được gắn kết lại do các

vật liệu hòa tan ở các lỗ rỗng của các vật liệu hay từ nơi khác chuyển đến
khoảng trống giữa các hạt làm cho chúng kết tủa ngưng keo gọi là xi
măng. Ngoài ra dưới tác dụng của nhiệt độ và áp suất, các tinh thể khoáng
vật sẽ lớn dần lên gọi là quá trình kết tinh.
Quá trình co dãn của đá do nhiệt độ thay đổi, do nước chảy phá vỡ
và mọi hoạt động khác làm cho đá vỡ vụn, các vật liệu này được nước
mang ra lắng đọng ở sông suối, ở biển. Sau quá trình trầm nén của lớp
trên, sự kết gắn của các keo kết thiên nhiên sẽ thành tạo nên đá trầm tích.
Mặt khác, đá trầm tích còn được thành tạo do các quá trình lắng đọng của
các muối hòa tan.
II.4.2 Thành phần khoáng vật của đá trầm tích

Thành phần vật chất của các sản phẩm phong hóa khác nhau tạo ra
các đá trầm tích khác nhau. Tuy nhiên, so với đá macma, thành phần hóa
học và khoáng vật trong một số loại đá trầm tích rất đơn giản.
Thành phần khoáng vật chủ yếu
o
Khoáng vật nguyên sinh : bao gồm các mảnh đá cũ hay các khoáng
vật có được trong quá trình phá hủy cơ học các đá cũ, phổ biến là thạch
anh, fenspat, ziacon, tuamalin…
o
Khoáng vật thứ sinh : là các khoáng vật đựoc hình thành từ các
khoáng vật nguyên sinh bị phân hủy hóa học như các khoáng vật sét.
o
Khoáng vật tự sinh : bao gồm các khoáng vật được hình thành từ
các dung dịch keo và dung dịch thật, phần lớn các khoáng vật tự sinh là
thành phần chính của các đá trầm tích sinh hóa hoặc xi măng gắn kết phổ
biến trong nhiều đá trầm tích vụn.
Đối với đá trầm tích, ngoài thành phần khoáng vật ta cần chú ý tới
các tạp chất và ximăng. Sự có mặt của tạp chất có ý nghĩa quan trọng đối

với trầm tích cacbonat, còn thành phần ximăng có ý nghĩa lớn đối với trầm
tích vụn
II.4.3 Kiến trúc và cấu tạo của đá trầm tích
a.
Kiến trúc của đá trầm tích
Kiến trúc của các hạt vụn
* Kích thước :
>200mmm
:
kiến trúc đá hộc, đá dăm
200-20mmm :
đá dăm, đá cuội
20-2mm
:
sỏi, sạn
2-0.05mm
:
cát
0.05-0.005mm :
bụi
<0.005mm
:
sét
* Hình dạng :

Góc cạnh : khi các hạt mới bị phá vỡ, chưa bị vận chuyển nên
không bị tác động mài mòn

Nửa góc cạnh : là các hạt mới bị mài mòn ở sát góc do vận chuyển
chưa xa


Tròn cạnh : là các hạt bị dịch chuyển tương đối xa không còn góc ở
các cạnh

Rất tròn cạnh : khi mức độ mài mòn lớn do vận chuyển 1 khoảng
rất xa hoặc do bị tái trầm tích nhiều lần.
Kiến trúc của ximăng gắn kết

Xi măng lấp đầy : khi thành phần xi măng chiếm hết thể tích các lỗ
rỗng các đá



Xi măng tiếp xúc : phần xi măng gắn kết chỉ có ở nơi tiếp xúc giữa
các hạt với nhau. Kiểu xi măng này do sự rửa trôi các thành phần xi măng
ở trong lỗ rỗng và loại đá này gắn kết thiếu.

Xi măng cơ sở : do thành phần xi măng trầm tích đồng thời cùng
với hạt vụn nằm rời rạc nhau và tỉ lệ ximăng lơn hơn hạt vụn nhiều lần.
Kiểu xi măng này làm đá rất rắn chắc.
Kiến trúc của đá trầm tích sinh hóa

Kiến trúc của đá trầm tích sinh hoá ở dạng kiến trúc tinh thể do kết
tủa từ môi trường nước nên thường có kích thước rất nhỏ và các tinh thể sẽ
lớn lên dưới tác dụng của áp suất của các tầng bên trên.

Trên cơ sở hình dạng của hạt có thể chia ra các loại : kiến trúc vô
định hình, kiến trúc ẩn tinh, kiến trúc tha hình, kiến trúc tự hình ..
b.
Cấu tạo của đá trầm tích


Cấu tạo khối : theo các phương, thành phần của các khoáng vật sắp
xếp 1 cách đồng nhất

Cấu tạo dòng : khi các hạt sắp xếp định hướng theo phương dòng
chảy hoặc hướng gió

Cấu tạo lớp (phổ biến) : là cấu tạo đặc trưng nhất của đá trầm tích.
Các lớp có thành phần (thành phần vật chất, độ hạt, cấu trúc, màu sắc)
khác nhau và sắp xếp lên nhau thường ở giữa các mặt lớp có liên kết yếu,
có độ dày không đồng đều từ vài mét đến hàng trăm mét. Trong tự nhiên
thường gặp các kiểu phân lớp như : phân lớp nằm ngang, phân lớp lượn
sóng….
II.4.4 Thế nằm của đá trầm tích
Thế nằm ngang của các lớp : thế nằm ban đầu của đá trầm tích là
thế nằm ngang. Thế nằm ngang thường gặp ở các lớp đá hình thành ở
miền nền tức là những miền mà chuyển động kiến tạo của vỏ TĐ yếu hoặc
các lớp đá trầm tích trẻ vì các lớp đá này chưa trải qua chuyển động kiến
tạo đáng kể.
Thế nằm nghiêng của lớp đá trầm tích có thể là thế nằm nguyên
sinh tức là thế nằm nghiêng được hình thành cùng với quá trình trầm tích.
Do các lớp nằm nghiêng theo bề mặt địa hình nghiêng sẵn ở nơi trầm tích,
hoặc do các lớp trầm tích được hình thành đồng thời với quá trình nâng lên
hạ xuống của đáy trầm tích.
Các yếu tố xác định thế nằm nghiêng
o
Đường phương : là đường giao tuyến của mặt phẳng nằm ngang và
bề mặt lớp đá, bề mặt nằm ngang này là bề mặt tưởng tượng. Do có nhiều

mặt nằm ngang nên sẽ có vô số đường phương song song với nhau và ở

các cao độ khác nhau.
o
Góc phương vị đường phương : là góc hợp bởi phương Bắc cảu im
địa từ và đường phương theo thuận chiếu kim đồng hồ (hình vẽ)
o
Đường dốc : là đường thẳng nằm trong bề mặt lớp đá vuông góc
với đường phương có chiều hướng về phía chân dốc của lớp đá
o
Đường hướng dốc : là hình chiếu của đường dốc lên mặt phẳng
nằm ngang và được xác định bằng góc phương vị hướng dốc.
o
Góc phương vị hướng dốc (hd) : là góc hợp bởi hướng Bắc của
kim địa từ và hương 1dốc theo chiều thuận kim đồng hồ
o
Góc dốc : là góc hợp bởi đường dốc và hướng dốc.
II.4.5 Phân loại đá trầm tích
Vật liệu vụn → đá trầm tích vụn
Vật liệu keo
→ đá trầm tích sinh hoá
Vật liệu hoà tan
1.
Đá trầm tích vụn gồm những vật liệu lắng đọng tại chỗ hoặc vận
chuyển đi đến 1 nơi khác, sau đó được gắn kết lại bằng các loại ximăng
gắn kết (Fe, Ca)
Trên cơ sở yếu tố độ hạt, người ta chia làm 3 nhóm vụn

Đá vụn thô
d>2mm
: cuội kết, sỏi kết


Đá vụn trung bình d=2-0.5mm
: cát kết

Đá vụn nhỏ d<0.05mm
: bột kết
2.
Đá trầm tích sét : Là sản phẩm của quá trình phong hoá các đá giàu
khoáng vật allumosilicat và chuyển thành các khoáng vật hoàn toàn mới.
Trầm tích sét không phải là sản phẩm của quá trình phong hoá cơ học
cũng như không được lắng đọng từ dung dịch thật hay do sự ngưng keo
mà chúng thành tạo bằng con đường khác. Đá sét chứa chủ yếu là các
khoáng vật sét

Đá sét Kaolint

Đá sét Momonolit

Đá sét Illit
3.
Đá trầm tích sinh hoá : được thành tạo từ dung dịch thật hoặc dung
dịch keo đôi khi có sự tham gia trực tiếp hoặc gián tiếp của sinh vật. Phân
loại dựa vào thành phần hoá học của đá :

Đá trầm tích cacbonat : đá vôi, đá đôlomit

Đá trầm tích nhôm, silic
II.5.
Đá biến chất

II.5.1 Nguồn gốc đá biến chất
Đá biến chất được hình thành từ sự biến tính của đá mácma, đá
trầm tích, thậm chí từ các đá biến chất trẻ, do sự tác động của áp lực, áp
suất cao và các chất có hoạt tính hoá học (nước và axit cacbonic). Dưới sự
tác động của các tác nhân biến chất, các thành phần của đá có thể tái kết
tinh ở trạng thái rắn và sắp xếp lại. Tác dụng biến chất không những có thể
cải biến cấu trúc của đá mà còn làm thay đổi thành phần khoáng vật của
nó.
Quá trình biến chất : có 3 tác nhân chính
o
Nhiệt độ : là tác nhân cơ bản nhất của quá trình biến chất, tác dụng
của nó là gây nên những phản ứng giữa các khoáng vật, nâng cao hoạt tính
hoá học của các khoáng vật cũng như làm thay đổi tính chất vật lý của đá
o
Áp suất: tác động của áp suất thì thay đổi tại các độ sâu khác nhau
trong vỏ trái đất. Tại độ sâu nhỏ, đá tương đối lạnh và giòn nên chúng có
thể bị nứt nẻ và nghiền nhỏ khi chịu áp suất cao. Tại độ sâu lớn hơn, đá
mềm hơn nhiều do nhiệt độ cao. Dưới tác dụng của áp suất, đá có xu
hướng biến dạng do dòng dẻo. Trong vùng biến dạng dẻo, áp suất có ảnh
hưởng tới các loại khoáng vật mới hình thành. Điển hình là các nguyên tử
bên trong cấu trúc khoáng vật được sắp xếp chặt hơn khi khoáng vật kết
tinh dưới áp suất cao.
o
Dung dịch biến chất : trong quá trình biến chất thường có sự tham
gia của các dung dịch biến chất vì luôn thấy trong đá biến chất có nước và
cacbonic, dung dịch này phân bố trong khe nứt hoặc lỗ rỗng của khoáng
vật có tác dụng mang đến hoặc mang đi các thành phần vật chất làm cho
hiện tượng biến chất xảy ra nhanh hơn.
Các kiểu đá biến chất :


Biến chất tiếp xúc : là sự biến đổi của các đá vây quanh khi tiếp
xúc với khối macma xâm nhập trong vỏ trái đất.

