Типы взаимодействия воды с горными породами

Для выявления роли воды в функционировании и эволюции литосферы необходимо установить характер связи воды с горными породами. В общем виде выделяются два типа этих связей, приводящих к становлению двух важнейших систем взаимодействия воды с горными породами.

Первый тип, когда вода, вступая в связь с горными породами, входит в состав горных пород и изменяет ряд свойств или даже перестает быть водой в ее физическом понимании. В образованной при этом системе ведущей ее основой является порода, а сама система обозначается как «порода - вода».
По мнению Е.В. Пиннекера, в этом случае «подземные воды не образуют самостоятельного тела, они заполняют геологическое тело, или, правильнее, содержатся в нем» (1980, стр.102).
Второй тип связей: вода, вступая в связь с горными породами, остается водой в физическом значении этого понятия, а порода претерпевает качественные изменения. В образованной системе ведущим началом является вода, а сама система обозначается как «вода - порода». Типы воды в системе «порода — вода»
По характеру связи горных пород с водой в этой системе выделяются следующие типы воды: механически связанная, физически связанная и химически связанная вода.
Механически связанная вода. Капельно-жидкая вода в земной коре встречается в двух видах: в виде свободных гравитационных вод, участвующих в водообмене, и виде вакуольных (запертых) вод. Гравитационные воды обладают способностью перемещаться под действием силы тяжести или гидродинамического напора. Они заполняют полости размером от нескольких микрон, которые представляют собой трещины в горных породах, карстовые пустоты и поры в песчаных и галечных водоносных горизонтах. Взаимодействие гравитационных (по- ровых) вод с горными породами подчиняется парциальному закону, в соответствии с которым давление или напряжение, обязанное твердому материалу, действует только на той части площади, которая занята твердым материалом. Давление же воды действует только в той части площади, которое занято поровым пространством.
Гравитационная вода образуется при влажности пород большей, чем максимальная молекулярная влагоемкость, или при полном насыщении пор и трещин породы водой (полная влагоемкость). В рыхлых зернистых породах (песках, гравии, галечниках) и трещиноватых породах гравитационная вода преобладает по массе над другими типами вод. Однако в пятикилометровом слое литосферы она, по данным Е.В. Пенникера (1982), составляет лишь 16,2% или 13700 тыс. км3. Количество гравитационной воды определяется по разности полной и молекулярной влагоемкости и выражается в виде коэффициента водоотдачи, равном отношению количества воды, которое может отдавать горная порода к общему объему породы. У крупнозернистых пород коэффициент водоотдачи равен в среднем 10 - 30 %, у глин менее 1%. В целом коэффициент водоотдачи зависит от пористости горных пород, которая с глубиной уменьшается в связи с прогрессивным уплотнением пород. Еще недавно считалось, что на глубине 6 - 8 км пористость горных пород исчезает, и поэтому на этих глубинах не могут существовать гравитационные водоносные системы. Однако процессы выщелачивания и реакции дегидратации, имеющие место в зоне метаморфизма, всегда приводят к разуплотнению горных пород и образованию пористости. По данным Л.В. Боревского и А.А. Кременецкого (1985), она может достигать 6-8 %. По данным глубокого бурения, высокая пористость наблюдается на глубине 5-7 и даже 10-12 км.
Нижний предел распространения гравитационных вод лежит на тех глубинах литосферы, где наблюдаются критические температуры и давление. Для пресных вод они равны 374,15°С и 221 * 105 Па, для растворов 450-460°С.
Гравитационные воды перемещаются в пластах породы от высоких гипсометрических отметок к низким. На больших глубинах их движение связано с изменением давления, которое создает фильтрационный поток воды из уплотняющихся осадочных отложений в сторону более пористых пород. Движение подземных вод на больших глубинах стимулируется также развитием тектонических напряжений и вулканической деятельностью, обуславливающих возникновение восходящих потоков глубинных вод.
По степени механической связанности различаются: слабосвязанные. связанные, сильносвязанные, запертые и вакуольные воды.
К слабосвязанным водам относятся карстово-полостные и карстово-пластовые воды, хорошо соединенные с дренажной системой. Они сохраняют турбулентный (вихревой) характер движения и чаще всего характеризуются повышенным гидростатическим напором. .
Механически связанные воды - это гравитационные воды, заполняющие поры и трещины в горных породах. Они достаточно хорошо соединены с дренажными системами, обеспечивающими относительно постоянное движение вод.
Движение вод в пористых породах, со скоростью до 1000 см/сут. имеет в основном ламинарный характер и описывается законом Дарси, который связывает расход фильтрационного потока (Q) с площадью поперечного сечения (F) и градиентом напора (г) линейной зависимостью:
Q = Кф-Fi,
где Кф - коэффициент фильтрации.
Скорость фильтрации (g) соответственно будет:
g = Q/F.
А действительная скорость фильтрации (а) составит:
Qo = V/no,
где по - активная пористость породы, равная отношению активного в фильтрационном отношении объема пор ко всему объему. '
Сильносвязанные воды характерны для мелкопористых по-, род, слабо соединенных с дренажными системами. В этих водах значительную роль начинают играть конвективные потоки и выделенные В.А. Мироненко (1983) конвективно-макродиффузные движения воды. Запертые воды - подземные воды, не имеющие связи с дневной поверхностью. Они обычно изолированы водонепроницаемыми породами от других подземных вод, имеющих связь с дневной поверхностью. К запертым водам относятся воды седиментационные, погребенные, трещинные и другие.
К механически связанным водам относятся вакуольная вода, которая вступает в движение лишь с момента раскрытия вакуолей1 , что возможно только при тектонических процессах или при повышенной температуре. Значительные количества вакуольной воды в кристаллах каменной соли и гипса обнаружили А.М. Никаноров и другие (1963) в меловых и юрских отложениях, достигающее двух и более процентов (массовые доли). Большое количество включенной воды содержится в минералах кварца, где она сохраняется неопределенно долгое время. По данным А.Н. Виноградова с соавторами (1985), в архейских породах с содержанием кварца 20% вакуольной воды включено порядка 1106 т на км3, что совпадает с количеством воды, связанной в слюдах. Изучение газово-жидких включений в минералах позволяет восстановить многие детали образования минералов: состав маточных растворов, температуру образования минерала, возможное давление при образовании минерала и прочее.

