книги из ГПНТБ / Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря

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

Подставляя значение Р в (5,1) и проведя необходимые преобра­ зования, получим уравнение уплотнения

		^	+ 6	^ = 0.	(5,3)
Положим начальное		условие:		при t = 0, Р = 0.	Отсюда ф =
— е°	— С. Выберем	значения		констант D — 0 и	С = 1. При
этом получим ф = 0.					h (t), Р = 0,
Граничные условия одномерной задачи: при Z =
Ф =	0; при Z = 0 на водоупоре			-|^- = 0, -||- = -|г (ф + С).

В дальнейшем решение этой задачи сводится к определению функции ф, удовлетворяющей граничным условиям и начальному условию. Одни используют для этого метод Фурье, другие — метод конечных разностей. В любом случае, определив функцию ф, тем самым можно получить функцию Р по зависимости (5,2).

Функция давления (напорная) полностью характеризует про­

цесс	уплотнения осадка на начальных стадиях уплотнения до тех
пор,	пока не начинает сказываться влияние прочно связанной воды

и ползучести скелета.

Начальная стадия диагенетического уплотнения, таким обра­

зом, может считаться фильтрационной. Следствием	уплотнения яв­
ляется поток поровых вод, направленный снизу	вверх в толще
осадка.
Глубоководные осадки Черного моря из-за своей	неоднородности

в толще имеют специфические особенности. Наиболее существенной из них является аномальное распределение влажности по глубине вследствие изменения гранулометрического состава осадков.

Слои, обогащенные алевритовыми или песчанистыми фракциями и залегающие под слоем с пониженным коэффициентом фильтрации, имеют аномально высокую влажность и весьма малую пластическую прочность. В подобных случаях осадок в слое становится разжи­ женным. Водопроницаемость такого слоя всегда выше, чем у покры­ вающего. Это наблюдается, например, на станции 1627 на глубине 77—80 и 165—175 см (см. рис. 22), станции 1918 в интервале 70— 80 см (см. рис. 24) и др.

Аномальное увеличение влажности в данном случае хорошо объяс­ няется существованием потока поровых вод снизу: выжимаемая из нижележащих слоев вода как бы подвешивает вышележащий ме­ нее проницаемый слой. В слое с аномальной влажностью уменьшает­ ся сопротивление сдвигу, что может служить причиной подводного оползания.

Подобные закономерности описал H. М. Герсеванов [85] для грунтовой массы и потока грунтовых вод. Увеличение влажности грунта с глубиной он считал доказательством существования пото­ ка грунтовых вод, направленного снизу вверх.

Согласно фильтрационной теории уплотнения, H . М. Герсеванов

87

установил следующую зависимость между влажностью грунта и градиентом давления:

g r a d P = - ^ L . <5 '4 > Здесь ô и у — удельный вес скелета и поровой воды, aw — влаж­

ность слоя с повышенной влажностью.

Для рассмотренных случаев слоев с аномальной влажностью на­ ми получены следующие средние градиенты давления:

	«.	р • ю - '
Станция	Интервал, см	ат/.м
1627	77—80	0,64
	165—167	0,79
1918	70—80	0,58

Используя эти данные и измерив коэффициент фильтрации, можно определить скорость движения поровых вод в верхней части глубоководных осадков Черного моря. Положим, что средний коэф­ фициент фильтрации верхних слоев осадков равен 500 мм/год. При

градиенте напора около 0,7 получим скорость		фильтрации	ѵ =
— 350 мм/год,	согласно закону линейной фильтрации Дарси.
Выжимаемая при уплотнении осадков поровая		вода смешивает­
ся с наддонной водой, вследствие чего свойства и особенности			при­
донного слоя	близки к поровым растворам верхнего слоя осадков.

В. Е. Ветштейн, исследуя изотопный состав кислорода в водах Чер­ ного моря, установил, что в придонном слое количество тяжелого изотопа кислорода понижено (устное сообщение). Он объяснял это притоком речных вод. Однако гидрологический режим Черного моря таков, что воды речного стока не поступают в придонные слои; более того, придонная масса черноморской воды формируется в ос­ новном из мраморноморской воды, привносимой нижним босфор­ ским течением. В таком случае единственно возможной причиной наблюдаемого явления может быть лишь поступление выжимаемых из осадков поровых вод. Изотопный состав кислорода поровых вод осадков, отлагавшихся тогда, когда нижнего босфорского течения не существовало (в новоэвксинское время), по-видимому, прибли­ жался к таковому речных вод. Если поровые воды, отжатые при уплотнении таких осадков, достигли поверхности дна, то описанные особенности изотопного состава современных придонных вод Черно­ го моря, вероятно, подтверждают наличие фильтрационного потока из толщи осадков. Однако в нашем распоряжении пока мало экспери­ ментальных наблюдений, и мы отдаем себе отчет в том, что для окон­ чательного доказательства этого положения необходимы более пол­ ные данные.