Biến chất khu vực : là loại biến chất có đặc trưng là vùng đá biến
đổi rộng hơn.
Các nghiên cứu địa chất về đá biến chất cho biết hàm lượng
khoáng vật của đá trong vùng biến chất khu vực biến đổi một cách có hệ
thống. Cùng đá ban đầu nhưng ở các múc độ biến chất khác nhau có thể
tạo ra các khoáng vật biến chất khác nhau
II.5.2 Thành phần khoáng vật của đá biến chất
Thành phần khoáng vật của đá biến chất gần giống với thành phần
khoáng vật của đá mac ma. Trong chúng cũng phổ biến các loại khoáng

vật như : piroxen, thạch anh, fenpat....Ngoài ra, có thể gặp các khoáng vật
mà trong đá macma rất hiếm hoặc không có : granat, disten…
Trong đá biến chất, đóng vai trò lớn là những khoáng vật mà ở
trong đá macma là khoáng vật thứ sinh như clorit, cacbonat…Các khoáng
vật chứa nước, các hydrat keo sẽ bị mất nước tạo thành các hợp chất đơn
giản hơn, nó có xu hướng giảm thể tích (mất nước) vì vậytrọng lượng
riêng lớn hơn
Nhìn chung các khoáng vật của đá biến chất có cường độ cao,
nhưng không ổn định đối với tác dụng phong hoá, một số khoáng vật do
có tinh thể dạng tấm, dạng vảy hoặc có tính trơn trợt đã làm giảm nhiều
cường độ của đá biến chất.
II.5.3 Kiến trúc và cấu tạo của đá biến chất
Kiến trúc kết tinh : ẩn tinh và hiển tinh. Các khoáng vật của đá ban
đầu có thể được kết tinh (trường hợp biến chất từ đá trầm tích gắn kết)
hoặc tái kết tinh (đối với đá macma và trầm tích hoá học).
Kiến trúc milonit : do các đá cũ bị nghiền nát thành bột và sau đó
được các khoáng vật khác gắn kết lại. Loại kiến trúc này thường không ổn

định với nước, khi gặp nước rất mau bị tan rửa.
Kiến trúc phiến : có khoáng vật trong đá biến chất định hướng
song song nhau. Phân phiến làm cho đá biến chất có đặc điểm dải hay
lớp,và vì thế nó có hình thức giống với phân lớp của đá trầm tích.
Các loại cấu tạo của đá biến chất
o
cấu tạo phân phiến : là cấu tạo khi khoáng vật sắp xếp theo dãy hay
lớp có hình thức giống như phân lớp của đá trầm tích. Cấu tão5 phân
phiến thường liên quan đến biến chất khu vực.

cấu tạo phiến : là cấu tạo khi khoáng vật dạng vảy được sắp xếp
theo phương kéo dài của tinh thể vuông góc với phương áp lực

cấu tạo gơnai : các khoáng vật dạng trụ, dạng tấm , dạng phiến
được sắp xếp thành các dãy riêng biệt, xen kẽ các dãy này có các khoáng
vật dạng hạt.
o
cấu tạo không phân phiến (khối) : đặc điểm của cấu tạo này là các
khoáng vật phân bố đồng đều không định hướng. Các khoáng vật này có
ở kiểu biến chất khu vực do thiếu các thành phần hoá học cần thiết làm
cho các khoáng vật không thề kết tinh
II.5.4 Thế nằm của đá biến chất
Đá biến chất có dạng thế nằm giống với đá ban đầu đã tạo nên nó (dạng
lớp của đá trầm tích, dạng nấm, dạng mạch của đá macma…)


Đá biến chất tiếp xúc có dạng thế nằm riêng, nó thường ở dạng các vành
đai có các múc độ biến chất khác nhau bao quanh khối mac ma gây ra biến
chất. Do đó nó có thể gây ra sự không đồng nhất về tính chất vật lý và cơ
học.

II.5.5 Phân loại đá biến chất
Dựa vào cấu tạo của đá và các thành phần khoáng vật, người ta phân ra
các loại đá biến chất sau :
Đá biến chất có cấu tạo phiến :

Đá phiến : đá phiếm biotit

Đá gơnai : đá gơnai clorit
Đá biến chất có cấu tạo khối :

Đá quaczit : đá cát kết thạch anh biến chất tạo ra

Đá hoa : đá vôi, dolomit biến chất tạothành
CHƯƠNG III :
KIẾN TẠO VÀ ĐỊA MẠO
III.1.
Các phương pháp xác định tuổi của đất đá
III.1.1 Thời gian địa chất
Thời gian địa chất (tuổi của đất đá) : là khoảng thời gian từ khi đất
đá được hình thành cho đến nay
o
Tuổi của đá macma : được tính từ khi dung nham nguội lạnh
và đông cứng lại
o
Tuổi của đá trầm tích : tính từ khi có sự trầm tích xảy ra (vì
vậy đá trầm tích có tuổi trẻ hơn khoáng vật tạo ra nó)
o
Tuổi của đá biến chất : tính từ lúc các tác nhân biến chất bặt
đầu tác dụng
o

Đối với các hiện tượng địa chất : tuổi được tính từ khi các
hiện tượng địa chất (thăng trầm, uốn nếp, đứt gãy) đó bắt đầu tác dụng.
Thời gian địa chất có thể được xác định trên 2 chỉ tiêu :
o
Tuổi tuyệt đối : là số tuổi được xác định một cách chính xác
thông qua các phương pháp vật lý, hoá học, thí nghiệm các tính chất của
đất đá để xác địh tuổi. Thực tế, việc xác định tuổi tuyệt đối rất khó khăn và
tốn kém
o
Tuổi tương đối : là xét sự tương quan, quan hệ già trẻ giữa
các đá với nhau bẳng việc xét thế nằm cũng như mối quan hệ trước sau
của các tầng đá và các hiện tượng địa chất. Việc xác định tuổi tương đối
của đất đá đơn giản và hiệu quả hơn
III.1.2
Phương pháp xác định tuổi tương đối
* Phương pháp đồng vị phóng xạ

Cơ sở xác định : mỗi đơn vị phóng xạ phân huỷ theo một tốc độ
không đổi. Tốc độ phân huỷ phóng xạ được mô tả bằng chu kỳ bán rã (bán
phân huỷ) tức là thời gian để phân huỷ ½ đối với bất kì 1 đồng vị nhất
định nào.
Nguyên tắc : dựa vào sự có mặt của các nguyên tố phóng xạ hay
các đồng vị phóng xạ của nó để từ đó xác định thời gian phóng xạ, thời
gian phá huỷ của nó. Người ta xét chu kỳ bán rã của các nguyên tố phóng
xạ đó, đồng thời là tuổi của đất đá. Đối với các loại đá cồ thì dùng các
nguyên tố phóng xạ có chu kì bán rã dài (Thori, Uran …), còn đối với các
loại đá trẻ hơn thì dùng các nguyên tố phóng xạ có chu kì bán rã ngắn hơn
(Cacbon)
Chu kì bán rã của các nguyên tố phóng xạ có trong đất đá :
K40

Pb87
U235
U238
C14 (đ
1.3 tỷ năm

4.7 tỷ năm

0.7 tỷ năm

4.5 tỷ năm

5730 n

Ar40
Sr87
Pb207
Pb206
N14 (
Để xác định tuổi của đất đá cần phải đo được lượng đồng vị mẹ và
lượng đồng vị con. Từ đó xác định được thời gian bán rã. Để xác định
được tuổi tuyệt đối người ta thực hiện công việc đo lượng đồng vị bằng
phổ kế khối lượng
Quá trình phóng xạ của các nguyên tố phóng xạ trong tự nhiên với
1 tốc độ rất đều đặn và không phụ thuộc vào điều kiện ngoại cảnh.
III.1.3
Phương pháp xác định tuổi tuyệt đối
* Phương pháp cổ sinh
Là phương pháp xác định tuổi đất đá dựa vào các hoá thạch của
sinh vật có trong đất đá

