Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология

Г л а в а 2

ВОДА В НЕДРАХ ЗЕМЛИ

2.1. ОБШИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ВОДЫ В ЛИТОСФЕРЕ

«Вода охватывает, проникает насквозь — как пленчатая губка и как пар — всю земную кору... Неудивительно поэтому, что всегда и везде, где

бы мы ни стали проникать в земную кору , — ни ста ли бурить, — мы

встретим в конце концов воду в капельножидких ее массах» — так писал великий ученый В.И. Вернадский о распространении воды в земной

коре [1, с. 620]. В самом деле в земной коре нельзя найти горные породы,

которые не заключали бы в себе воду. Тончайшая сеть волосных пустот пронизывает каждый минерал, каждую песчинку, создавая тем самым

благоприятные условия для накопления подземных вод.

Вода находится во всех геосферах земной коры, каждая из которых характеризуется определенным равновесием молекул и атомов, стремящихся

принять то или иное устойчивое динамическое состояние. В различных

оболочках встречаются и различные агрегатные состояния воды, обусловленные соответствующими температурами и давлениями. В условиях

земной коры температура изменяется от -93° С (минимальная температура,

зафиксированная в Антарктиде) до, примерно, 1200° С (температура магматического расплава), а давление — от сотых долей (в верхних слоях

тропосферы) до 3000 МПа (на нижней границе земной коры). Поэтому вода

в земной коре встречается в различных агрегатных состояниях: жидком, газообразном, твердом, физически и/или химически связанном с горными

породами, в форме диссоциированных молекул. Рассмотрим соотношение

основных фаз в земной коре.

Твердая фаза в земной коре широко распространена в районах криолитозоны (многолетней мерзлоты), характеризующейся отрицательными

среднегодовыми температурами. В России эта зона особенно широко развита на севере Восточной Сибири (севернее р. Ангары). Здесь ее мощность

местами достигает 1000 м, а температура — минус 15° С. При этой температуре

все пресные и частично соленые воды образуют лед, заполняющий пустоты и поры горных пород. И только высокоминерализованные рассолы,

температура замерзания которых значительно ниже 0° С могут сохраняться

жидкими даже в толще мерзлых пород.

Жидкая вода наиболее широко распространена в верхней части земной коры. Она охватывает практически весь разрез континентальной коры до глубины критической температуры воды; за

32

Как известно, температура кипения воды зависит от давления, с увеличением которого она резко возрастает и приближается к критической

точке, равной 374° С (рис. 2.1). А так как природная вода представляет собой сложный химический раствор, ее критическая точка кипения фактически

несколько выше и может достигать 400 и даже 450° С. Благодаря тому, что

давление в земной коре возрастает значительно быстрее, чем соответствующая температура кипения воды, последняя может находиться в

жидком состоянии до критической точки, т.е. до 374-450° С.

Если примем среднюю геотермическую ступень* равной 30 м, то соответственно получим, что критическая температура воды должна

наблюдаться на глубине 12000 м. Величина геотермической ступени в

разбуренных районах России до глубины 1000 м, по данным Д. И. Дьяконова, изменяется от 20 до 100 м, следовательно, и глубина нижней

границы жидкой воды должна изменяться от 8 до 40 км. Большинство

ученых в настоящее время считают, что нижняя граница жидкой воды находится на глубине примерно 16-20 км и только в районах активной

вулканической деятельности эти глубины могут уменьшаться вплоть до

нескольких сот метров и даже меньше. Американский ученый Ф. Г. Смит, например, считает, что жидкая вода в земной коре может находиться до

глубины 30 км. Ниже распространен пар, находящийся под большим давлением и

Рис. 2 .1 . Диаграмма состояний воды в координатах давления и температуры. По

К. Краускоп фу :

1-3 - ф аз ы: 1 - ль да, 2 - жидкой в оды, 3 -пара; 0 — тройная точка (точка одновременного существов ания пара, жидкой в оды и льда)

*Расстояние по вертикали в метрах, на протяжении которого температура изменяется на 1°С.

