пара сконцентрирована на их поверхности. Менее прочно удерживается пленочная вода, которая образует как бы вторую пленку поверх гигроскопической влаги. Отделиться вода от частицы породы может только в том случае, если силы притяжения по мере роста толщины пленки ослабнут и начнут преобладать «растягивающие усилия», обусловленные земным притяжением.

Физически связанная вода удаляется из породы путем высушивания или отпрессования. Как показали экспериментальные исследования, при давлении 3000–5000 килограммов на квадратный сантиметр почти вся рыхло- и прочносвязанная вода глин способна переходить в свободное состояние. Эта вода отпрессовывается из микрокапиллярных пор горных пород и поэтому называется поровым (горным) раствором. В естественных условиях поровые растворы постоянно выжимаются при уплотнении осадочных толщ.

При упоминании о поровых растворах, мне хочется несколько отклониться и рассказать о них чуть подробнее.

На поровые растворы приходится значительная часть подземной гидросферы. Только на дне океана, где илы имеют влажность до 60–90 %, их объем составляет примерно 145 миллионов кубических километров. Чтобы приведенная цифра была более осязаемой, следует ее сравнить с объемом Мирового океана, приведенным в таблицах 1 и 2. Сравнили? Да, читатель, это 10 % всех океанических вод Земли!

Один из зарубежных исследователей поровых растворов доктор П. Дитрих после ознакомления с томами «Основы гидрогеологии» упрекнул их авторов за недооценку роли поровых растворов, в особенности иловых вод. Упрек в какой-то мере справедливый. Действительно, как мы видели, поровые растворы представляют один из важнейших компонентов подземной гидросферы, велика их роль как переносчика растворенных веществ, как агента преобразования многих месторождений полезных ископаемых. Однако гораздо ощутимее геолого-геохимическое значение других компонентов подземной гидросферы (скажем, свободных вод), в отличие от которых роль поровых растворов еще очень слабо изучена. Именно так во время дискуссии с П. Дитрихом я объяснил «дискриминацию» поровых растворов. А вообще-то мы еще вернемся к ним в главе «Скульптор земной коры».

Свободная вода объединяет воду включений в минералах, капиллярную и гравитационную. Если вода минеральных включений заполняет изолированные и закрытые пустоты различных размеров, представляя захороненные реликты среды минералообразования, то капиллярная влага заполняет открытые поры «сухих» пород (выше уровня подземных вод) и может передвигаться под влиянием сил поверхностного натяжения. Высота капиллярной каймы достигает 6 метров и более. По сравнению с гравитационной водой эти две разновидности свободных вод имеют подчиненное значение.

Гравитационная вода как раз и образует скопления подземных вод. Она передвигается благодаря силе тяжести и напорному градиенту. Различают инфильтрующуюся воду, которая просачивается сверху вниз, и фильтрующуюся воду — она движется в виде потока по водоносному пласту. Количество гравитационной воды зависит от гранулометрического состава, пористости и трещиноватости горных пород. В глинах такая вода практически отсутствует (коэффициент водоотдачи всегда меньше 1 %). В случае крупных фракций (песок, гравий, галечник) или повышенной трещиноватости пород гравитационная вода преобладает над всеми остальными видами воды (коэффициент водоотдачи повышается до 10–30 % и даже более).

Инфильтрующаяся вода находится преимущественно в зоне аэрации — это как раз и есть пространство между поверхностью Земли и постоянным уровнем подземных вод. Тут поры заполнены воздухом, парами воды или физически связанной водой, а гравитационная вода появляется периодически: во время снеготаяния и после выпадения дождей. Вертикальное движение сверху вниз продолжается до тех пор, пока вода не встретит слоя с низкой водопроницаемостью — водоупора. На нем возникает горизонтальный поток подземных вод. Вода тогда образует зону насыщения, где и заполняет все поры и пустоты, вытесняя воздух. Исключение представляют нефтегазовые залежи и пласты: тут поры бывают заняты также нефтью и газом.

В верхних горизонтах потоком подземных вод движет гидростатический напор, вызывающий перемещение воды от высоких гипсометрических отметок к низким. На больших глубинах напорный градиент возникает чаще всего благодаря геостатическому давлению, создающему поток выжимаемых из уплотняющихся осадочных толщ вод, проявлению внутриземных сил — тектонических напряжений, и магматическим процессам, из-за которых функционируют восходящие потоки глубинных вод. Однако местами гидростатический напор проникает вниз на 5–6,5 километров.

Когда речь идет о зоне насыщения, имеется в виду вода в жидкой фазе. Нижняя граница этой зоны достигает глубины критических температур и давлений. Глубже вода находится в надкритическом состоянии, о котором ранее уже рассказывалось. Это особое состояние Н2О представляет своего рода «водяную плазму», отличающуюся гораздо большей, чем у жидкой фазы, подвижностью и очень высокой — в десятки раз по сравнению с «нормальными» условиями — растворяющей способностью. Переход из надкритического состояния в пар или жидкость сопровождается увеличением объема Н2О в 1,5–2 раза, а понижение температуры — выпадением из раствора рудных компонентов, что имеет очень важное геологическое значение.

Химически связанная вода входит в состав кристаллической решетки минералов. Одна ее разновидность — конституционная вода — не совсем правильно называется водой: это гидроксил (ОН-) или водород (Н+), превращающийся в Н2О только после выделения из минералов.

Другая разновидность — кристаллизационная вода — свойственна минералам, находящимся в условиях низких температур и давлений. Более 50 % кристаллизованной воды содержат сода Na2CO3×10Н2О (64 %) или мирабилит Na2SO4×10Н2О (55 %). Отделение ее вызывает разрушение кристаллической решетки минералов и образование безводных соединений, что в большинстве случаев достигается нагреванием до температуры не более 300~400 °C. Очень много воды образуется при переходе гипса CaSO× 2Н2О в ангидрит CaSO4, поскольку гипсоангидритовые толщи имеют региональное распространение.

Наконец, нельзя не сказать о «плачущих камнях» — цеолитах. В них вода связана с кристаллической решеткой непрочно, примерно как у физически связанной влаги. Цеолитная вода присуща, например, натролиту Na2Al2Si3O10×2Н2О. Отделение ее происходит в широком интервале температур, даже без нагревания, и не вызывает разрушения кристаллической решетки минералов. В силу особенностей структуры цеолитов удаленная из них вода при изменении термодинамической обстановки легко восстанавливается.

Полезно сравнить основные слои земной коры (осадочный, гранитный и базальтовый) с фазовой зональностью подземной гидросферы (рис. 6).

Рис. 6. Вот как меняется состояние Н2О в подземной гидросфере.

1 — лед, 2 — жидкая вода, 3 — вода в надкритическом состоянии, 4 —  мантия, где водородные связи разорваны и вода как таковая не существует.