Hoá thạch là các di tích (di thể) của các sinh vật sau khi chết, xác
hoặc những dấu vết của các hoạt động sống là những chứng cứ được lưu
giữ lại , theo một thời gian xác của chúng bị phân huỷ, chỉ những bộ phận
cứng như vỏ cây, xương … được bao bọc bởi các trầm tích và trải qua quá
trình hoá thạch để trở thành đá, nhưng vẫn giữ lại những hình thái kết cấu
hay các dấu vết hoạt động của những sinh vật thời kì đó được bảo lưu.
Phức hệ hoá thạch : 1 tổ hợp tự nhiên của tất cả các loại hoá thạch
đặc trưng hoặc của một nhóm hoá thạch riêng biệt gặp trong 1 phần hay
toàn bộ 1 phân vị địa tầng.
Phân vị địa tầng là 1 lớp địa tầng không bị gián đoạn và liên tục
với nhau (có tính đồng nhất). Trong mỗi phức hệ, hoá thạch thu được


trong 1 địa tầng sẽ có những khoảng thời gian xuất hiện và mất đi khác
nhau. Dựa vào tập hợp các hoá thạch này để xác định tuổi tương đối của
đất đá
Pp này thường áp dụng đối với các đá trầm tích vì các đá macma
không hoá thạch (do đá macma thành tạo trong điều kiện nhiệt độ cao nên
các sinh vật không thể tồn tại bên trong được), còn đá biến chất hay các đá
trầm tích cổ thì các hoá thạch đã bị phân huỷ
* Phương pháp thạch học
- Cơ sở : so sánh thành phần thạch học (thành phần khoáng vật, thành
phần hoá học, kiến trúc, cấu tạo, thế nằm, …) ở các khu vực khác nhau.
Nếu khu vực đó có đất đá giống nhau về thành phần kiến trúc, cấu tạo và
các đặc điểm khác thì có cùng 1 tuổi
- Pp này sử dụng hiệu quả nếu trong mặt cắt địa tầng chuẩn có các địa
tầng được nghiên cứu kỹ và để làm cơ sở cho việc so sánh với các tầng đá
khác ở các mặt cắt khác nhau
- tầng đá chuẩn (mặt cắt địa tầng chuẩn) là 1 tập hợp đá phân tầng có
những đặc trưng rõ ràng về thạch học, khoáng vật … ổn định trong vùng

địa lý và dễ dàng nhận biết trong mặt cắt địa chất
- pp ngày thường áp dụng cho đá macma và đá biến chất. tuy nhiên đối
với đá trầm tích chưa tìm thấy hoá thạch cũng có thể xác định tuổi bằng
cách liên hệ với các tầng đá tương tự đã được xác định tuổi ở nơi khác
* Phương pháp địa tầng
Pp này dựa trên quan hệ thế nằm của các tầng đá với nhau để xác
định tuổi tương đối của đất đá và các hiện tượng địa chất khác
Nguyên lý xếp chồng của đất đá : các tầng đá hình thành sau có
tuổi ít hơn và nằm trên các tầng đá hình thành trước
Nguyên lý cắt nhau của đất đá : bất kì đá nào cắt hoặc xuyên qua
tập đá thứ 2 thì cũng trẻ hơn đá bị cắt (dùng hữu ích để xác định tuổi của
đá macma và đá biến chất)
Đầu tiên, ta phải phân chia địa tầng. Tức là nghiên cứu, mô tả các
đặc trưng của các lớp đá, các tầng đá và mối quan hệ của chúng trong mặt
cắt đang xét. Sau đó, chúng ta sẽ đối chiếu trình tự địa tầng ở các mặt cắt
khác nhau để xác lập mối quan hệ địa tầng
Đối với đá trầm tích, khi chưa bị đảo lộn thế nằm, các tầng đá
thành tạo sau sẽ nằm trên các tầng đá thành tạo trước
Đối với đá macma phun trào cũng xác định giống như các đá trầm
tích

Đối với đá macma xâm nhập, có thể dựa vào mối quan hệ với đá
trầm tích vây quanh để xác định tuổi. Đá xâm nhập cắt tầng đá trầm tích
hoặc làm biến chất đá vây quanh thì có tuổi nhỏ hơn. Nếu không có các
hiện tượng trên thì đá macma xâm nhập có tuổi cổ hơn
Đối với các hiện tượng địa chất như uốn nếp, đứt gãy, phong hoá
… thì thông qua việc phân tích mặt cắt địa chất , phân tích mối quan hệ
của chúng đối với các tầng đá sẽ xác định được giới hạn tuổi của chúng
Niên biểu địa chất

III.1.4

Là 1 niên biểu thể hiện lịch sử phát triển địa chất, cổ sinh vật từ khi
TĐ được hình thành cho đến nay
Niên biểu được chia thành các đại, kỷ, thế … tương ứng của các
tập được hình thành trong đại, kỷ, thế … là các giới, hệ , thống …
Lịch sử phát triển của vỏ TĐ được chia ra làm 5 đại : đại Thái cổ,
đại Nguyên sinh, đại Cổ sinh, đại Trung sinh và đại Tân sinh
Niên biểu địa chất không xác định chính xác tuổi địa chất bằng đơn
vị thời gian mà chỉ nêu lên trình tự già trẻ của các tầng địa chất

Thời gian bắt
đầu cách ngày
nay (tr.năm)

Đại

Tân Sinh

Kỷ

Đệ tứ

1.6
Neôgen
23.9
Paleogen
66.6
Trung
144 sinh

Kreta

Thế

Holoxen
Pleitoxen
Plioxen
Mioxen
Oligoxen
Eoxen
Paleoxen

Kéo dài
(tr.năm)

0.01
1.6
3.9
18.4
12.9
21.2
8.6
77


208
245
286 Cổ sinh
360

408
438
505
545
Nguyên
900 sinh
1600
2500
3900 Thái cổ

Jura
Trias
Permi
Cacbon
Devon
Silur
Ordovic
Cambri
nguyên sinh
muộn
nguyên sinh
trung
nguyên sinh
sớm

64
37
41
74
48

30
67
40

thu hẹp phạm vi lục địa do vậy vị trí của lục địa và đại dương từ trước đến
nay đều cố định và không thay đổi
* Nhóm giả thiết động

Cơ sở của giả thiết động là vỏ TĐ có khả năng trượt tự do trên
móng của chúng. Vận động của vỏ TĐ xảy ra chủ yếu theo phương nằm
ngang và theo phương đứng chỉ là biến dị của phương ngang.

Lực tác dụng của theo phương ngang với cường độ mạnh làm
cho đất đá trên bề mặt vỏ TĐ bị xô đẩy theo phương ngang làm cho đất đá
bị nếp gấp hoặc bị đứt ra và dịch chuyển thay đổi vị trí đi nơi khác. Kết
quả của vận động ngang này thường tạo ra các dãy núi lớn của thế giới.

355

III.2.1

700

* Mô hình kiến tạo mảng:
Thuyết kiến tạo mảng là một học thuyết theo cơ chế động. Thạch
quyển của Trái đất được phân ra 1 số mảng mà ranh giới giữa chúng là các
đới tách giãn đại dương, nơi có hoạt động kiến tạo, động đất, núi lửa mạnh
nhất. Dọc theo ranh giới này xuất hiện các đứt gãy toác, đứt gãy chờm,
hoặc những dịch chuyển ngang.
* Mảng kiến tạo :

Là một phần của thạch quyển.
Bề mặt Trái Đất có thể chia ra thành bảy mảng kiến tạo chính và
nhiều mảng kiến tạo nhỏ.
1.
Mảng Thái Bình Dương
2.
Mảng Âu - Á
3.
Mảng Ấn - Úc
4.
Mảng châu Phi
5.
Mảng Bắc Mỹ
6.
Mảng Nam Mỹ
7.
Mảng Nam Cực
Các mảng kiến tạo có độ dày khoảng 100 km (60 dặm) và bao gồm
hai loại vật liệu cơ bản: lớp vỏ đại dương và lớp vỏ lục địa. Nằm dưới
chúng là một lớp tương đối dẻo của lớp phủ được gọi là quyển mềm
chuyển động liên tục. Lớp này trong lượt của mình lại có một lớp rắn chắc
hơn của lớp phủ nằm dưới nó.
Thành phần của hai dạng lớp vỏ khác nhau một cách đáng kể. Lớp
vỏ đại dương chủ yếu chứa các loại đá bazan, trong khi lớp vỏ lục địa chủ
yếu chứa các loại đá granit với tỷ trọng thấp có chứa nhiều nhôm và điôxít

900
1400

Các giả thiết địa kiến tạo và ảnh hưởng của nó đến xây

dựng công trình

III.2.

Hiện tượng kiến tạo : là hiện tượng xảy ra do nội động lực phát
sinh trong vỏ trái đất làm thay đổi cấu trúc các lớp đất đá cấu tạo nên vỏ
trái đất, tách vỏ trái đất thành nhiều mảng và các mảng này tương tác với
nhau để tạo nên các dạng địa hình trên trái đất.
Giả thiết địa kiến tạo : nêu lên nguồn gốc của các chuyển động
kiến tạo, tác động của chúng đối với sự hình thành và phát triển các biến
dạng cấu tạo của TĐ trong không gian và thời gian. Nguồn gốc các chuyển
động kiến tạo có liên quan chủ yếu với các nhân tố và quá trình lý hoá xảy
ra bên trong TĐ mà khoa học chưa trực tiếp nghiên cứu được.
Có thể đưa ra 2 giả thiết lớn : giả thiết động và giả thiết tĩnh
* Nhóm giả thiết tĩnh

Nhóm giả thiết tĩnh (các dao động theo phương thẳng đứng) gọi
là chuyển động thăng trầm của vỏ TĐ. Dạng chuyển động này thường xảy
ra dưới dạng các dao động nhẹ nhàng trên 1 phạm vi rộng của vỏ TĐ, và
kết quả của nó làm biến đổi vị trí các lục địa và đại dương

Khi bề mặt vỏ TĐ được nâng lên, biển rút ra nên lục địa được mở
rộng. Ngược lại khi bề mặt vỏ TĐ hạ thấp xuống, biển tràn vào lục địa làm

