ГлавнаяВ России наибольшей известностью пользуется классификация видов воды в горных породах, предложенная в 1919 г почвоведом А.Ф. Лебедевым. По мере накопления но вых данных о свойствах воды разрабатывались другие классификации. Все они в той или иной степени уточняли и расширяли классификацию А.Ф. Лебедева. He останавливаясь на разборе каждой из них, отметим главное — все классификации показывают изменение форм нахождения воды в горных породах в зависимости от их влажности.
Применительно к глинистым породам для изучения этой зависимости были предприняты специальные исследования. Полученные результаты, а также полевые наблюдения и данные других авторов использованы для построения новой принципиальной схемы видов воды в горных породах, показанной в табл. VII-2. Эта схема, как нам представляется, отражает современное состояние рассматриваемого вопроса.
Из приведенной схемы видно, что вода в горных породах может находиться в четырех основных видах — свободном, физически связанном, парообразном и в твердом состоянии. С изменением степени влажности горных пород изменяется форма нахождения в них воды. Каждая категория воды обладает определенной подвижностью вследствие различной интенсивности взаимодействия ее с породой. С изменением количества и соответственно вида воды в горных породах изменяются и их свойства. Эти изменения особенно заметны в тонкодисперсных глинистых породах.Свободная вода. В горных породах она присутствует при значительном их увлажнении. Она может быть подразделена на три категории гравитационную, капиллярную и иммобилизованную.
Гравитационная вода распространена главным образом в пределах водоносных горизонтов, зон и комплексов, т.е. в породах, обладающих сверхкапиллярной скважностью. Она легкоподвижна и подчиняется главным образом силе тяжести. Относительная роль других сит, действующих при этом в породах, ничтожна. Гравитационная вода легко и сравнительно быстро стекает из породы, может и откачиваться из нее. Скорость движения ее зависит от водопроницаемости пород и напора, который испытывает эта вода. Гравитационные воды могут двигаться сверху вниз, например через зону аэрации вдоль водоносного горизонта, зоны, комплекса, или снизу вверх, в общем от области питания к области разгрузки. Скорость движения этой воды в некоторой степени зависит и от ее свойств, главным образом от вязкости, зависящей от температуры. Гравитационная вода обладает всеми свойствами капельно-жидкой воды, имеет различный химический состав, физические свойства (цвет, прозрачность, запах, вкус, температуру) и агрессивность по отношению к металлическим и бетонным конструкциям сооружений. Все эти свойства гравитационной воды зависят от геологических условий ее залегания.
Капиллярная вода присутствует в горных породах при значительном или умеренном их увлажнении, заполняя только капиллярные поры и трещины. Характерными участками ее распространения являются зоны капиллярного насыщения и капиллярного увлажнения. Эта вода может находиться также в подвешенной капиллярной зоне, которая в природных условиях образуется в нижней части слоя мелкозернистых пород, подстилаемого более крупнозернистыми. В этом случае капиллярная зона не связана с водоносным горизонтом, она подвешена. Вода в ней удерживается снизу и сверху менисковыми силами на границе раздела вода—воздух. При испарении воды мощность зоны капиллярной подвешенной воды уменьшается, а при длительном развитии этого процесса она вообще может исчезнуть.
Капиллярная вода подвижная, она подчиняется как силе тяжести, так и капиллярным силам. Гидростатическое давление передается по всей массе породы при полном насыщении ее водой. При неполном насыщении породы водой капиллярная вода постепенно перетягивается от участков более влажных, где мениски на границе вода—воздух имеют меньшую кривизну, к участкам более сухим, где мениски имеют большую кривизну. Перераспределение влаги в осадочных породах происходит также от участков более песчаных к участкам более глинистым. Относительная роль гравитационных сил при этом становится ничтожной. Движение воды совершается главным образом под влиянием капиллярных (менисковых) сил.
Отделение капиллярной воды из породы обычно затруднено и протекает медленно, она не может свободно полностью стекать из породы. Фильтрация ее начинается при напоре, превышающем начальный. По своим физическим свойствам она мало отличается от капельно-жидкой воды, хотя в тонких капиллярах замерзает при температуре ниже 0 °С.
Иммобилизованная вода распространена в породах слабоводопроницаемых и водонепроницаемых при значительной их влажности. Это избыточная вода сверх физически связанной. Она защемлена — иммобилизована, занимает пространство между частицами породы, покрытыми пленками физически связанной воды. Движение иммобилизованной воды затруднено из-за малого размера пор и трещин. Оно возможно под влиянием значительного напора, создающегося при гравитационном или тектоническом уплотнении горных пород. Миграция этой воды происходит также при уплотнении пород под нагрузкой от сооружений. При значительном напоре иммобилизованная вода преодолевает вязкое сопротивление сдвигу физически связанной воды и отжимается из породы. Она имеет свойства капельно жидкой воды.
