Файл: Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря.pdf
ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 24.06.2024
Просмотров: 136
Скачиваний: 1
В последнее время структурные особенности воды стали прини мать во внимание и при изучении коагуляции минеральных частиц. Взаимодействие воды с твердой фазой суспензии, по мнению Леонар да и Лоу [280], определяется нарушенностью структуры водной части суспензий. По их данным, вода в суспензии более упорядочена, чем чистая вода. Чем меньше в суспензии воды, не связанной с поверх ностью твердых частиц, тем выше оказывается ее натяжение, стрем ление к сокращению объема. В случае глинистых суспензий вся вода оказывается в зоне воздействия поверхностей частиц на структуру, натяжение ее при этом возрастает, а броуновское движение взвешен ных частиц замедляется. Тем самым облегчается агрегирование (слипание) частиц, приводящее к образованию геля. Если же между частицами сохраняется вода с неискаженной структурой, то натя жение не возрастает и коагуляция не происходит.
Искажение структуры воды в осадках сказывается на темпера туре замерзания. Интересные данные были получены методом диф ференциального термического анализа при низкой температуре [275]. В интервале 0—195° С отмечен ряд экзотермических остановок, связанных с замерзанием какой-то части содержащейся в глине во ды. Например, при охлаждении монтмориллонита регистрируются три экзотермических пика: первый — около —4° С, второй — в ин тервале от —4,5 до —10° С и третий между —25 и —30° С. Для галлуазита отмечаются также три пика, но в других интервалах. По два пика показывают нонтронит и вермикулит и один — каолинит и иллит. Положение пиков на температурной шкале определяется составом поглощенных катионов.
Результаты, полученные с помощью ЯМР [211], подтверждают тот факт, что связанная вода каолинита менее подвижна, чем соот ветствующие фазы воды монтмориллонита, поскольку кристаллохимические свойства поверхности каолинитовых кристаллитов позволяют адсорбированным молекулам образовывать пространст венную упорядоченную анизотропную структуру. Роль обменных катионов при этом незначительна. В монтмориллоните связанные молекулы воды, в ориентации которых большую роль играют обмен ные катионы, располагаются беспорядочно, сохраняя большую подвижность, чем в каолините.
Уяснив до некоторой степени влияние поверхности дисперсной фазы на нарушение структуры воды, перейдем к рассмотрению того, как это сказывается на вязкости воды и особенностях ее течения в пористых средах (главным образом в глинах). Известно, что зави симость водопроницаемости глины от ее пористости представляет собой прямую линию вплоть до очень малой проницаемости, после чего она изгибается в направлении начала координат. Такое пове дение и неприменимость обычных уравнений потока к глинам счита ются признаком существования на поверхности дисперсных частиц глин слоя воды с высокой вязкостью, который намного снижает эф фективную пористость. При этом вязкость слоя должна повышаться по мере приближения к поверхности.
82
Известно также, что при низких гидравлических градиентах по ток не подчиняется закону линейной фильтрации Дарси. Вместо этого наблюдается непропорциональное увеличение скорости потока с увеличением гидравлического градиента. Рассматривая воду вблизи минеральных поверхностей как неньютоновскую жидкость, вязкость
которой зависит |
от сдвигового усилия, можно предположить, что |
с увеличением |
сдвигового усилия структура воды нарушается. |
В пользу такого |
предположения свидетельствуют довольно много |
численные данные о существовании порогового гидравлического гра диента, который должен быть превышен, чтобы началось движение жидкости.
Упомянутые выше исследования и их результаты хорошо Со гласуются с представлениями об образовании водородных связей между сорбированными молекулами воды и активными центрами поверхности глинистых минералов и энергией активации, необходи мой для разрыва этих связей. Ф. Лоу [151] определил энергию ак тивации вязкого течения воды через бентонитовую пасту. Она оказа лась равной 4,35 ккалімоль, в то время как для вязкого потока чи стой воды — 3,85 ккалімоль. Повышение структурной вязкости и определяет такую разницу в энергии активации.
На основании обобщения результатов^ исследований, проведен ных до 1961 г., Ф. Лоу сделал выводы о том, что если вода вблизи поверхности глинистых частиц имеет квазикристаллическую струк туру, то ее гидромеханические свойства должны быть следующими:
1. |
Вода должна иметь предельное сопротивление |
сдвигу, |
обусловливающее |
||
существование порогового гидравлического |
градиента, |
ниже которого поток |
не |
||
возникает. |
|
|
|
|
|
2. |
После возникновения потока должен |
существовать диапазон гидравличе |
|||
ских градиентов, в котором течение не является ньютоновским, |
т. е. вязкость |
за |
|||
висит |
от сдвигового усилия. |
|
|
|
|
3. |
Вязкость должна увеличиваться с приближением к поверхности глины. |
||||
4. |
Вблизи поверхности глины вязкость воды должна быть выше, чем вязкость |
свободной воды.
Изученные нами глубоководные осадки Черного моря содержат свободной и рыхло связанной воды значительно больше, чем прочно связанной, кроме того, в них есть заметная доля алевритовых и бо лее крупных фракций. Эти факты дают возможность объяснить логарифмическую зависимость коэффициента фильтрации от коэф фициента пористости, исходя из вышеизложенных принципов струк турной теории.
Заметим однако, что порогового гидравлического градиента в неуплотненных осадках при фильтрации поровой жидкости через образец мы не обнаружили. По-видимому, он становится заметным только при довольно значительном уплотнении осадка, поскольку, согласно структурным представлениям, предельное сопротивление сдвигу может сказываться на возникновении фильтрационного пото ка лишь тогда, когда доля прочно связанной воды окажется доста точно большой по сравнению с влажностью образца вследствие
6* |
83 ' |
К, мм/год |
К, мм/год |
|
|
|
Ю1 |
250-265 120Щ
/о
/ |
2 |
6 |
1 |
2 |
|
Ст.1627 |
|
|
ст.1629 |
Рис. 22. Зависимость коэффициента фильтрации от коэффициента порис тости, станции 1627 и 1629.