33

образующий новое надкритическое состояние воды — водный флюид, свойства которого до сих пор изучены недостаточно.

СМ. Григорьев, Ф.А. Макаренко и некоторые другие исследователи

считают, что нижняя граница жидкой воды может залегать еще глубже и достигать 70 км, т.е. охватывать всю мощность земной коры. Более того,

по их мнению, граница земной коры (граница Мохоровичича) и есть не что

иное, как граница фазовых переходов воды и связанных с этим грандиозных физико-химических процессов [3].

В магме вода находится в растворенном и диссоциированном состоянии. По

современным воззрениям, магма содержит 5-7% воды, из которых большая часть диссоциирована не только на ионы Н+ и ОН-, но также образует О2-,

являющийся индикатором щелочности расплава. При остывании магмы большая часть воды выделяется в виде пара и по зонам разломов поднимается

кповерхности.

Сглубиной изменяются не только фазовое состояние и струк тура воды, но

и ее количество. При погружении пород на большую глубину подземные воды испытывает все большую тенденцию к восходящему движению. При этом с

глубиной роль связанных вод в общем объеме гидросферы увеличивается, а общее количество воды уменьшается (табл. 2.1).

Общая схема распределения воды в литосфере показана на рис. 2.2.

Отметим, что степень структурированности воды в глубоких слоях литосферы резко меняется. По данным В.А. Ильина [8], в гранитном слое, где Т и Р

равны соответственно 200-500° С и 1000-3500 МПа, вода находится

преимущественно в молекулярном состоянии. Это зона жидких структурированных вод. Глубина ее распространения в регионах древних

платформ достигает 80 км. В базальтовом слое, где Т возрастает до 600° С, а

давление до 7500 МПа, вода диссоциирует на Н+ и ОН-, которые входят в решетку минералов. Это зона уплотненного флюида, где водородные связи в

основном разорваны, но образуются, вероятно, нестойкие димерные ассо-циаты

воды. Подошва этой зоны располагается на глубинах около 160 км. В эклогитовом слое Т увеличивается до 800-1000° С, а Р

34

Рис. 2.3. С хема взаимодей ствия зон аэрации и полно го насыщения:

росферой, а вторая — собственно подземную гидросферу. Через зону аэрации

происходит вертикальное просачивание по свободным порам атмосферных осадков или поверхностных вод. Цоэтому эта зона заполняется подземными

водами только периодически и является зоной неполного насыщения. Поры

же и пустоты зоны насыщения всегда полностью заполнены водой. В нижней части зоны аэрации залегает горизонт капиллярной воды, который

некоторыми авторами выделяется как самостоятельная зона под названием

зоны капиллярного поднятия. Взаимоотношения этих зон показаны на рис.

2.3.

Граница между зоной насыщения и зоной аэрации определяется

положением местного базиса эрозии и закономерно углубляется от полюса к экватору. В зоне тундры эта граница почти совпадает с поверхностью земли,

тогда как в зоне степей ее глубина достигает уже несколько десятков

метров, а в зоне пустынь — иногда несколько сот метров.

Наибольший практический интерес представляет зона насыщения, однако последняя получает питание через зону аэрации, которая особенно активно

осваивается человеком. Именно через зону аэрации техногенные загрязнения поступают в водоносные горизонты. Засоление земель происходит также в

зоне аэрации. Вырубка лесов, осушение заболоченных территорий, разработка

полезных ископаемых, создание водохранилищ — все это изменяет характер зоны аэрации, ее строение и свойства. В этом смысле познание процессов и

роли зоны аэрации особенно актуальны в наше время — время глобальных экологических проблем.

2.2. КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Горные породы по своему происхождению и вследствие вторичных процессов (выветривания, выщелачивания, тектонических движений и др.) не

являются абсолютно монолитными, а содержат в себе свободные

пространства различных величины и формы. Происхождение и морфология указанных пустот различны, поэтому выделяют трещиноватость и

пористость горных пород.

Пористость в горных породах обусловлена мелкими промежутками, существующими между отдельными минералами и частицами горной породы.