Kiến tạo mảng


silic (SiO2). Hai dạng này của lớp vỏ cũng khác nhau về độ dày, trong đó
lớp vỏ lục địa dày hơn một cách đáng kể.
Sự chuyển động của quyển mềm làm cho các mảng kiến tạo bị

chuyển động theo một tiến trình gọi là sự trôi dạt lục địa, nó được giải
thích bằng thuyết kiến tạo mảng. Sự tương tác giữa các mảng kiến tạo đã
tạo ra các dãy núi và núi lửa, cũng như tạo ra các trận động đất và các hiện
tượng địa chất khác.
Ranh giới giữa các mảng kiến tạo không trùng với ranh giới các
châu lục. Hiện nay người ta biết rằng Trái Đất là hành tinh duy nhất trong
hệ Mặt Trời có hiện tượng kiến tạo mảng, mặc dù có một số giả thuyết cho
rằng Hỏa Tinh có thể cũng đã từng có các mảng kiến tạo trong quá khứ
trước khi lớp vỏ của nó bị đông cứng lại tại chỗ.
III.3.
Địa mạo, ảnh hưởng của địa mạo đến xây dựng công trình
- Địa mạo là địa hình của 1 khu vực xét trên các mặt nguồn gốc, hình
thái và là 1 bộ phận cần thiết của nghiên cứu ĐCCT
- Địa hình là 1 khái niệm được sử dụng để mô tả diện mạo bề mặt lớp vỏ
cừng của TĐ. Nó là tập hợp của các dạng địa hình như : đồi, sông,
suối,….Và nhiệm vụ của địa mạo là phải giải thích và phân loại các dạng
địa hình và các tập hợp của chúng. Ngoài việc mô tả diện mạo của bề mặt
TĐ còn phải tìm hiểu nguồn gốc phát sinh và lịch sử ohát triển của nó.
- Dạng địa hình có thể nhô cao lên so với mặt ngang gọi là địa hình
dương, hoặc có thể lõm xuống gọi là địa hình âm.
- Các dạng địa hình cũng là những thành tạo có phát sinh, phát triển và
cuối cùng thoái hoá để tạo ra những dạng địa hình khác. Sự phát sinh, phát
triển này phụ thuộc chặt chẽ vào 2 nhóm động lực chủ yếu : nội lực và
ngoại lực

Nội lực : quá trình vận động kiến tạo của vỏ TĐ, các quá trình lý
hoá trng lòng đất, hoạt động của núi lửa, động đất và cấu trúc địa chất

Ngoại lực : các tác nhân như gió, dòng chảy, sóng biển … cũng
làm bào mòn và tạo nên các dạng địa hình trên bề mặt TĐ

- Tuy là 2 quá trình luôn xảy ra song song nhau nhưng vai trò của nội
lực mang tính chủ động, bởi vì chính nội lực làm cho địa hình mấp mô
không bằng phẳng, tạo ra những khối trồi lên hay mảng hạ xuống (vực
thẳm), trên đó quá trình chịu ảnh hưởng của nội lực sẽ phụ thuộc vào điều
kiện khí hậuđẩ giảm bớt dần sự mấp mô đó
III.4.
Các dạng biến vị của vỏ TĐ

- Ta đã biết các dạng thế nằm của đất đá bao gồm thế nằm ngang, thế
nằm nghiêng … Do các chuyển động kiến tạo của vỏ TĐ, các đá trầm tích
sau khi được hình thành đã bị thay đổi thế nằm, từ thế nằm ngang chuyển
sang thế nằm nghiêng, uốn nếp, đứt gãy
- Thế nằm ngang : thế nằm ban đầu của đất đá. Thế nằm ngang thường
gặp ở những miền mà các chuyển động kiến tạo của vỏ TĐ yếu hoặc lớp
đá chưa trải qua các quá trình chuyển động kiến tạo nào đáng kể
- Thế nằm nghiêng : thế nằm nghiêng của lớp đá có thể là thế nằm
nguyên sinh (được hình thành ngay từ ban đầu theo địa hình dốc). Để thể
hiện vị trí của một lớp đá nằm nghiêng, cần xác định các yếu tố thế nằm
nghiêng của lớp đó

đường phương – góc phương vị đường phương

đường dốc – góc dốc

đường hướng dốc – góc phương vị hướng dốc
* Thế nằm uốn nếp của lớp đá :
- Nếp uốn là những dạng uốn cong của các đá trầm tích hay đá phun trào
chủ yếu sinh ra do kết quả biến dạng dẻo của đá dưới tác dụng cảu các lực
kiến tạo (chủ yếu là ép đẩy ngang)
- Nếp uốn được chia thành 2 dạng chính :


Nếp uốn lồi : là dạng uốn cong của các lớp đá, hướng bề lồi lên
phía trên. Vì thế ở phần trong (phần nhân của nếp uốn lồi có các đá cổ
nhất)

Nếp uốn lõm : là dạng uốn cong của các lớp đá, hướng bề lồi về
phía dưới nên nhân của nếp uốn lõm có các đá trẻ nhất
- Cấu trúc của uốn nếp

Sườn của nếp uốn gọi là cánh (chú ý : đối với nhiều loại nếp uốn,
cánh của nếp uốn vừa thuộc nếp uốn lõm vừa thuộc nếp uốn lồi phía bên
cạnh)

Nơi uốn cong nhất tạo nên nếp lồi hay nếp lõm được coi là vòm
của nếp uốn và đường nối các điểm uốn cong đó gọi là đỉnh của nếp uốn
(vì nơi đó có cao độ lớn nhất)

Mặt phẳng chứa đỉnh của nếp uốn và phân nếp uốn thành 2 phần
bằng nhau gọi là mặt trục
- Các dạng nếp uốn : (dựa vào độ dốc của cánh và của mặt trục nếp uốn
so với mp nằm ngang)

Nếp uốn thẳng đứng (nếp uốn cân) : các cánh của nếp uốn đều
dốc về 2 phía. cả 2 cánh đều có cùng độ dốc và mặt trục của nếp uốn hợp
với phương ngang 1 goc vuông



Nếp uốn nghiêng (nếp uốn không đối xứng) các cánh của nếp
uốn cũng dốc về 2 phía nhưng với góc dốc khác nhau. Do vậy, mặt trục

nếp uốn cũng nghiêng 1góc <900 so với mp nằm ngang.

Nếp uốn nằm : các cánh và mặt trục của nếp uốn hầu như nằm
ngang

Nếp uốn đổ : các cánh và mặt trục của nếp uốn đều dốc về 1 phía

Nếp uốn chúi đầu : thứ tự địa tầng bị đảo ngược
- Nguyên nhân :

Khi lực ngang của chuyển động kiến tạo các lớp bị trượt theo bề
mặt các lớp

Tập hợp các đá bị dòn, nứt nẻ các đá ở vòm cũng tạo ra nếp uốn

Trường hợp thành tạo nếp uốn cong có kèm theo sự chảy dẻo
* Thế nằm đứt gãy
Dưới các lực tác dụng kiến tạo, trong đá xuất hiện các ứng suất
vượt quá giới hạn bền của nó làm cho các đá bị phá huỷ dòn hoặc dẻo. Khi
phá huỷ dòn thì trong đá xuất hiện các mặt nứt căng, các khối đá bị các
mặt nứt phân chia có thể bị dịch chuyển dọc theo các mặt nứt
Trường hợp các đá bị nứt và bị dịch chuyển các mặt nứt gọi là hiện
tượng đứt gãy.

Đứt gãy thuận : là những đứt gãy rong đá, mặt đứt gãy dốc về
phía đá trượt xuống (đứt gãy trượt theo hướng dốc có cánh trên có khuynh
hướng di chuyển xuống dưới và cánh dưới trồi lên )

Đứt gãy nghịch : đứt gãy trượt theo hướng dốc có cánh trên di
chuyển lên phía trên còn cánh dưới dịch chuyển xuống dưới

CHƯƠNG IV :
CÁC TÍNH CHẤT CƠ LÝ CỦA ĐẤT ĐÁ
IV.1.
Tính chất nước của đất đá
IV.1.1
Tính thấm
Là sự vận động của chất
lỏng trong môi trường lỗ rỗng
hoặc khe nứt bảo hoà nước.
Tính thấm của đất đá
được xác định bằng hệ số thấm
K (m/s, m/ngđ)
o
Không thấm : sét,
đá cứng không nứt nẻ (K <
0,001m/ngđ)

o
m/ngđ)
o

Thấm yếu : sét pha cát, cát pha sét, cát mịn (K = 0,1 – 1

Thấm tốt : cát nhỏ đến thô, sỏi, sạn (K = 1 – >100 m/ngđ)
IV.1.2
Tính mao dẫn
Là hiện tượng nước dâng lên trong các lỗ rỗng nhỏ của đất đá do
lực căng bề mặt tác động ở những bề mặt phân cách giữa vật chất có trạng
thái vật lý khác nhau (như giữa chất lỏng – khí, rắn - lỏng)
Biểu hiện của tính chất mao dẫn của đất : chiều cao cột nước có thể

giữ được bởi lực mao dẫn (sức căng bề mặt) và lực dính do mao dẫn.
Sức căng bề mặt  (lực căng trên 1 đơn vị chiều dài cắt ngang bề mặt) có
phương tiếp tuyến với mặt căng nước.
: góc ướt (đặc trưng phân tử giữa nước và hạt rắn)
Lực kéo căng mặt nước 2r (do 2 lực tác dụng 2 bên thành của ống),
chiếu lên phương thẳng đứng có P = 2rcos=> chính lực kéo căng P
này làm nước dâng lên trong ống
Trọng lực của cột nước trong ống làm kéo nước hạ xuống G = r2 .Hmd .
g
r : bán kính ống mao dẫn
Hmd : chiều cao mao dẫn khi cân bằng
g : gia tốc trọng trường
 : khối lượng riêng của nước
chiều cao mao dẫn đạt giá trị cực đại khi P = G
2. . cos 
=> 2rcos = r2 .Hmd . g => chiều cao mao dẫn H md 
r. .g
Từ công thức trên ta nhận thấy chiều cao mao dẫn phụ thuộc vào bán kính
ống, khối lượng riêng của chất lỏng và vật liệu làm ống (vì góc ướt chịu
ảnh hưởng của vật liệu làm ống và loại chất lỏng)
độ cao mao dẫn của một số đất đá
đất đá
Hmd
cát trung
15-35
cát mịn
35-160
cát pha sét
100-150
sét pha cát

