Пористость и влагоемкость различных типов пород

Магматические породы образуются в результате остывания и затвердевания магмы или природных силикатных расплавов, возникающих в глубинных зонах земной коры. Различают интрузивные (затвердевшие на глубине) и эффузивные (излившиеся на поверхность) магматические породы. Поскольку скорость остывания магмы на глубине значительно меньше, чем на поверхности земли, интрузивные породы обладают хорошо выраженной полнокристаллической и обычно крупнокристаллической структурой. В эффузивных породах за небольшое время остывания только часть минералов, может выделиться в виде кристаллов, а большая часть расплава застывает в виде кристаллов — микролитов или аморфного вулканического стекла и вулканических туфов. Эффузивные породы долго находятся на поверхности земли и подвергаются активному выветриванию. Все эти процессы и определяют пористость магматических пород.

Первичная общая пористость ультраосновных (дунит, перидотит, пироксенит, серпентинит) и основных (габбро, эклогит, анартозит, лабрадорит) интрузивных пород, как правило, не превышает 2%.

Первичная общая пористость средних (диорит, сиенит) и кислых (гранит, аляскит) интрузивных  пород не превышает 3%. В выветрелых разностях интрузивных пород развита вторичная пористость. Однако и в этих довольно редких в природе случаях общая пористость пород редко превышает 10%. В целом можно сказать, что интрузивные породы обычно характеризуются низкой общей пористостью, поры слабо сообщаются между собой и открытая пористость, как правило, очень мала или отсутствует вообще.

Первичная пористость основных (базальт, диабаз) и средних (порфирит) эффузивных пород также невелика (до 3%). Однако широко развитые процессы выветривания способны увеличить общую пористость этих пород до 20—40 %.

Особый  класс составляют вулканогенно-осадочные  образования (туфы), занимающие промежуточное  положение между эффузивными и осадочными породами. Эти породы могут обладать общей первичной пористостью до 40—60 %, а также значительной открытой пористостью.

В вулканогенно-осадочных  образованиях среднего эоцена Восточной Грузии встречены промышленные скопления нефти. Нефтесодержащие породы представлены здесь туфами, туффитами, разнообразие которых определяется минеральным составом, размером вулканических частиц, а также их агрегатным состоянием. Открытая пористость по керну изменяется от 3 до 27%, в том числе для туфов и туфопесчаников 5 —15%; цеолитизированных туфов 10—27 % и туфоаргиллитов, туфомергелей и туфоизвестняков 3—10 %.

Метаморфические породы, образовавшиеся из магматических, например такие, как сланцы кварц-хлоритовые и хлоритовые, ортоамфиболит, вторичный  кварцит, ортогнейс, скарны, роговик, а  также руды (железисто-магнетитовая, скарновая, полиметаллическая и медная), имеют первичную общую пористость не более 5%. Общая пористость выветрелых разностей этих же пород достигает 20%.

      Влажность характеризует содержание в породе воды. Общая максимальная влажность породы , представляет собой объемное содержание воды в породе, емкостное пространство которой полностью насыщено водой: 

W_Σ=W_тв(l-k_n) + k_пk_во+k_п(1-k_во)=W_xc+W_фс+W_св 

где W_xc= W_тв(l-k_n)-объемное содержание химически связанной воды в твердой фазе (минеральном скелете) породы; W_фс, W_св — объемное содержание в породе соответственно физически связанной и свободной воды; k_во — коэффициент остаточного водонасыщения пор породы, характеризующий содержание в порах физически связанной воды; к_п — коэффициент общей пористости породы.

     Величину W_Σ называют также влагоемкостью породы. Влагоемкость при определенных термодинамических условиях и характеристике воды, насыщающей породы, — постоянная величина для данной породы. Влажность породы может изменяться в широких пределах за счет изменения содержания в порах породы свободной (гравитационной) и физически связанной воды.

     Химически связанная вода присутствует в минералах горных пород в виде молекул Н₂О, входящих в кристаллы (кристаллизационная вода), или в виде ионов ОН^-, Н⁺, Н₃О⁺ (гидроксоний) кристаллической решетки минералов алюмосиликатного состава, в первую очередь глинистых минералов (конституционная вода). Примером минералов с кристаллизационной водой являются гипс CaSО₄ • 2Н₂О, а также другие минералы гидрохимического происхождения — апсомит MgSО₄ • 7Н₂О, гидроборацит CaMg • В₆О₁₁ • 6Н₂О, боронатрокальцит NaCaB₅О₉ • 8Н₂О, диоптаз Cu₆(Si₆О₁₈) • 6Н₂О. Большинство минералов с кристаллизационной водой теряют ее при прокаливании до 200 — 600 °С, однако отдельные минералы, например, мирабилит Na₂SО₄ • 10Н₂О, выделяют кристаллизационную воду при комнатной температуре.