Она свойственна всем горным породам — магма-

36

тическим, метаморфическим и осадочным, но происхождение пор в них различно. Поры в магматических горных породах возникают вследствие

затвердевания магмы, когда внутри отдельных кристаллов и между ними

образуются пустоты, заполненные водяным паром или другими газами. Особенно много пустот образуется в верхней части лавовых потоков в

результате выделения из лавы водяного пара и газов. Поры в метаморфических

породах обязаны своим происхождением процессу перекристаллизации первичных осадочных горных пород в результате метаморфизма. Наконец,

поры в осадочных породах, наиболее значительные по размеру, обусловлены

происхождением этих пород на небольших глубинах и последующем их преобразованием в процессе диагенеза.

Пористость горных пород зависит, таким образам, от условий образования

горных пород, формы и размеров слагающих их частиц, их плотности и типа цемента (для осадочных пород). По форме поры бывают близки к

ромбоидальным, тетраэдрическим, щелевидным, ячеистым и г.д. (рис.2.4).

По размеру поры обычно подразделяются на макропоры (больше 1 мм) и микропоры (меньше 1 мм). Макропоры образуют пустоты, называемые иногда

скважностью. Скважность чаще всего определяется трещиноватостью горных

пород, т.е совокупностью их разрывов сплошности, обычно сообщающихся между собой. По происхождению обычно различают трещины: тектонические,

литогенетические, отдельности, петрогенные, выветривания, напластования, гидравлического разрыва, контракционные, гравитационные и др. Различное

Рис.

2.4.

Основные

типы

пористости горных пород. По О.Мейнцеру: а-г — рыхлые породы: а — с хорошо отсортированными зернами и высокой пористостью, б — с плохо отсортированными зернами и малой пористостью, в - состоящие из пористых галек и имеющие высокую пористость, г — со сниженной пористостью вследств ие образов ания цемента; д — каверноз ная порода, пористость которой увеличена вследствие выщелачивания; е — коренная порода, проницаемостъ которой обусловлена развитием трещин

37

происхождение трещин обусловливает их широкое развитие в земной коре и способствует накоплению значительных запасов подземных вод в них.

Микропоры диаметром менее 0,1 мм выделяют в отдельную группу и

называют ультракапиллярными порами. Иногда по размеру поры классифицируют на сверхкапиллярные (больше 0,1 мм), капиллярные (0,1 —

0,0002) и субкапиллярные (меньше 0,0002 мм).

Величину пористости определяют отношением объема пустот к объему всей породы в сухом состоянии и выражают в долях единицы или в %.

Объем всех пустот в породе независимо от их размера характеризуется общей пористостью — п:

где Vn — объем пор; Vо б щ — сумма объема скелета породы и объема пор.

Пористость можно вычислить зная плотность γ и объемную δ массу породы

где VCK — объем скелета грунта.

Общая пористость породы выражается также в виде коэффициента

пористости ε или приведенной пористости, представляющей собой отношение объема пор в породе к объему, занимаемому только скелетом

породы VП/VCK, или

Между общей пористостью и коэффициентом пористости существует

Пористость различных по возрасту, составу и происхождению горных пород колеблется в весьма широких пределах (табл. 2.2).

Таблица 2. 2

Кроме общей пористости, различают также эффективную пористость, по которой возможно передвижение жидкости или газа. Эта пористость определяет максимальное количество воды, которое

38

может вместить порода. Чем больше эффективная пористость, тем больше воды может содержаться, в породе. Если все поры заполнены водой, порода

называется насыщенной.

2.3. ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

Подземные воды в горных породах находятся в различных формах, поэтому вопрос о их разделении имеет исключительно важное значение.

Виды воды в породах изучались преимущественно почвоведами и грунтоведами (А.Ф. Лебедев, СИ. Долгов, A.M. Васильев, А.А. Роде, И.А. Тютюнов и др.). Наиболее полно этот вопрос был разработан А.Ф. Лебедевым [9] в результате его многочисленных и тщательно выполненных экспериментальных исследований. Он предложил следующую классификацию видов воды в породах (рис. 2.5).