150-40
sét
400-500


Ảnh hưởng của mao dẫn : gây ẩm ướt cho cơng trình, tính chất cơ lý của
đất đá giảm xuống
Ngun nhân: lực tương tác của nước và khí với các hạt đất, thể
hiện ở sự tẩm ướt các hạt đất, tạo nên trong các lỗ rỗng những mặt khum
và một số hiện tượng khác. Chiều cao dâng mao dẫn tỉ lệ nghịch, còn tốc
độ dâng thì tỉ lệ thuận với đường kính các mao quản. Trong đất sét dâng
tới hàng mét, trong những loại đất khác, hàng centimét đến vài mét.
IV.1.3
Tính chứa nước của đất đá
+ Đất đá là một tập hợp các hạt khóang vật ở thể rắn, các lỗ rỗng chứa
nước và khơng khí
Thể rắn gồm các hạt khóang vật thường gọi là hạt đất. Tính
chất của đất phần lớn phụ thuộc vào độ lớn, hình dạng hạt và các thành
phần khống vật khác của chúng
Trong đất đá ở điều kiện tự nhiên lúc nào cũng chứa 1 lượng
nước nhất định. Lượng nước này là pha lỏng ở trong đất. Nước có tác
dụng mạnh với các hạt khống vật trong đất.
Nếu các lỗ rỗng trong đất đá khơng chứa đầy nước thì khơng
khí sẽ lấp đầy các chỗ đó. Và khơng khí này chính là pha khí của đất đá.
+ Do vậy, để thuận tiện, người ta đưa ra mơ hình đất gồm 3pha được tách
rời ra với các lượng riêng biệt nhưng vẫn giữ được tỉ lệ chuẩn xác giữa
chúng
Mơ hình đất chi tiết biểu thị các lượng thể tích và khối lượng khác nhau.
khối lượng
Qk = 0

Q

Qn
Qh

thể tích

không khí
nước
rắn

Vk
Vn

Vr
V

Vh

* Tính chất nước của đất đá được đánh giá bởi 2 chỉ tiêu
a/ Độ ẩm tự nhiên (W) : Độ ẩm tự nhiên của đất đá được biểu thị bằng tỉ
số giữa khối lượng nước chứa trong đất đá ở điểu kiện tự nhiên với khối
lượng của hạt đất
Q
W  n .100%
Qh

Qn : khối lượng nước có trong đất đá
Qh : khối lượng phần hạt rắn
b/ Độ bão hồ (G) : là tỉ số giữa độ ẩm tự nhiên và độ ẩm bão hồ (bão hồ

khi nước chiếm tồn bộ lỗ rỗng)
W
V
G  tn  n
Wbh Vr
Dựa vào độ bão hồ nước để phân chia đất loại cát làm 3 loại :
đất hơi ẩm
0  G  0.5
đất ẩm
0.5  G  0.8
đất bão hòa
0.8  G  1
IV.1.4
Tính khơng ổn định với nước của đất đá (trương
nở và co ngót)
a/ Tính trương nở :
Tính trương nở là hiện tượng tăng thể tích của đất khi tác dụng
tương hỗ với nước hay dung dịch
Các đặc trưng của đất trương nở
+ Biến dạng trương nở : độ biến dạng của đất đá trước và sau khi đất
trương nở (có thể so sánh về chiều cao mẫu đất hoặc thể tích mẫu đất
trước và sau khi trương nở)
V  Vs
h  hs
Rtn  tn
x100%  tn
x100%
Vs
hs
Vtn , htn : thể tích và chiều cao của đất khi trương nở

Vs , hs : thể tích và chiều cao của của mẫu đất
+ Áp lực trương nở : là áp lực phát sinh trong q trình trương nở. Áp lực
này được đo bằng lực tác dụng lên mẫu đất khi làm ướt và nén khơng nở
hơng, và có biến dạng trương nở bằng khơng.
+ Độ ẩm trương nở : là độ ẩm ứng với trạng thái mà ở đó q trình hấp thụ
nước hay dung dịch lóng khác của đất ngừng lại (khi sự trương nở kết
thúc)
m  ms
Wtn  tn
.100%
ms
mtn : trọng lượng mẫu đất sau khi trương nở
ms : trọng lượng đất khơ tuyệt đối
Đất trương nở đặc biệt là đất trương nở khơng đều khơng những
chỉ làm giảm cường độ của đất đá thơng qua sự phá vỡ nối liên kết giữa


các hạt mà nhiều khi còn phá hoại cả khối đất thơng qua hệ thống các khe
nứt phát sinh trong q trình trương nở.
b/ Tính co ngót
Ngược với trương nở là co ngót, do đất bị thốt nước
Tính co ngót của đất đá là sự giảm thể tích của đất đá khi bị hong
khơ
Trong xây dựng cơng trình, đặc biệt là khi thi cơng hố móng, đất
nền có thể nở, có thể co làm cho tính chất vật lý, cơ học của đất nền bị
thay đổi, khơng còn phù hợp với thiết kế và là ngun nhân gây ra hư
hỏng cơng trình
IV.2.
Tính chất vật lý của đất đá
IV.2.1

Tính lỗ rỗng và khe nứt
a. Tính lỗ rỗng của đất đá : đặc trưng bởi các chỉ tiêu sau :

Độ rỗng : là tỷ số giữa thể tích phần rỗng của đất đá với thể tích
tồn bộ đất đá.
V
n  r .100%
V
Vr : thể tích phần rỗng (thể tích của phần khơng khí và nước trong đất đá)
[m3]
V : thể tích tòan bộ đất đá bao gồm phần rắn, khơng khí và nước trong đất
đá). [m3]
- Độ rỗng thay đổi trong cùng 1 loại đất ở các trạng thái kết cấu khác
nhau (xem qua bảng sau)
Độ
rỗng
(%)
Kết cấu
Chặt
Chặt vừa
Chặt ít
Đất
Cát lẫn sỏi, cát hạt to và hạt vừa
< 35
35 – 40
> 40
Cát hạt nhỏ và hạt mịn, cát pha sét
< 38
38 – 44
> 44

nhẹ
Sét, sét pha cát, cát pha sét nặng
< 30
30 – 45
> 45



Hệ số rỗng : là tỷ số giữa thể tích phần rỗng và thể tích của
phần hạt đất đá
V
e r
Vh
Vr : thể tích phần rỗng (thể tích của phần khơng khí và nước trong đất đá)
[m3]

Vh : thể tích phần hạt rắn trong đất đá [m3]
- Hệ số rỗng là 1 chỉ tiêu có thể cho biết sơ bộ đặc tính cường độ của đất
do đó dùng để đánh giá độ chặt của đất (xem bảng phân loại theo độ chặt)
Hệ số rỗng
Độ chặt
Chặt
Chặt vừa
Chặt ít
Đất
Cát lẫn sỏi, cát hạt to và hạt < 0.55 0.55 – 0.7
> 0.7
vừa
Cát hạt nhỏ và hạt mịn, cát < 0.6 0.6 – 0.75 > 0.75
pha sét nhẹ

Cát bột (cát bụi)
< 0.6
0.6 – 0.8
> 0.8
Sét, sét pha cát, cát pha sét < 0.4
0.4 – 0.8
> 0.8
nặng
*** Trong thực tế đối với đất loại cát và đất loại sét , việc dùng độ rỗng
và hệ số rỗng chưa đủ để thể hiện trạng thái lỗ rỗng của đất mà còn phải
dùng các chỉ tiêu tương đối
 Đối với đất loại cát thì phải xác định độ chặt tương đối D :
e e
D  max
emax  emin
emax : hệ số rỗng của cát khi kết cấu xốp nhất (trạng thái rỗng nhất)
emin : hệ số rỗng của cát khi kết cấu chặt nhất
e : hệ số rỗng của cát ở trạng thái tự nhiên
Dựa vào độ chặt tương đối D, người ta chia ra 3 trạng thái như sau :
0  D  0.33 : trạng thái rời xốp
0.33  D  0.67 : trạng thái chặt vừa
0.67  D  1 : trạng thái chặt nhất
rời xốp
0

0.33

chặt vừa
0.67

chặt nhất
1 D

 Đối với đất loại sét thì dùng chỉ tiêu độ đặc của đất dính. Ta so sánh độ
đặc của đất sét có kết cấu tự nhiên với độ đặc ứng với kết cấu ở trạng thái
chảy và dẻo
W ≥ Wch
: đất ở trạng thái chảy
Wd > W ≥Wch : đất ở trạng thái dẻo
W ≤ Wd
: đất ở trạng thái cứng


cứng

dẻo
Wd

chảy
Wch

W

Chỉ tiêu độ đặc tương đối B như sau :
W  Wd
B
Wch  Wd
Wch : độ ẩm giới hạn khi đất chuyển từ trạng thái dẻo sang trạng thái chảy
Wd : độ ẩm giới hạn khi đất chuyển từ trạng thái cứng sang trạng thái dẻo
W : độ ẩm giới hạn của đất ở trạng thái tự nhiên

Dựa vào độ đặc tương đối B có thể biết được trạng thái vật lý của
đất sét :
: trạng thái chảy
B 1
1  B  0 : trạng thái dẻo
: trạng thái rắn
B0
*** Trong thực tế, đất ở trạng thái tự nhiên khơng hồn tồn là đất cát
hoặc đất sét. Có sự pha trộn giữa các loại cát và sét với nhau nên việc
đánh giá độ đặc của đất dính cần phải xét trong các trường hợp này.
- Để phân biệt các trạng thái trộn lẫn giữa đất cát và đất sét ta xét đến chỉ
số dẻo Id = Wch – Wd
đất rời

cát pha sét

1

sét pha cát

7

sét

17

Id

- Đối với cát pha và sét pha thì phạm vi biến đổi của độ ẩm từ hạn sệt đến
hạn dẻo lớn, nên việc đánh giá các trạng thái được phân nhỏ thành một số

trạng thái khác như sau :
 Cát pha sét :
: trạng thái cứng
B0
0  B  1 : trạng thái dẻo
: trạng thái chảy
B 1
 Sét pha cát :
: trạng thái cứng
B0
0  B  0.25 : trạng thái nửa cứng
0.25  B  0.5 : trạng thái dẻo cứng
0.5  B  0.75 : trạng thái dẻo mềm
0.75  B  1 : trạng thái dẻo chảy
: trạng thái chảy
B 1
b. Độ nứt nẻ của đất đá

Nứt nẻ là hiện tượng đá bị phá hoại về mặt cấu tạo cũng như
thành phần làm cho chúng khơng còn có tính liên tục nữa
Tính nứt nẻ của đá được đánh giá qua 2 chỉ tiêu sau :