Физически связанная вода. Она характерна для пород незначительно увлажненных. Она мало- или трудноподвижна, прочно удерживается в породе поверхностными силами, развивающимися на границе раздета твердой и жидкой фаз. Физически связанная вода отличается по своим свойствам от капельно-жидкой. Общее количество ее в породах характеризует их гидрофильность. Эта вода может быть подразделена на адсорбированную и воду поверхностных слоев (см. табл. VII-2, рис. VII-4). Воду адсорбированную нередко называют прочносвязанной, а воду поверхностных слоев — рыхлосвязанной. Однако эти названия никак не согласуются со свойствами этих видов воды. Поэтому ими пользоваться не следует.
Вода поверхностных слоев образует сольватные гидратные оболочки на поверхности частиц слагающих породу, или на стенках трещин и пустот, покрывая слоем адсорбированную воду. Она может частично проникать в межпакетное пространство кристаллических решеток некоторых минералов, например минералов монтмориллонитовой группы. Однако это в основном вода диффузных оболочек минеральных частиц. Молекулы воды поверхностных слоев не прилегают непосредственно к поверхности минеральных частиц, но находятся в поле их влияния — «эстафетный механизм». Они образуются как за счет ориентации молекул воды сверхадсорбированной, так и за счет гидратации адсорбированных ионов, т. е. за счет их упорядочивающего действия на молекулы воды (положительная гидратация).Общее количество воды поверхностных слоев в породе определяется главным образом степенью ее дисперсности, минеральным составом глинистой части породы, составом и содержанием обменных ионов. Так, например, породы более тонкодисперсные, более глинистые, монтмориллонитового состава, содержащие в диффузном слое ионы, ослабляющие трансляционное движение молекул воды, содержат больше воды поверхностных слоев, чем породы более грубозернистые, менее глинистые, каолинитового состава, содержащие обменные ноны, усиливающие трансляционное движение молекул воды.
Содержание воды поверхностных слоев в породе может изменяться также в зависимости от влажности окружающей среды. Эта вода может испаряться, а затем снова конденсироваться на поверхности частиц при изменении влажности и температуры воздуха. Важное значение имеет степень литификации породы. Породы малой степени литификации наряду со свободной иммобилизованной водой содержат много воды поверхностных слоев. Породы высокой степени литификации обычно содержат только физически связанную воду, а общее ее содержание мало. Как показывают данные исследований, выполненных на кафедре инженерной геологии Ленинградского горного института, содержание физически связанной воды изменяется при нарушении естественного сложения породы — при ее перемятии или уплотнении. Такие воздействия, по-видимому, вызывают нарушение упорядоченного положения молекул воды в породе, сложившегося за продолжительное геологическое время. Поэтому наряду с общим изменением количества связанной воды происходит также и перераспределение видов воды в породе.
Вода поверхностных слоев имеет неодинаковую толщину по поверхности частиц. По подсчетам Б.В. Дерягина, она имеет много рядов молекул и как особая граничная фаза обладает свойствами, отличными от свойств адсорбированной и свободной воды в окружающем объеме. Вода поверхностных слоев характеризуется повышенной вязкостью, замерзает при температуре ниже нуля, плотность ее выше единицы, растворяющая способность понижена, диэлектрическая постоянная меньше, чем у свободной воды. Она обладает упругостью формы, причем чем тоньше слой воды, тем больше модуль ее упругости. Эта вода удерживается на поверхности частиц сорбционными силами в тысячи и десятки тысяч килоньютонов. Под действием внешнего давления, несколько превышающего сорбционные силы, она медленно отжимается из породы, преодолевая вязкое со противление сдвигу слоев связанной воды. Наличие элементов сдвиговой упругости в сольватных слоях обнаруживается при испытаниях глин на фильтрацию, которая в плотных глинах начинается при градиентах напора более 10.
Таким образом, движение воды поверхностных слоев осуществляется под влиянием напора, создаваемого внешней нагрузкой, или при переходе ее в пар. Эта вода медленно перетекает с частицы на частицу под влиянием молекулярных сил с участков, где толщина пленки связанной воды больше, к участкам где она меньше. Ее перемещение возникает также под влиянием осмотических и электроосмотических сил. Под влиянием осмотических сил миграция воды происходит от участков с малой концентрацией ионов в растворе к участкам с повышенной их концентрацией Электроосмотические силы развиваются при разности потенциалов постоянного электрического тока. В этом случае молекулы воды перемещаются к отрицательному электроду — к катоду.
Важнейшим свойством воды поверхностных слоев является способность оказывать расклинивающее давление, возникающее в сольватном слое между поверхностями твердых частиц при их сжатии, при попытке уменьшить зазор и отжать воду. Расклинивающее давление может достигать десятков мегапаскалей и для определенной фазовой системы зависит только от толщины сольватного слоя.