Рис. 2.5. Схематическое изображение видов воды в горных по-

родах [9]:

/ — частица поро ды; 2 — мо леку ла воды; а — порода с гигроскопической во до й непо лного запо лнения; 6 — то же, по лного заполнения; в-г — порода с пленочной водой разного объема: вода движется к част ице с

более тон кой пленкой (пунктиром показана рав ная толщина пленки); д

— пород со свободной во дой

39

1.Вода в форме пара — находится в свободных от жидкой воды порах пород в зоне аэрации.

2.Гигроскопическая вода — слой адсорбированных частицами породы молекул воды.

3.Пленочная вода — образует на поверхности частиц пленки

капельно-жидкой воды различной толщины.

4. Гравитационная вода — свободная вода, передвигающаяся под влиянием силы тяжести, которая подразделяется на: а) капилляр

ную воду, заполняющую капилляры выше уровня подземных вод;

б) подвешенную воду, заполняющую капилляры, не связанные с уровнем подземных вод; в) собственно гравитационную воду.

5.Вода в твердом состоянии — лед.

6.Кристаллизационная вода — вода, входящая в кристаллическую решетку минералов.

7.Химически связанная вода.

Эта классификация видов воды в горных породах, предложенная А.Ф. Лебедевым, в последующие годы подверглась дальнейшей разработке и

уточнению (В.А. Приклонский, А.А. Роде, СИ. Долгов, Б.В. Дерягин, Р.И.

Злочевская, Е.М. Сергеев и др.). Поэтому в настоящее время схема подразделения видов воды в горных породах может быть представлена в

более современном виде:

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов или химически связанная вода: 1) конституционная; 2) кристаллизационная; 3)

цеолитная;

II. Физически связанная вода горными породами: 1) прочно связанная или адсорбированная; 2) рыхлоили слабо связанная;

III. Свободная вода: 1) капиллярная; 2) гравитационная;

IV. Вода в твердом состоянии — лед; V. Вода в состоянии пара.

Рассмотрим более подробно выделенные основные виды воды в горных

породах.

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов, образует химически единое целое с другими элементами решетки и по степени связи с

ними делится на конституционную, кристаллизационную и цеолитную

(табл. 2.3).

Конституционная вода входит в состав решетки минералов в виде

отдельных ионов, ее удаление возможно только путем нагревания при высоких температурах и перестройке решетки.

Кристаллизационная вода входит в кристаллическую решетку минералов

в виде молекул Н2О. Примером может служить гипс CaSO4·2H2O, удаление воды которого при повышении температуры ведет к перестройке его

кристаллической решетки и образованию ангидрита.

Цеолитная вода связана с минералами весьма непрочно, она

выделяется при низких температурах, и количество ее зависит от температуры и влажности воздуха. При нагревании она удаляется

постепенно, минералы при этом сохраняют свою кристаллическую структуру, меняя лишь оптические свойства.

40

Таблица 2 .3

Характеристика видов воды, входящих в решетку минералов (по Д.С. Белянкину)

II. Физически связанная вода обладает резко отличными свойствами от свободной воды, на чем и основано ее выделение. Средняя плотность связанной воды глин превышает плотность свободной воды и колеблется в пределах 1,2-1,4 г/см3. Диэлектрическая постоянная связанной воды

значительна меньше, чем свободной, и зависит от влажности горной породы. Температура замерзания ее существенно ниже нуля и понижается вплоть до

-100° С при переходе к гигроскопической. Подвижность связанной воды и ее растворяющая способность тоже значительно меньше, чем свободной, так как ее диэлектрическая постоянная уменьшается до 2-2,2. Все эти факты объясняются особыми структурными свойствами связанной воды.

Связанная вода содержится в горных породах в виде гидратных оболочек, облекающих мельчайшие минеральные частицы, слагающие породы, и подразделяется на прочносвязанную или адсорбированную и рыхлоили слабосвязанную. Первая, по классификации А.Ф. Лебедева, соответствует гигроскопической воде, вторая — пленочной.

Прочносвязанная вода присуща главным образом глинистым породам, состоящим из частиц коллоидных размеров. На их повер-

41