Độ nứt nẻ: là số lượng khe nứt của đá trên 1 đơn vị
chiều dài (mét)

Độ khe hở: độ khe hở là tỷ số giữa diện tích khe hở tạo
bởi các khe nứt và diện tích đá kể cả khe nứt trên 1 mặt cắt nào đó
Độ khe hở thường được xác định trên sườn dốc, vách hố đào,
nóc đường hầm … với diện tích khe từ 4-8m2.
Phân loại độ nứt nẻ của đá :


Kk ≤ 2% : nứt nẻ yếu

2% < Kk ≤ 5% : nứt nẻ vừa

5% < Kk ≤ 10% : nứt nẻ mạnh

10% < Kk ≤ 20% : nứt nẻ rất mạnh
IV.2.2 Dung trọng của đất đá
Dung trọng của đất là khối lượng của 1 đơn vị thể tích đất.
Tùy theo lượng chứa tương đối của các pha trong đất, có thể
phân dung trọng ra thành các loại như sau :
a. Dung trọng tự nhiên (dung trọng ướt) : là khối lượng của một đơn vị
thể tích đất đá ở trạng thái tự nhiên
Dung trọng tự nhiên là tỷ số giữa khối lượng đất đá ở trạng
thái tự nhiên và thể tích của nó
Q Q  Qn
W   h
V Vh  Vr
Qh : khối lượng phần hạt của đất đá (g)
Qn : khối lượng phần nước trong đất đá (g)
Vh : thể tích phần hạt trong đất đá (cm3)
Vr : thể tích phần nước và khơng khí trong đất đá (cm3)
Dung trọng tự nhiên của đất thay đổi trong phạm vi 1,5-2,0
g/cm3, đối với đá cứng chắc thì dung trọng tự nhiên xấp xỉ bằng dung
trọng hạt.
Dung trọng tự nhiên đặc trưng độ chặt kết cấu của đất vì
vậy cho phép nhận xét gián tiếp về độ bền, tính biến dạng và độ ổn định.
Ngồi ra, dung trọng tự nhiên còn được sử dụng trực tiếp trong tính tóan
cơng trình.

Dung trọng bão hòa nước là dung trọng tự nhiên lớn nhất,
là khối lượng 1 đơn vị thể tích đất ở trạng thái no nước (tức là tồn bộ lỗ
hổng của đất đều chứa đầy nước)
Q
Q  Qr
 bh  bh  h
V
V
Qh : khối lượng phần hạt của đất đá (g)
Qr : khối lượng phần nước trong đất đá – kể cả phần khơng khí bị nước
chiếm chỗ (g)
V : thể tích đất đá tự nhiên (cm3)
b. Dung trọng khơ : là khối lượng khơ (cốt đất đá) của một đơn vị thể
tích đất đá tự nhiên.
Dung trọng khơ là tỷ số giữa khối lượng đất đá ở trạng thái
khơ chia cho thể tích tồn bộ đất đá.
Q
Qh
k  h 
V Vh  Vr
Qh : trọng lượng phần hạt của đất đá (g)
Vh : thể tích phần hạt trong đất đá (cm3)
Vr : thể tích phần nước và khơng khí (phần rỗng) trong đất đá (cm3)
Dung trọng khơ tương đối ổn định vì nó khơng phụ thuộc
vào độ ẩm. Độ lỗ rỗng càng nhỏ(mức độ nén chặt càng cao), đất đá chứa
nhiều khống vật nặng thì dung trọng khơ càng cao.
Dung trọng khơ được dùng làm chỉ tiêu kiểm tra chủ yếu về
mức độ nén chặt của đất trong thân cơng trình bằng đất (đập, đê, nền

đường…). Một số cơng trình đập đất ở nước ta đã thiết kế với dung trọng
khơ gk=1,45-1,70 g/cm3
c. Dung trọng hạt : là khối lượng của 1 đơn vị thể tích hạt rắn của đất
đá.
Dung trọng hạt là tỷ số giữa khối lượng hạt rắn và thể tích của
phần hạt
Q
h  h
Vh
Qh : trọng lượng phần hạt của đất đá (g)
Vh : thể tích phần hạt trong đất đá (cm3)
Dung trọng hạt chỉ phụ thuộc vào thành phần khóang vật, khơng
phụ thuộc vào kiến trúc, cấu tạo, độ ẩm. Dung trọng hạt của đất đá thơng
thường thay đổi trong phạm vi 2,0-3,0 g/m3. Các đá bazơ có dung trọng
hạt lớn hơn từ 3,0-3,3 g/cm3.

Dung trọng hạt còn phụ thuộc vào sự có mặt các tạp chất trong
thành phần đất đá. Vì vậy mỗi loại đất đá có thể có một số giới hạn biến
đổi dung trọng.
d. Dung trọng đẩy nổi : là khối lượng ở trong nước của đơn vị thể tích
đất đá ở trạng thái tự nhiên
Dung trọng đẩy nổi hay dung trọng của nước nằm dưới
mực nước ngầm được tính bằng khối lượng của đơn vị thể tích đất đá có
kể đến lực đẩy nổi của nước
 dn   bh   n
gbh : dung trọng bão hòa của đất đá (g/cm3)
gn : dung trọng nước (g/cm3)
IV.2.3
Tỷ trọng của đất đá
Là tỉ số giữa khối lượng đất đá và khối lượng nước có cùng

thể tích.

-

Cơng thức :  

h
(là đại lượng khơng có thứ ngun)
n

h : dung trọng hạt của đất đá (g/cm3)
n : dung trọng nước (g/cm3)
IV.2.4
Bảng liên hệ các chỉ tiêu vật lý của đất đá
Chỉ tiêu cần xác đònh
Công thức

. n (1  0,01W )
Hệ số rỗng e
e
1
e  h 1

W

k

n
1 n
e

n
.100%
1 e
. W .0,01W
G
. n .(1  0,01W )   W
0,01W .
G
e
e

Độ rỗng n (%)
Độ bão hòa G

Dung trọng hạt (g/cm3)
Dung trọng khô (g/cm3)â

h 

k

1  0,01n

 k   h (1  0,01.n)

 h  . n
k 

W
1  0,01W

( 1). n
Dung troùng ủaồy noồi
dn bh n
dn
3
(g/cm )
1 e
IV.3.
Tớnh cht c hc ca t ỏ
IV.3.1
Tớnh bin dng trong t ỏ
Di tỏc dng ca ti trng , thỡ t ỏ b co ộp li v thay i hỡnh
dng cng nh kớch thc. Th tớch cỏc l hng trong t b gim nh do
cỏc ht khoỏng vt dch chuyn tng i tng i vi nhau, do bin
dng ca chớnh cỏc ht t v do nc hay khớ cha trong cỏc l rng
t thụng thng c nộn cht ch yu do th tớch l rng
gim, nờn bin dng nộn ca t c biu hin qua tr s bin i ca h
s rng, cũn i vi t bóo ho nc thỡ c biu hin thụng qua tr s
bin i ca m.
Tớnh bin dng ca t thng ỏnh giỏ bng cỏc ch tiờu nộn
lỳn. Cỏc ch tiờu c trng ca bin dng nh : h s nộn lỳn, modun bin
dng cho phộp ta d tớnh lỳn, n nh v kh nng chu ti ln
nht ca nn t
IV.3.2
bn ca t ỏ
bn ca t c th hin bng sc chng ct thụng qua
lc dớnh kt v gúc ma sỏt trong . Cỏc ch tiờu ny giỳp ta cú th thit k
nghiờng ca mỏi dc t p sao cho hp lý, ỏnh giỏ kh nng n nh

ca mỏi dc, tớnh ỏp lc t sau lng tng chn, sc chu ti ca nn t
.
bn ca t ỏ thng c ỏnh giỏ qua cỏc ch tiờu :
cng chng nộn v kộo, cng chng trt
i vi ỏ : trong ỏ cng lc chng trt ph thuc vo
bn liờn kt gia cỏc ht. Trong t ỏ, lc chng trt rt ln v cỏc ht
khoỏng liờn kt cht vi nhau. Lc chng trt trong ỏ cng m bo n
nh cho cụng trỡnh xõy dng lờn nú.
i vi t ri : lc chng trt trong t ỏ ri rc ch yu
ph thuc vo lc ma sỏt xut hin khi cỏc ht dch chuyn lờn nhau.
i vi t loi sột (t dớnh) sc chng ct khụng ch ph
thuc vo lc ma sỏt trong m cũn ph thuc vo lc dớnh ca cỏc ht. Vỡ
cỏc ht t c liờn kt vi nhau bng cỏc loi keo kt dớnh nờn chu tỏc
dng ca lc dớnh. Cỏc ht sp xp theo cỏc gúc cnh v cú kh nng trt
lờn nhau khi chu ti trng ngoi, do vy nú cng chu nh hng ca lc
ma sỏt gia cỏc ht vi nhau to nờn gúc ma sỏt trong..
IV.4.
Phõn loi t ỏ
IV.4.1
Phõn loi t ỏ theo quan im CCT