Адсорбированная вода образуется путем прочного связывания (адсорбции) молекул воды с поверхностью частиц породы с выделением до 400 Дж тепла на 1 г воды, т е примерно столько же, сколько выделяется при ее замерзании. Адсорбированная вода образуется поляризованными (ориентированными) молекулами воды на поверхности частиц или в промежутках между слоистыми пакетами кристаллической решетки некоторых минералов, например группы монтмориллонита. Содержание такой воды в породах, как и воды поверхностных слоев, определяется их дисперсностью, минеральным составом, составом и содержанием обменных попов влажностью окружающей среды, степенью нарушенности естественного сложения. Адсорбированная вода трудноподвижна. Она удерживается у поверхности частиц силами в десятки и сотни тысяч килоньютонов. Поэтому она может отжиматься из породы очень медленно, только при высоком давлении, или передвигаться, пере ходя в пар, или перетекать с частицы на частицу, как и вода поверхностных слоев. Свойства адсорбированной воды существенно отличаются от свойств обычной капельножидкой воды. Так, например, се плотность значительно выше единицы и по разным определениям изменяется от 1,2 до 2,4 г/см3. Она имеет повышенные вязкость и упругость, оказывает заметное сопротивление сдвигу. Замерзает при температуре от - до -78 °С. Чем больше нарушена ее структура, тем при более низкой температуре она замерзает. Поэтому в природных условиях в мерзлых породах она составляет значительную часть незамерзающей воды. Адсорбированная вода обладает пониженной растворяющей способностью, ее диэлектрическая постоянная равна 2—2,2, т. е. несопоставимо меньше, чем у свободной воды. Электропроводность ее также ниже, чем дистиллированной воды.
В табл. VII-3 приведены результаты исследований изменения естественной влажности глинистых отложений естественного сложения при уплотнении различными нагрузками. Естественная влажность пород, т. е. влажность до опыта, была неодинакова. Она высока у илов и иольдиевых глин, значительна у ленточных глии, умеренная у майкопских глин и доманиковых сланцев и сравнительно низкая у кембрийских глин. Специальные исследования показали, что илы, иольдиевые и ленточные глины в избытке содержат свободную воду; в майкопских глинах подавляющая масса влаги находится в физически связанном состоянии, а доманиковые сланцы и кембрийские глины содержат только физически связанную воду.Из табл. VII-3 видно, что при уплотнении глинистых отложений выделяется огромное количество воды, при этом отжатие ее происходит непрерывно, по мере возрастания уплотняющей нагрузки. Вода свободная, легкоподвижная, отжимается быстро и сравнительно легко под воздействием первой ступени нагрузки. После ее отделения при увеличении нагрузки начинается выделение физически связанной мало- и трудноподвижной воды, оно происходит непрерывно, хотя и медленно. Опыты наглядно показывают, что при уплотнении пород естественного сложения и влажной (как и пород нарушенного сложения) и отжимании из них воды (водных растворов) физически связанная вода переходит в свободную. В результате этого влажность пород оказывается ниже их гигроскопической влажности.
Уплотнение пород проходит в несколько стадии а) свободного уплотнения, происходящего быстро, но плавно, при сравнительно малых уплотняющих нагрузках, на этой стадии отделяется свободная вода; б) затрудненного уплотнения, протекающего медленнее, менее плавно, при повышенных уплотняющих нагрузках, превышающих силы взаимодействия между минеральными частицами, слагающими породу, и поверхностных слоев воды, в) замедленной или полной консолидации, совершающейся весьма медленно, плавно, спокойно, при больших уплотняющих нагрузках, превышающих силы взаимодействия между адсорбированной водой и минеральной частью породы.
На интенсивность и характер уплотнения глинистых отложений существенно влияет степень их литификации. Поэтому у морских илов, иольдиевых и ленточных глин выявляются все три стадии уплотнения, у майкопских глин первая стадия не выявляется, так как она прошла у них в условиях естественного залегания, уплотнение же доманиковых сланцев и кембрийских глин начинается с третьей стадии.
Различия в степени минерализации и составе поровых вод не влияют на характер и степень уплотнения пород и отжатие воды. Так, в рассматриваемых примерах иловые воды имели минерализацию до 190 г/л, т е. примерно в 5 раз большую, чем морской воды. Поровые воды майкопских глин, доманиковых сланцев и кембрийских глин имеют минерализацию до 4 г/л, а иольдиевые и ленточные глины меньше 1 г/л. Состав воды у илов хлоридно-магниево натриевый, у иольдиевых глин гидрокарбонатно-натриевый, а у ленточных глин гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевый; у майкопских глин и доманиковых сланцев сульфатно-кальциевый, у кембрийских глин гидрокарбонатно-хлоридно-натриевый. По мере возрастания уплотняющей нагрузки постепенно уменьшается минерализация выжимаемых поровых вод, в первую очередь за счет труднорастворимых составляющих.