Влияние магнитного поля Земли на глинистые осадки исследо­ вал Ю. Б. Осипов [182а]. В результате его экспериментальных исследований установлено, что магнитное поле влияет на осаждение глинистых частиц, формирование структуры и текстуры глинистых осадков и их механические свойства. На поверхности глинистыхминералов находятся высокодисперсные ферромагнитные частицы,

88

прочно связанные с глинистыми минералами. Ю. Б. Осипов устано­ вил ориентационный эффект, повышенное диполь-дипольное взаимо­ действие, распад глинистых агрегатов в нулевом слое, а также пондеромоторный эффект в неоднородном поле. Это позволяет рассмат­ ривать глинистые суспензии и осадки как слабо ферромагнитные системы. Стабилизирующее действие внешнего магнитного поля на агрегатообразование и распад агрегатов в нулевом поле свидетель­ ствуют о наличии особых связей в глинистых осадках, обязанных магнитным силам, причем в некоторых случаях величина этих сил может быть соизмерима с электростатическими. Наличие одноимен­ ных зарядов на поверхности частиц гидрослюд способствует их ориен­ тации при осаждении и уплотнении в геомагнитном поле.

Принимая во внимание особенности минерального состава и гра­ нулометрии глубоководных осадков Черного моря, можно полагать, что геомагнитное поле способствует формированию структуры осад­ ков типа пачки плоских сеток. Такой тип структуры осадков, по-види­ мому, обусловливает их сравнительно низкую водопроницаемость.

Диффузный перенос компонентов в осадке. Применительно к морским осадкам мы будем рассматривать в качестве компонентов основные ионы поровых растворов. Наиболее удобным для экспери­ ментальных исследований диффузии считается ион хлора. Его кон­ центрация в растворе определяется довольно просто и, кроме того, известно, что в морских осадках ион хлора химически твердыми час­ тицами не связан. Количественно процесс описывается в простейшем случае одномерной диффузии в идеальном растворе при отсутствии внешних сил следующим образом (закон Фика):

/t =	D, - 2g - ,		(5,5)
где jt — поток і-го компонента	через единицу	времени, Dc	— ко­
эффициент диффузии, Ci — концентрация г'-го		компонента,	- ^ - —-

градиент концентрации і-го компонента по оси z.

Коэффициент диффузии определяется особенностями диффунди­ рующего компонента и его взаимодействием со средой, в которой происходит диффузия.

Практически градиент концентрации рассчитывают по данным гидрохимического анализа поровых вод. Гораздо сложнее обстоит дело с определением коэффициента диффузии морских осадков. Впервые коэффициент диффузии иона хлора в морских осадках

определил Куллинберг, показав [278, 2 7 9 ] , 4 T O D = 0,173см2 /сутки.
Н. А. Окнина, исследуя процессы диффузии и диффузионного вы­
щелачивания солей в глинистых породах, установила	коэффициент
диффузии ионов хлора в новоэвксинских отложениях	Черного моря

[ 1 8 1 ] . Она определяла коэффициент диффузии		из решений уравне­
ния диффузии для нестационарного потока	и полубесконечного		ци­
линдрического образца и выяснила, что	D =	0,70 см2/сутки	для
образца глинистого ила влажностью 56%.
			8»

В работе О. В. Шишкиной [253] приводятся данные о коэффици­ енте диффузии ионов хлора в глубоководных осадках Черного моря (без указания их литолого-стратиграфических особенностей), опре­ деленные также посредством решения уравнения диффузии для не­ стационарного потока, но при другой постановке эксперимента и при использовании точного решения уравнения для определения коэф-

V	^	1	1	V

2

Рис. 25. Установка для измерения коэффициента диффузии ионов хлора.

I — образец, 2 — раствор, 3 — дистиллированная вода.

фициента диффузии. Измеренные Шишкиной коэффициенты диффу­ зии лежат в пределах от 0,46 до 0,54 смг/сутки при влажности образца 59%. В этой же работе рассчитан диффузионный поток ионов хлора от поверхности дна в толщу донных осадков.

С целью количественной оценки роли диффузионных процессов в глубоководных осадках Черного моря мы также определяли ко­ эффициент диффузии, применяя два метода: диффузионной ячейки и нестационарного потока.

Метод диффузионной ячейки основан на использовании решения дифференциального уравнения Фика для стационарного потока (5,5). Образец осадка в виде цилиндра диаметром 45 мм и высотой 10 мм помещают в ячейку из оргстекла (рис. 25). Торцы образца, покрытые слоем фильтровальной бумаги, опираются на сетчатые фильтры. Ячейку помещают в сосуд, заполненный 6—8 л придонной воды. Камера ячейки, заполненная дистиллированной водой, промыва­ ется через каждые 24 ч равными объемами дистиллированной воды. В промывной воде определяют концентрацию иона хлора. Установ­

ление стационарного	диффузионного		потока определяют по изме­
нению концентрации иона хлора в камере ячейки. Когда				содержание
хлор-иона в суточных пробах становится постоянным,				коэффициент
диффузии определяют	из выражения
	D	ml		(5,6)
		St (С п -	Ся ) '

90

где m — содержание иона хлора в камере ячейки, S — площадь се­ чения образца, t — промежуток времени между определениями, Сп — концентрация хлора в придонной воде, Ся — концентрация хлора в ячейке с дистиллированной водой, / — высота образца.