Nhúm ỏ cng
Cỏc loi ỏ macma, bin cht, trm tớch húa hc v trm tớch
gn kt chc cha b phong húa
Nhúm ỏ ny cú t trng ln (2.65 3.1 g/cm3), rng nh
(khong vi phn trm), hu nh khụng thm nc, cng chu nộn cao
(500 4000kG/cm2),sc chng ct ln (200 4000 kG/cm2)
õy l loi ỏ hon ho nht v mt xõy dng cụng trỡnh.
Chỳng c phõn bit bi bn v n nh cao, bin dng bộ v
ngm nc yu. Cỏc khonh phõn b cỏc loi ỏ nh vy l thun li

xõy dng bt c cụng trỡnh no m khụng gp nhng hn ch ỏng k,
v thng khụng phi ỏp dng cỏc bin phỏp m bo n nh ca cụng
trỡnh.
b. Nhúm ỏ na cng
Bao gm cỏc loi ỏ cng ó b phong húa, nt n mnh, cỏc
ỏ trm tớch gn kt yu
Tớnh cht xõy dng ca nhúm ỏ ny ph thuc vo mc
phong húa, thnh phn khoỏng vt v mc gn kt ca ỏ
T trng ỏ t 2.2 2.65, rng khong 10-15%, cú kh
nng cha nc v thm nc nhiu. ỏ d b nc phỏ hoi.
Khỏc vi ỏ cng bi bn v n nh thp, bin dng
ln, ngm nc ỏng k hoc cao. Chỳng thng b nt n nhiu, cũn
cỏc ỏ b hũa tan thỡ thng cú hang hc, tuy vn cú bn cao mu thớ
nghim.
Trong nhiu trng hp, nhng khonh phõn b ỏ na cng
u l thun li cho vic xõy dng cỏc cụng trỡnh khỏc nhau, k c nhng
cụng trỡnh quan trng, nhng u phi tuõn th nhng iu hn ch nht
nh v phi ỏp dng nhng bin phỏp cụng trỡnh phc tp m bo
n nh v khai thỏc bỡnh thng ca cụng trỡnh
c. Nhúm t ỏ ri rc
So vi ỏ cng v ỏ na cng c c trng bi bn,
n nh thp v bin dng ln. Mt s loi t thuc cỏc nhúm ny u
ngm nc mnh. Nhng nhúm t ri xp v t mm dớnh bao gm cỏc
kiu ngun gc khỏc nhau ca t trm tớch. Chỳng cú c im l trng
thỏi vt lý v tớnh cht bin i nhiu. iu kin xõy dng cụng trỡnh trờn
nhng loi t ú thng kốm theo nhiu hn ch ln.
Nhúm ny bao gm : dm, cui, si, cỏt.

a.

Đặc tính chung là không có liên kết kiến trúc giữa các hạt, tỉ
trọng nhỏ 1.4-1.9, độ rỗng lớn 25-40%, có khả năng chứa nước và thấm
nước cao. Tính ổn định của đất đá phụ thuộc vào độ chặt của chúng.
d. Nhóm đất mềm dính
Bao gồm : sét, sét pha, cát pha.
e. Nhóm đất có tính chất đặc biệt
Bao gồm : bùn, than bùn, đất muối hóa, cát chảy, thổ nhưỡng.
Các loại đất này thường yếu về mặt xây dựng
IV.4.2
Phân loại đất theo TCVN
Dựa vào chỉ số dẻo người ta phân ra loại đất dính (Id ≥ 1) và đất rời (Id <1)
a. Đất dính : dựa vào chỉ số dẻo, người ta phân đất dính ra 3 loại :

Cát pha (á cát)
1 ≤ Id ≤ 7

Sét pha (á sét)
7 < Id ≤ 17

Sét
Id >17
b. Đất rời
Dựa vào hàm lượng hạt chiếm ưu thế có đường kính >2mm
Hàm lượng hạt chiếm trên 50% : đất hòn lớn (đá dăm, cuội,
sạn, sỏi)
Hàm lượng hạt chiếm nhỏ hơn 50% : đất cát
Dựa vào hàm lượng và đường kính hạt mà phân loại đất rời
như sau :
0.1

≥ 75%
Cát nhỏ

0.25
> 50%
Cát vừa

0.5
>50%
Cát thô

< 75%
Cát bột

2
>50%
Sỏi

10
>50%
Dăm
cuội

Đất có chứa tàn tích thực vật
Đất cát có chứa tàn tích thực 0,03 < q ≤ 0,1
vật
Đất dính có chứa tàn tích 0,05 < q ≤ 0,1
thực vật
Đất dạng than bùn
Đất có ít than bùn

0,1 < q ≤ 0,25
Đất có than bùn vừa
025 < q ≤ 0,4
Đất có nhiều than bùn
0,4 < q ≤ 0,6
Đất than bùn
0,6 < q
q : tỷ số khối lượng của tàn tích thực vật trong mẫu đất sấy ở 100o – 105oC
và khối lượng của phần hạt rắn của mẫu đất.
IV.4.3
Phân loại đất theo USCS
a. Nguyên tắc phân loại :
Dựa trên thành phần kích thước hạt chiếm ưu thế có đường
kính 0,074mm trong đất để phân chia thành 2 nhóm : hạt thô và hạt mịn
Đối với nhóm hạt thô : dựa trên các hạt có đường kính
4,76mm để phân chia thành các phụ nhóm
Đối với nhóm hạt mịn : dựa trên các giá trị giới hạn chảy, giới
hạn dẻo, chỉ số dẻo để phân chia thành các phụ nhóm
Tên của các loại đất được kết hợp 2 nhóm ký tự sau :

d(mm)

>25%
Cát sỏi

Đất bùn
Đất bùn khi thỏa các điều kiện sau đây : W > Wch và e > egh

Tên đất
Cuội, sỏi

Ký hiệu
G (gravel)

Cấp phối
Tốt

Cát

S (sand)

Kém

Bụi

M (silt)

Dẻo cao

Sét

C (clay)

Dẻo thấp

Hữu cơ

O (organic)

Than bùn

c.

d.

Loại bùn
Bùn á cát
Bùn á sét
Bùn sét
Đất chứa tàn tích thực vật
Tên đất chứa tàn tích thực
vật

Hệ số rỗng e
e ≥ 0,9
e≥1
e ≥ 1,5
q (độ than bùn)

Ký hiệu
W
(well
graded)
P
(poor
graded)
H
(high
plasticity)
L

(low
plasticity)
Pt (peat)

Tóm tắt phân loại
Dựa vào hàm lượng hạt có kích thước 0,074mm (rây No200) phân thành 2
nhóm lớn như sau :
* Đất hạt thô: Hàm lượng các hạt có kích thước từ 0,074mm trở lên chiếm
trên 50%. Gồm 2 nhóm là cuội sỏi (G) và đất cát (S)

b.


Đất cuội sỏi (G) : hàm lượng hạt có kích thước lớn hơn
4,76mm chiếm trên 50%
Đất cát (S) : hàm lượng hạt có kích thước lớn hơn 4,76mm

-

Hàm lượng < 5% (chứa ít hoặc 5% - 12%
hạt
mịn khơng chứa hạt
trong tổng mịn)
trọng lượng
đất
Cấp
Cấp phối s
phối tốt kém

>12% (chứa nhiều hat

mịn)

Hạt
bụi
(khơng có
tính dẻo)
GM,SM

Kết hợp với chữ cái của tên đất có GC và SC khi hàm lượng hạt mịn
chiếm hơn 12% tổng trọng lượng đất và chỉ số dẻo phần hạt mịn >7
Đối với đất hạt thơ có lượng hạt mịn chiếm từ 5% đến 12% tổng
trọng lượng đất hoặc khơng thuộc hẳn nhóm nào thì dùng ký hiệu kép như
GP-GC, GW-SW, …
* Đất hạt mịn

Hạt
sét
(có tính
dẻo)
GC,SC

GW,SW GP,SP
GP-GC…
chiếm nhỏ hơn 50%
Mỗi loại được chia thành 4 nhóm :
Đất chứa ít hoặc khơng chứa hạt mịn, khơng có loại hạt nào
chiếm ưu thế về hàm lượng, cấp phối tốt, được kết hợp bằng chữ W
Kết hợp với hai chữ cái của tên đất có GW và SW khi hàm lượng hạt mịn
chiếm ít hơn 5% tổng trọng lượng đất và thỏa điều kiện về cấp phối: Cu >
4 (đối với sỏi sạn), Cu > 6 (đối với cát) & Cc =1-3

d
Hệ số khơng đều : Cu  60 - đánh giá độ đồng đều của các hạt đất
d10
2
d 30
d10.d 60
da : đường kính mà hạt có kích thước bằng hoặc nhỏ hơn chiếm a% tổng
khối lượng đất khơ.
Đất chứa ít hoặc khơng chứa hạt mịn, có một loại hạt chiếm ưu thế
về hàm lượng, cấp phối kém, được ký hiệu bằng chữ P
Kết hợp với hai chữ cái của tên đất có GP và SP khi hàm lượng hạt mịn
chiếm ít hơn 5% tổng trọng lượng đất và khơng thỏa điều kiện về cấp phối
đất.
Đất hạt thơ chứa một lượng đáng kể hạt mịn (chủ yếu là hạt bụi)
khơng có tính dẻo, được ký hiệu bằng chữ M
Kết hợp với chữ cái của tên đất có GM và SM khi hàm lượng hạt mịn
chiếm hơn 12% tổng trọng lượng đất
Đất hạt thơ có chứa một lượng đáng kể hạt sét ký hiệu bằng chữ C