Физически связанная или молекулярная вода подразделяется на прочносвязанную (гигроскопическую или адсорбционную) и рыхлосвязанную (пленочную). Прочносвязанная вода образуется на поверхности минералов за счет адсорбции молекул воды из водяного пара воздуха или жидкой воды. На поверхности частиц горной породы вода удерживается электро- мол екулярными (электростатическими) силами. Слой воды, прилегающий к поверхности минералов, в 1 - 3 ряда молекул образуется при относительной влажности подземной атмосферы менее 100%. Физические свойства прочносвязанной воды приближаются к свойствам твердых тел. Она малоподвижна, средняя ее плотность 1,2 - 2,4 г/см3, температура замерзания от - 20 до -100°С (средняя -78°С). Содержание прочносвязанной воды в породе зависит от минерального и гранулометрического (зернового) состава. В песках ее массовый процент 1-5, лессах - 8, полевых шпатах 8 - 17, у глин - 18, в слюдах 36 - 48%.
'Вакуоли (лат. Vacuus - пустой). Полости разной величины и формы в клетках организмов. В геологии - полости в минералах.

К физически связанной воде относят и прилегающий к описанному сольватный (или осмотический) слой воды. Толщина этого слоя 10-20 молекул. Он характеризуется ослабленной связью молекул воды с поверхностью минерала. Так, если электромолекулярные силы, связывающие первый слой из 1-3 молекул, достигают нескольких тысяч мегапаскалей, то на расстоянии 0,5 мк эти силы близки к нулю. Отсюда и название вод сольватного слоя - рыхлосвязанные. Сольватный слой образуется при влажности воздуха более 100%, и он соответствует максимальной гигроскопичности, постоянной для каждой горной породы. В соответствии с характером связей прочносвязанная вода удаляется из породы - при ее нагревании до 150-300°С, а рыхлосвязанная - при нагревании до 100-120°С.