Второй метод нестационарного диффузионного потока основан на определении коэффициента диффузии из решения дифференциаль­ ного уравнения Фика

dt	= D	dz1	(5,7)
д С

для простейшего случая однородного полубесконечного изолиро­ ванного по боковой поверхности цилиндра (образец осадка) при условии однородности концентрации хлора по длине цилиндра в на­ чальный момент и ее постоянства на поверхности образца.

Решение уравнения (5,7) при этих условиях хорошо известно. Однако мы воспользовались приемом А. А. Чернова, который, определяя из этого решения D, аппроксимировал его следующим

приближенным выражением:

С=А^Ш'

(5-8)

где С — концентрация, определенная на расстоянии / отисточника по истечении времени t от начала диффузии, А — постоянная вели­ чина.

Следуя А. А. Чернову, для практических расчетов это выражение

логар ифмируется :
lg С = lg А - Ш - Р.	(5,9)

Очевидно, что уравнение является линейным относительно lg С и /2 . Для определения D по экспериментально определенным точкам

строили график зависимости lg С = / ( / ) . п о которому		находили
тангенс угла	наклона прямой к оси абсцисс tg а. После чего расчет
коэффициента	диффузии выполнялся по формуле
	' D = ^ L .	(5,10)
	4 tg а	V ' /

Эксперимент был сходен с проведенным Н. А. Окниной и состоял в том, что образец осадка помещали в цилиндрический патрон из полиэтиленовой трубки (внутренний диаметр 30 мм, длина 100 мм). На торец помещали таблетку из хлористого натрия, патрон завора­ чивали вместе с таблеткой в полиэтиленовую пленку, парафиниро­ вали и помещали в термостат с температурой 8—9° С. Через 15 суток патрон вместе с образцом разрезали на части высотой по 10 мм, из каждого слоя отпрессовывали поровый раствор и в нем определяли концентрацию хлор-иона. Значения ее, отнесенные к середине слоя, наносили на график и далее рассчитывали D, как описано выше.

Метод диффузионной ячейки использовался нами для оценки влияния нарушения первичной структуры осадка на коэффициент

91

диффузии; измерения проводились при комнатной температуре. В связи с тем, что при нарушении структуры тонкослоистых древнечерноморских илов в образец попадает воздух и устранить его без уплотнения образца невозможно, исследовались образцы современ­ ных отложений и древнечерноморских серых неслоистых илов.

Установлено, что при влажности современных осадков (извест- ково-глинистого ила) около 200% нарушение структуры образца на

			Т а б л и ц а 11
Коэффициент диффузии ионов хлора в донных осадках Черного моря
Возраст	Станция Интервал, см	Характеристика ила	Коэф. диффу­
осадков			зии, см2/сутки

Современ­	1631	0—25
ные	1631	0—25
	1918	12—18
	1923	5—9
Древне-	1629	125—135
черно-	1629	125—135
мор­
ские	1629	250—255
	1629	290—294
	1923	128—135
Новоэвк­	1629	650—660
син­	1918	240—243
ские	1923	480—485

Известково-глинистый се­			0,180
	рый		0,178
То же, нарушенная струк­
	тура
Глинистый		тонкослоистый	0,170
	»	»	0,186
То	же, однородный		0,630
То	же, нарушенная струк­		0,635
	тура
Глинистый		серый	0,645
Тонкослоистый			0,186

»плотный 0,170

Глинистый	светло-серый	0,393
»	серый	0,439
»	светло-серый	0,410

коэффициенте диффузии заметно не сказывается (D = 0,18 см21сутки). Коэффициент диффузии серых неслоистых илов древнечерноморского возраста также не зависит от нарушения структуры, если только влажность постоянна, и равен 0,62—0,65 см2/сутки.

Поскольку метод нестационарного диффузионного потока более

высоко производителен, то его применяли для определения			коэффи­
циента	диффузии в образцах с условно ненарушенной		струк­
турой	(табл.	11) — тонкослоистых древнечерноморских	(0,17—
0,186 см2/сутки)		и серых новоэвксинских илов (0,39—0,44 см2/сутки).

Следует отметить, что определяемый в морских осадках коэф­ фициент диффузии — эффективный параметр, так как диффунди­ рующий компонент перемещается только в жидкой фазе осадка. Коэффициент диффузии в минеральном скелете осадка имеет зна­ чение порядка Ю - 2 0 , и диффузией в твердой фазе можно пренебречь. Если можно было бы допустить, что свойства воды, заполняющей поровое пространство осадка, идентичны свойствам воды в нормаль­

ных условиях и физическая картина процессов диффузии	одна и
та же, то коэффициент диффузии в осадке можно было узнать,	исходя

92