К,мм/год |
к,мм/год |
2 |
3 |
Ст. 1921 |
Ст. 1923 |
Рис. 23. Зависимость коэффициента фильтрации от коэффициента пористости, станции 1921 и 1923.
уменьшения количества свободной воды, отжимаемой при уплот нении.
Рассматривая графики зависимости коэффициента фильтрации от коэффициента пористости (рис. 22—24), построенные по результатам компрессионных испытаний образцов донных осадков, можно отме тить отклонение от логарифмического закона для отдельных об-
84
разцов в области максимальных значений коэффициента пористости. Наибольший коэффициент пористости, по условиям проведения экс перимента, соответствует наименьшей уплотняющей нагрузке, а сле довательно, и малому градиенту давления. Уменьшение коэффициен та фильтрации относительно значений, соответствующих линейному закону фильтрации, в данном случае косвенно свидетельствует о за висимости вязкости поровой жидкости от сдвигового усилия. Это
к,мм/год |
н,мм/год |
I — I |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 — * |
1 |
' |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
Л |
7 |
8 |
9 |
10 |
11 |
12 |
13 ft t |
0 |
1 2 |
3 |
4 |
|
5 |
6 6 |
|
|
|
|
|
ст. 1913 |
|
|
|
|
|
Ст. 1926 |
|
|
|
|
Рис. 24. Зависимость коэффициента фильтрации от коэффициента пористости, станции 1918 и 1926.
явление можно объяснить связыванием воды органическим гелем. Дажесравнительноневысокоесодержание органических веществ типа некоторых полисахаридов способно связывать большое количество воды в натуральном осадке. Органический гель, заполняя поры осад ка, также снижает его проницаемость. Однако такую трактовку пониженной водопроницаемости неуплотненных осадков нельзя счи тать окончательной, поскольку мы не располагали возможностью определять содержание органического вещества в поровых растворах.
Действие физических полей Земли на морской осадок. Уплотне ние глубоководных осадков. Гравитационное поле Земли обусловли вает уплотнение осадка. В слое воды создается гидростатическое давление Р, определяемое высотой столба жидкости и ее удельным весом. На твердые частицы осадка действует выталкивающая сила, согласно закону Архимеда. В результате структурного взаимодей ствия поровой воды и твердых частиц осадка в гравитационном поле создается избыточное давление на каждый выделенный слой осадка со стороны вышележащих (покрывающих) слоев. Оно определяется разностью между объемным весом поровой воды и объемным весом осадка в покрывающем слое, а также мощностью этого слоя.
85
Поскольку твердые частицы свежего осадка окружены водной оболочкой с убывающей к периферии прочностью связей твердой и жидкой фаз, а осадок в целом имеет рыхлую структуру, то в на чальный момент уплотнение давления вышележащих слоев воспри нимается только водой. По мере выжимания воды, скорость которо
го определяется водопроницаемостью осадка, нагрузка |
передается |
||
на |
скелет, состоящий из твердых частиц. |
|
|
|
В связи с этим напряжение в скелете грунтовой массы осадка |
||
для |
любого момента времени определяется выражением |
||
|
о"ск = |
q — Р, |
|
где Стек — напряжение в скелете, |
q — давление от веса |
покрываю |
щего слоя, Р — избыточное (сверх гидростатического) давление в поровой воде.
Через некоторый промежуток времени, величина которого зависит от мощности покрывающего слоя, водопроницаемости и скорости на растания нагрузки, давление в поровой воде снижается до нуля. Вся нагрузка, начиная с этого момента, будет восприниматься скелетом.
Количественно процесс изменения давления в воде во времени описывается зависимостями фильтрационной теории уплотнения грунтов [85, 230, 237]. Для оценки давления в поровой воде, возни кающего при формировании осадка и на начальной стадии его диаге неза, можно рассматривать случай уплотнения слоя грунта, мощ ность которого возрастает во времени от нуля до величины h (t) с учетом переменной проницаемости при изменении в процессе уплот нения его пористости и напряженного состояния. Поскольку мощ ность слоя мала по сравнению с его протяженностью по простиранию, можно использовать решение одномерной задачи. Вследствие того, что при уплотнении достаточно мощной толщи осадков в ее основа нии раньше достигается предельное уплотнение, или же толща может залегать на водонепроницаемых породах, нижнюю границу можно принять за водоупор. В этом случае уравнение уплотнения будет
иметь |
вид |
|
|
, о дР |
|
|
|
|
|
дР |
, |
( дР \ 2 |
, я дгР |
. ÔF |
Л |
п |
|
Здесь |
|
|
|
|
|
|
|
|
. — |
(1+ •*>-£-. Р - . А . |
J i i ^ i - , |
- Ï — |
|
||||
|
|
|
|
|
У да |
|
|
|
Р — давление |
в |
рассматриваемой |
точке области уплотнения, k — |
|||||
коэффициент |
фильтрации, |
е — коэффициент |
пористости, ст — сжи |
мающие напряжения в скелете грунта; остальные значения те же, что и в формулах IV.
Воспользовавшись приемом, описанным в работе В. А. Флори
на [237], заменим переменную Р следующим выражением: |
|
/ > = 4 - M ç + Q _ J r Z + - £ - / - F + A |
(5,2) |
где С и D — произвольные константы. |
|
86