Переходный характер по своим свойствам между физически связанной и гравитационной водой имеет капиллярная вода, которая заполняет капиллярные поры в породах диаметром менее одного миллиметра. Капиллярная вода удерживается и передвигается под действием сил поверхностного натяжения (капиллярных или менисковых), возникающих на границе раздела воды и воздуха. Поверхностное натяжение определяет высоту капиллярного подъема (h ) природных растворов по порам и трещинам горных пород. Численно эту величину можно рассчитать по формуле Лапласса:
где: d - коэффициент поверхностного натяжения, равный 0,0726 Н/м для пресной воды при температуре 20°С;
V - плотность природного раствора;
г - радиус капилляра;
g - ускорение свободного падения.
Высота капиллярного подъема может быть равна нулю (гравий, галька), не превышать 3 - 4 см (крупнозернистые пески) и достигать 6—12 м в глинах.
Химически связанные воды разделяют на кристаллизационные и конституционные. Кристаллизационные воды располагаются в кристаллической решетке минералов в виде молекул Н20 или групп, занимая определенные места. К числу минералов, содержащих этот тип воды, относятся сода (Na,CO310H2O - 64% воды), мирабилит (Na, SO4+10H2O - 55% воды), бишофит (MgCl2-6H20 - 53% воды), гипс (CaS04-2H20) и многие другие. Кристаллизационная вода в состав минералов входит в результате их гидратации то в виде
координационно-связанных (минералы типа гипса), не связанных с решеткой молекул воды (цеолиты). При гидратации происходит перестройка кристаллической структуры минерала (ее уплотнение). Объем минералов при гидратации может быть отрицательным, близким к нулю и положительным. Наибольшим объемным эффектом обладает реакция цеолитизации (20 - 30 см3 на один моль воды). Вода при цеолитизации проникает во внутренние участки структуры. Реакция гидратации с образованием цеолитов, при переходе анортита в лавсонит, имеет общий вид:
CaAl2Si2Og + 2Н20 = CaAlSi2Og • 2НгО.
Кристаллизационная вода выделяется из минералов в определенном интервале температур от 100 до 300°С с поглощением тепла. В одних случаях при выделении в узком интервале температур происходит полное разрушение кристаллической решетки, при этом новое обезвоженное соединение обладает большим удельным весом. В других случаях воды из кристалла выделяется в широком диапазоне температур без разрушения кристаллической решетки. Эта разновидность кристаллической воды получила название цеолитной. Главным ее носителем являются водные алюмосиликаты щелочей и щелочных земель, объединяемые в группу цеолитов. Цеолиты при выделении воды постепенно изменяются: уменьшается их удельный вес, и они приобретают свойство впитывать воду.
Конституционная вода находится в кристаллической решетке минерала в виде ионов ОН”, реже Н+ и оксония НэО+ и практически водой уже не является и существует в минерале лишь в возможности. Конституционная вода образуется в процессе гидролиза, который представляет собой реакцию обменного разложения между водой и различными химическими соединениями, способными под действием воды расщепляться на более низкомолекулярные соединения с присоединением элементов воды (Н+ и ОН") по месту разрыва связей. К числу соединений, способных подвергаться гидролизу, относятся силикаты и алюмосиликаты. В процессе гидролиза силикатов ионы водорода замещают в кристаллической решетке ионы металлов, которые переходят в жидкую фазу. При разложении алюмосиликатов образуются глинистые минералы. При образовании глин разлагается и связывается до 15 - 30% воды (от массы глин). Вода связывается также при гидрослюдизации, хлоритизации и некоторых других процессах. Конституционная вода выделяется только при полном разрушении минералов в процессе дегидратации, который протекает при температурах 400-1300°С. Такие глинистые минералы как каолинит А14 (ОН). [Si4O10] и монтмориллонит - (Са, Na)(Mg, Fe)2 (ОН)2 [Si4O10]-nH2O, выделяют значительное количество воды в интервале температур 460-550°С. Для других минералов температура дегидратации заметно выше: мусковит - КА12(ОН)2 [A1SLOJ - 820°С; тальк - Mg4(OH),[Si,OJ - 930°С; флогопит - $Mg)3 (ОН)2 [AlSi3O10] - 109amp;°С*
Конституционная вода, освобождаясь из минералов, является основой формирования флюидов, которые в значительной степени определяют начало и течение магматических процессов.
Таким образом, вода, переходя из одной системы «порода - вода» в другую, приобретает возможность проникать в литосферу на большие глубины и, поднимаясь вверх, возвращаться в географическую оболочку.

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме Типы взаимодействия воды с горными породами:

- География - Землеведение - История Земли -