     Конституционная вода присутствует в минералах, как правило, в виде гидроксильных ионов. Содержат ее все глинистые минералы и большое число минералов алюмосиликатного состава, не относящихся к глинистым минералам. Примеры минералов с конституционной водой: каолинит Al₄Si₄O₁₀(OH)₈, пирофиллит Al₂Si₄O₁₀(OH)₂, хлорит (Mg,Fe,Al)₆(Si,Al)₄O₁₀(OH)₈, мусковит KAl₂Si₃AlO₁₀(OH)₂, глауконит K₂(Mg,Fe)₂Al₆(Si₄O₁₀)(OH)₂, биотит K(Mg, Fe)₃AlSi₃O₁₀(OH)₂. Конституционная вода большинства минералов выделяется прокаливанием при температуре 400 —1000 °С.

     Некоторые минералы содержат как кристаллизационную, так и конституционную воду, например, галлуазит Al₄Si₄O₁₀(OH)₈ • 4Н₂О. Иногда суммарное содержание в твердой фазе минерала или породы химически связанной (конституционной и кристаллизационной) воды обозначают символом Н₂О⁺, подразумевая всю воду, выделяющуюся прокаливанием породы при температуре выше 105 °С. Очевидно, что W_xс=Н₂О⁺8_тв, где 8_тв — плотность минерала или средняя плотность породы, для которых в лаборатории найдено значение Н₂О⁺.

  Величину Н₂О⁺ определяют при термическом анализе по диаграмме потери массы при прокаливании — термогравитограмме (ТГ), которая содержит кривые изменения массы М дозы изучаемого вещества и температуры Т. Интерпретацию ТГ проводят с учетом характерных для каждого минерала аномалий на кривых М и Т, отражающих выделение химически связанной воды. Более точным является определение Н₂О⁺ в трубке Пенфилда по специальной методике. В этом случае прокаливают анализируемую пробу, собирая ивзвешивая все полученное при этом количество воды. Если до прокаливания проба содержала гигроскопическую влагу, из общей массы воды т_ъ выделенной при прокаливании, вычитают массу гигроскопической влаги т_г и вычисляют Н₂О⁺ по формуле Н₂О⁺=(m_Σ- m_г)/М, где М—масса анализируемой навески до прокаливания.

     К физически связанной воде относят ту часть воды в поровом пространстве породы, которая остается в нем благодаря взаимодействию молекул воды с поверхностью минерального скелета породы, а также в результате влияния капиллярных сил. Физически связанную воду можно удалить полностью путем высушивания образца с нагревом или в изотермическом режиме, экстрагированием образца в сокслете, частично — центрифугированием, капиллярным вытеснением или капиллярным впитыванием. Различают следующие виды физически связанной воды: пленочная; удерживаемая поверхностью твердой фазы; углов пор и тупиковых пор; капиллярно-удержанная.

     Пленочная вода представлена полислоями ориентированных молекул воды, расположенных вдоль поверхности твердой фазы частиц минерального скелета породы. Значительная, возможно большая, часть молекул пленочной воды составляет гидратные оболочки катионов, образующих адсорбционный слой на поверхности твердой фазы или распределенных диффузно в пределах пленки в виде внешней обкладки двойного электрического слоя, приуроченного к разделу твердой и жидкой фаз.

     Толщина слоя пленочной воды, который называют также аномальным, по данным различных исследователей, составляет от нескольких десятых нанометра (толщина монослоя молекул воды или гидратированных катионов) до 100 нм (суммарная толщина нескольких десятков монослоев). Физические свойства пленочной воды отличны от свойств свободной воды — плотность и вязкость пленочной воды выше, чем свободной, температура замерзания и растворимость солей ниже, диэлектрическая проницаемость и удельная электропроводность пленочной и свободной воды также различны. Аномальные свойства пленочной воды позволяют выделить ее как особую фазу в объеме пор горной породы, отличную по физическим и физико-химическим свойствам как от свободной воды, так и от твердой фазы минерального скелета.