Относительно природы физически связанной воды пока нет общепринятой точки зрения. Согласно коллоидно-химической концепции она образована поляризованными (ориентированными) молекулами воды на поверхности глинистых частиц или в промежутках между слоистыми пакетами, их слагающими (монтмориллонит). Согласно кристаллической точке зрения связанная вода имеет сетчатую структуру благодаря определенному расположению атомов кислорода и водорода в пределах каждой молекулы воды (гексагональная группа). Сочетание таких молекул воды и образует сетку — своеобразную решетку, удерживаемую на поверхности кристалла водородными связями.
Парообразная вода. Находится она в воздухе, заполняющем поры, пустоты и трещины в горных породах, не занятые жидкой водой или льдом, т. е. в породах водоненасыщенных. Такие условия типичны для зоны аэрации. Поэтому парообразная вода распространена главным образом в этой зоне. Она находится и в других зонах земной коры, там, где породы не полностью водонасыщены.
Водяной пар может свободно сообщаться с наземной атмосферой или быть защемленным в порах и пустотах горных пород. Общее его количество в воздухе подземной атмосферы определяется температурой пород, а следовательно, и воздуха. Чем выше температура воздуха, тем выше его абсолютная влажность. Последняя обычно непостоянна во времени, но в общем невелика, составляет малые доли процента от массы породы. Количество водяного пара в породах регулируется непосредственно относительной влажностью воздуха. Чем меньше относительная влажность воздуха и, следовательно, ниже упругость пара в данном объеме породы, тем интенсивнее идет передвижение пара из окружающей среды, тем интенсивнее испаряются другие виды воды, находящиеся в породе. Однако с повышением относительной влажности воздуха порода больше поглощает из него водяных паров. Это явление поглощения породой водяного пара из воздуха называется сорбцией, а свойство горной породы сорбировать парообразную воду — гигроскопичностью. Гигроскопичность породы зависит от степени ее дисперсности, минерального состава и других факторов. Она определяет содержание адсорбированной воды в породе в данных условиях.
При испарении физически связанной и других видов воды увеличивается содержание водяного пара в подземном воздухе. При относительной влажности воздуха, равной 100 %, т. е. когда он насыщен водяным паром, количество воды, сорбированном породой, достигает максимума. Влажность такой породы называют максимальной гигроскопичностью. Она приближенно характеризует максимальное количество адсорбированной воды, которое может содержать горная порода.
Передвижение водяного пара в горных породах происходит главным образом под влиянием разности упругости пара от области, где она выше, т. е. где выше температура пород, к области, где упругость пара ниже, благодаря более низкой температуре пород. Поэтому, например, летом наблюдается миграция влаги из надземной атмосферы в толщу пород, где она конденсируется и повышает их влажность. Зимой, наоборот, влага мигрирует к поверхности земли, к зоне охлаждения (к деятельному слою), где конденсируется, замерзает и обусловливает скопление кристаллов и прослойков льда, определяя льдистость — влажность пород. Этому способствует то обстоятельство, что упругость пара над поверхностью льда ниже, чем над охлажденной и даже переохлажденной водой.
Кроме температурных градиентов на упругость пара и соответственно на миграцию воды в парообразном состоянии влияют и другие причины. Так, например, из физики известно, что испарение влаги с вогнутых поверхностей менисков происходит менее интенсивно, чем с плоской поверхности, а с последней менее интенсивно, чем с выпуклой поверхности менисков. Поэтому упругость пара у вогнутых менисков меньше, чем у плоских поверхностей а у плоских меньше, чем у выпуклых. Следовательно, миграция пара в этом случае может происходить и при одинаковой температуре породы от одних се участков к другим в зависимости от ее состава, степени дисперсности, определяющей характер поверхностен менисков воды в порах породы.
Вода в твердом состоянии. Распространена она в мерзлых горных породах в деятельном слое, т.е. в слое зимнего промерзания и летнего оттаивания, и в зоне многолетнемерзлых пород. Лед встречается в микро- и макроформах. В первом случае он распределен в породе более или менее равномерно и цементирует ее В мерзлых песчаных и глинистых породах лед образует микрокристаллы и тонкие пленки. Присутствие его обнаруживается благодаря твердости породы, которая по степенно уменьшается при оттаиванни. Макроформы льда в горных породах весьма разнообразны ясно различимые кристаллы, их скопления, линзы, прослойки, слои, жилы (трещины, заполненные льдом) и мощные толщи.
Общее содержание льда в горных породах — их льдистость — может изменяться в весьма широких пределах. В песчаных и глинистых породах льдистость (влажность) может достигать нескольких сотен и иногда даже тысячи процентов по отношению к массе минеральной части породы.