Hệ số phân loại : Cc 

Chương V NƯỚC DƯỚI ĐẤT
V.1. Khái niệm cơ bản về nước dưới đất
Nước dưới đất bao gồm các loại nước có trong lỗ rỗng, khe nứt và
các hang hốc của các lớp đất đá. Nước còn tham gia vào thành phần cấu
tạo mạng tinh thể của khống vật tạo ra các đá.
Lượng nước ngấm dưới đất nhiều hay ít tuỳ thuộc vào điều kiện cụ
thể của từng nơi (địa hình, thành phần đất đá, lượng mưa …)
Nước dưới đất có ảnh hưởng rất mạnh đến tính chất vật lý và cơ
học của đất đá :

o
Chúng làm thay đổi trạng thái, độ bền và tính biến dạng, tính ổn
định của khối đất
o
Gây ra các tác dụng hồ tan, ăn mòn hoặc cuốn trơi các hạt đất
theo dòng thấm


o
L mt trong nhng nguyờn nhõn quan trng gõy ra hin tng lỳn,
trt t ỏ mỏi dc, hin tng cỏt chy hoc xúi ngm
o
Gõy khú khn cho vic thi cụng h múng, lm mt n nh nn
múng cụng trỡnh.
Nc di t l ngun ti nguyờn rt quý giỏ, phc v i sng
cho con ngi, cho s tn ti v phỏt trin nn cụng nghip v nụng lõm
nghip
1.
Ngun gc hỡnh thnh nc di t
o
Nc cú ngun gc khớ quyn ( nc thm)
c thnh to do nc khớ quyn ngm vo trong t ỏ, do nc
sụng h, chy theo cỏc khe nt, l hng ca t ỏ hoc hi nc xõm
nhp t khụng khớ ri ngng t li
Quỏ trỡnh c bn quyt nh thnh phn hoỏ hc ca nc cú
ngun gc thm l s ho tan v ra la t ỏ, s ho ln vinc cú
ngun gc bin, s trm ng mui; s cụ c do bc hi, quỏ trỡnh hoỏ lớ
hoỏ keo v hot ng ca vi sinh vt
o
Nc cú ngun gc bin (nc trm tớch)

c hỡnh thnh trong quỏ trỡnh thnh to t ỏ trm tớch bin.
Vỡ vy, thnh phn hoỏ hc rt phc tp.
S bin i thnh phn húa hc ca nc i dng bt u trong
cỏc loi bựn ỏy. Do s vn ng kin to, s thnh to cỏc tng trm
tớch bờn trờn, quỏ trỡnh bin i ca nc cú ngun gc bin xõm nhp
t i dng, bin, vng vnh vo cỏc ỏ ó c thnh to hoc nc b
ộp y ra t cỏc ỏ b nộn cht (sột kt, cỏt kt) thỳc y quỏ trỡnh thay th
nc cú ngun gc thm ó cú t trc, s pha trn v trao i cation
o
Nc cú ngun gc macma (nc nguyờn sinh)
L nc nguyờn sinh c tỏch ra trong quỏ trỡnh to v trỏi t v
quỏ trỡnh hot ng ca th macma xõm nhp v phun tro
Nc nguyờn sinh thuc quỏ trỡnh sau macma ch chim khong 510% nc di t
o
Nc cú ngun gc bin cht (nc th sinh)
L nc tỏi sinh hoc tỏch c ra t v hydrat ca ht t, trong
quỏ trỡnh bin i nhit hoc bin cht ng lc (do ỏp sut ln).
Nc th sinh cng cú th c hỡnh thnh do cỏc phn ng hoỏ
hc khi iu kin hoỏ lớ ca mụi trng trong t thay i cỏc phn ng
hoỏ hc cú s tỏch nc.

Thc t rt khú xỏc nh ngun gc nc di t vỡ cỏc loi nc cú
thnh phn hoỏ hc ging nhau, nhng li cú ngun gc khỏc nhau. Tuy
nhiờn, cú th da vo c im ca thnh phn nguyờn t vi lng, cỏc
cht ho tan hoc cỏc cht ng v n nh ca tng loi nc di t
phõn bit.
2.
Cỏc dng nc tn ti trong t ỏ
Trong t nhiờn, t ỏ thng cha mt lng nc nht nh v
tn ti cỏc dng : th hi, nc kt tinh (thng xut hin vựng ụn i

v hn i tuyt), nc liờn kt húa hc, nc liờn kt vt lý, nc mao
dn v nc trng lc (nc t do).
1.
Nc liờn kt húa hc : nm trong thnh phn cu to mng tinh
th ca khoỏng vt.
o
Lng nc liờn kt húa hc thay i phỏ v tớnh
ng nht ca vt cht, cũn cỏc tớnh cht vt lý thỡ thay i t t ( trong
sut, chit sut, t trng )
o
Trong thc t xem nh nc thuc phn ht rn ca
t ỏ v loi nc ny khụng nh hng trc tip n tớnh cht ca t
ỏ.
2.
Nc liờn kt vt lý : nc liờn kt mt ngoi ca ht t do lc
tng tỏc gia cỏc phõn t nc vi b mt ht t, ch yu l lc hỳt tnh
in. Lng nc liờn kt vt lý thay i tựy thuc vo tớnh a nc ca
khoỏng vt, phõn tỏn mn ca ht t, thnh phn v hm lng ca cỏc
cht hũa tan trong nc l rng ca t
3.
Nc mao dn (l 1 dng nc t do): tn ti trong cỏc l rng v
khe nt nh (khe nt cú b rng <2mm) ca t ỏ di sc cng ca b
mt lc mao dn.
4.
Nc trng lc : khụng liờn kt vi b mt ht v khụng
chu lc cng b mt. Nú cú kh nng di chuyn di tỏc dng ca trng
lc tc l di nh hng ca s chờnh lch ỏp lc.
V.2. Chaỏt lửụùng nửụực dửụựi ủaỏt
1.
Thnh phn húa hc ca nc di t

Thnh phn húa hc ca nc di t l mt h thng rt a dng
v phc tp, luụn luụn trng thỏi ng do hot tớnh húa hc ca cỏc hp
cht cú trong nc v do cỏc iu kin nhit ng hc trong t. Tuy vy
tớnh cht c bn ca nc khụng bin i.
Quỏ trỡnh hỡnh thnh thnh phn húa hc ca nc di t


o
Q trình rửa lũa và hòa tan : tác dụng là chuyển vào dung dịch
thành phần từ các khống vật nhưng khơng phá vỡ mạng tinh thể của
khống vật
o
Q trình hỗn hợp nước của các loại nước dưới đất có độ khống
hố và thành phần hố học khác nhau và rất phổ biến trong thiên nhiên.
o
Q trình lắng đọng các muối do các loại nước hỗn hợp với nhau
gây ra hiện tượng kết tủa
o
Q trình cơ đặc nước làm tăng lượng các chất dễ hòa tan, do sự
bốc hơi và dễ phát tán ..
o
Q trình khuếch tán làm di chuyển các chất hồ tan, làm đồng đều
nồng độ trong tồn bộ hệ thống
o
Q trình trao đổi cation trong nước
o
Q trình hoạt động của các vi sinh vật làm cho thành phần khí và
muối hòa tan trong nước thay đổi.
o
Ngồi ra còn một số q trình khác cũng ảnh hưởng đến thành

phần hóa học của nước dưới đất.
a.
Các thành phần hóa học chính trong nước
Do nước tiếp xúc trực tiếp với đất đá, nên nó chứa hầu hết các
ngun tố có trong vỏ trái đất.. Cho đến nay người ta mới phát hiện được
62 ngun tố trong nước thiên nhiên
Độ khống hố của nước là tổng hàm lượng các chất khống thu
được khi phâhn tích hố học một lít nước. Ta có thể xác định trị số lượng
khống hố bằng lượng cặn khơ khi đun cạn khơ 1 lít nước ( 105-110o)
Kiểu hố học và tính chất cơ bản của nước dưới đất do các hợp
phần sau quyết định : Cl-, SO42-, HCO3-, CO32-, Na+, Ca2+, Mg2+. Các hợp
chất của nitơ và các ngun tố khác như K,Si,Fe,Al là những ngun tố
phổ biến rộng rãi trong vỏ TĐ và trong những điều kiện thiên nhiên quyết
định sẽ tạo thành các kiểu nước dưới đất đặc biệt .
Ion Cl- (clorua) : trong vỏ TĐ thường chứa 1 ít clorua và Cl- này là
1 hợp phần (ngun tố) cơ bản chỉ tồn tại trong các khống vật của đá
macma và đá biến chất. Tuy nhiên lượng Cl tích tụ lớn trong nước đại
dương chủ yếu là từ các khí núi lửa.
Ion SO42- (sunfat) : tương đối phổ biến trong nước dưới đất, đặc
biệt trong nước khống hố yếu. Hàm lượng của SO42- bị giới hạn khi có
mặt của ion Ca2+, vì chúng dễ tạo thành muối CaSO4 hồ tan yếu. Nước
sunfat thường chứa H2S (hydrosunfua). Ở trong các tầng chứa nước nóng,
ion này sinh ra do sự phân huỷ của các chất hữu cơ là ngun nhân gây ra
sự nhiễm bẩn của nước.

Ion HCO3- (bicacbonat) , CO32- (cacbonat) : hàm lượng của chúng
trong nước khơng cao lắm, ngun nhân chủ yếu la do sự rửa lũa của đá
vơi, đá sét vơi khi trong nước có chứa khí CO2.
Ion Na+ : phổ biến rộng rãi trong nước dưới đất. Nguồn cung cấp
natri trong nước dưới đất là nước biển và các đại dương, q trình phong

hố các đá xâm nhập, sự hồ tan các tinh thể muối phân tán trong đất đá,
các phản ứng taro đổi ion …
Ion K+ : thường rất ít gặp trong nước dưới đất mặc dù các muối của
nó có độ hồ tan lớn. Điều này đựơc giải thích là do kali tham gia vao q
trình thành tạo các khống vật thứ sinh (khơng hồ tan trong nước). Nguồn
cung cấp kali của nước dưới đất là do các q trình phong hố các đá xâm
nhập và các khống vật có chứa kali hoặc do sự hồ tan các muối kali
Ion Mg2+ : thường gặp trong nước dưới đất với hàm lượng khơng
lớn lắm. Sự có mặt của các ion magiê chủ yếu liên quan đến nước biển
hoặc từ khí quyển.
Ion Ca2+ : thường gặp trong nước dưới đất có độ khống hố khác
nhau. Ion canxi đi vào nước dưới đất do q trình phong hố các đá xâm
nhập, đặc biệt là sự rữa lũa các đá vơi …
Ngồi các thành phần chủ yếu kể trên, trong nước dưới đất còn có
mặt một số thành phần đóng vai trò thứ yếu trong thành phần hố học tạo
nên nước dưới đất, đó là các hợp chất nitơ, silic, alumin
b.
Biểu diễn kết quả phân tích thành phần hóa học của nước
Cách chuyển đổi từ mg/l sang mg đương lượng/l
đương lượng 
mg/l 

nguyên tử lượng
hoá trò

x (mg/l)

đương lượng
Vd : tìm mg/l của 20,04mg/l Ca2+.
40

 20
2
20.04
mg đương lượng/l 
 1.002mg/l 
20

đương lượng của canxi 

Biểu diễn kết quả phân tích thành phần hố học của nước bằng
cơng thức cuốc lốp
A
khí
M

T, PH, Q
(g/l) (g/l)
C