     В основании пленочной воды на поверхности твердой фазы находится монослой адсорбированных молекул воды и обменных катионов. Молекулы воды и катионы расположены близ активных центров поверхности твердой фазы, имеющих отрицательный заряд и представленных гидроксильными группами или изоморфно замещенными ионами кристаллической решетки минералов. Часть молекул воды удерживается близ границы твердая фаза — жидкость силами молекулярного взаимодействия Лондона—Ван-дер-Ваальса, обратно пропорциональными r⁵+r⁷ (r—расстояние между взаимодействующими молекулами).

     Молекулы монослоя строго ориентированы и малоподвижны. Следующий слой образован также ориентированными молекулами воды, однако строгость их ориентации и энергия связи с поверхностью меньше, чем молекул первого монослоя. Эта закономерность соблюдается и для молекул последующих слоев. Считают, что свойства пленочной воды плавно изменяются в направлении по нормали к границе твердая фаза — жидкость, приближаясь к свойствам свободной воды по мере удаления от границы. Однако доказано, что при переходе от первых двух-трех слоев к последующим свойства воды меняются резко, что позволяет выделить слой прочносвязанной воды (2—3 монослоя) с наиболее аномальными по отношению к свободной воде свойствами.

     К прочносвязанной воде относят молекулы воды и гидратные оболочки катионов, поглощаемые межслоевым пространством кристаллов монтмориллонита и других смешаннослойных глинистых минералов (межслоевая вода или вода набухания глинистых минералов с подвижной решеткой). Прочносвязанная вода имеет плотность 1,3—1,5 г/см³, диэлектрическую проницаемость е=10-30 отн. ед. (по данным отдельных исследователей, 2,2), характеризуется температурой замерзания -74 °С, практически не растворяет соли. Удаление прочносвязанной воды, в том числе и межслоевой, происходит при температуре 105—160 °С. Прочносвязанная вода соответствует гигроскопической влажности породы. Высокая степень сцепления молекул прочносвязанной воды с поверхностью твердой фазы становится очевидной, если учесть, что воздействие на образец породы давлением до 2000 МПа не позволяет отжать всю прочносвязанную воду и что теплота смачивания сухой породы, в частности, порошка глинистых минералов, составляет 84—113 Дж/моль, т.е. в несколько раз выше теплоты свободного испарения воды, равной 19—23 Дж/моль.

     Рыхлосвязанная вода имеет плотность не более 1,1—1,2, диэлектрическую проницаемость более 30. Температура замерзания ее составляет -4 °С, она обладает способностью к растворению солей, но более низкой, чем свободная вода. При сушке рыхлосвязанная вода удаляется при Т<105 °С. Поскольку эта температура в лабораторной практике определения коэффициента открытой пористости /с_по породы принимается в качестве эталонной, значения k_no, полученные по способу Преображенского, меньше истинного коэффициента открытой пористости на величину, соответствующую объему прочносвязанной воды, которая удаляется только при Т> 105 °С. В объеме, занимаемом пленочной водой, расположен двойной электрический слой (ДЭС), возникающий близ границы твердой и жидкой фаз благодаря тому, что поверхность твердой фазы имеет электрический заряд, обычно отрицательный. Двойной слой на границе фаз состоит из внутренней и внешней обкладок Внутренняя отрицательная образована в основном анионами кристаллической решетки минералов, чаще ионами ОН", реже узлами решетки, в которых произошло изоморфное замещение ионов высокой валентности ионами более низкой валентности с одновременным выделением отрицательного заряда.

  Внутренняя отрицательная обкладка двойного слоя является моноионной с толщиной, равной размеру ионов, образующих ее. Внешняя обкладка состоит из катионов, компенсирующих отрицательный заряд поверхности твердой фазы.

     Большая часть катионов (более 90—95 %) сосредоточена в адсорбционном монослое (слой Штерна), остальные распределены диффузно в растворе, заполняющем поры, и образуют диффузную часть (слой Гуи) внешней обкладки двойного слоя. Двойной слой в целом электронейтрален так, что суммарный положительный заряд внешней обкладки компенсирует отрицательный заряд поверхности в пределах одной и той же площади, например 1 см². Потенциал U внешней обкладки в направлении по нормали к границе раздела фаз меняется вначале линейно в пределах монослоя (полный скачок), затем пропорционально 1 /х (где х — расстояние от границы), достигая нуля в свободном растворе. Общую разность потенциалов е между поверхностью твердой фазы и свободным раствором (потенциал Нернста) экспериментально измерить не удается, по данным теоретических расчетов она составляет примерно 1 В.

     Диффузная часть внешней обкладки содержит катионы и анионы при подавляющем перевесе катионов. Концентрация ионов в диффузном слое подчиняется закону

С = С₀exp[-ezU/(RT)]