Физические состояния природной воды

В природе подземная вода встречается в паро­образном. жидком и твердом состояниях.

Парообразная вода представляет собой либо пары воды, адсорбированные частицами породы, и тогда она называется гигроскопической водой, либо пары, свободно передвигаю­щиеся в пустотах горной породы.

Конденсация парообраз­ной влаги от гигроскопической (1) до молекулярной гигроско­пичности (2), пленочной (3, 4) и капельно-жидкой (5)

Это движе­ние пара, как всякого газа, совершается из мест с боль­шей упругостью водяного пара в места с меньшей его упругостью. Гигроскопиче­ская вода окружает частицы породы в виде изолирован­ных молекул воды, которые, накопляясь, сливаются меж­ду собой, образуя сплошную пленку воды толщиной в одну молекулу. В этом случае влажность породы носит название максимальной ги­гроскопичности. В такой породе влажность воздуха равна 100%. Переход водя­ных паров в гигроскопиче­скую воду сопровождается выделением тепла, причем гигроскопическая вода пере­двигается из одних слоев в другие, превращаясь в сво­бодные водяные пары.

Определение гигроскопичности почвы рекомендуется делить на две отдельные операции:

1. Извлекать всю воду (капиллярную вместе с гигро­скопической) в вакуумэксикаторе над раствором фосфорного ангидрида, доводя разрежение несколько раз до 2—3 см рт. ст.

2. Подвергать увлажнению вполне высушенную породу для определения гигроскопической воды над 10-процентным раствором серной кислоты, заменяя его несколько раз свежим раствором. Второй опыт необходимо продолжать
   несколько дней для возможно точного достижения того количества гигроскопической воды, которое соответство­вало бы относительной влажности, устанавливаемой над 10-процентным раствором H₂S0₄.

Атмосферу пара не доводят до насыщения, потому что по опыту вблизи точки насыщения небольшие случайные местные охлаждения вызывают осаждение росы, которая, конечно, не может считаться гигроскопической водой. Искомые количества влаги определяются каждый раз взвешиваниями до и после осушения или увлажнения.

Ниже приводятся некоторые средние данные относи­тельно гигроскопичности различных русских черноземов по Н. П. Адамову(в %):

Глинистые черноземы	8,73
Суглинистые	7,16
Супесчаные	7,07
Песчаные	7,33

Э. Г. Лоске приводит следующие общие выводы отно­сительно гигроскопической особенности почв:

1. Поглощение водяных паров из воздуха почвой сопровождается выделением кроме открытой теплоты испа­рения еще так называемой теплоты смачивания, умень­шающейся по мере поглощения паров и, наконец, прекра­щающейся, когда почва вполне насыщается гигроскопиче­ской влагой.
2. Гигроскопическая способность почвы находится в тес­ной зависимости от общей поверхности всех почвенных частиц., но, по-видимому, не пропорциональна последней и,  несомненно, обусловливается и другими физико-хими­ческими свойствами почв.
3. Хотя почвы с высоким содержанием глины и ила в общем и обнаруживают значительную гигроскопичность, однако попадаются и такие, которые, несмотря на высокое содержание глины, все-таки сравнительно слабо погло­щают водяные пары из воздуха.
4. Кроме глины, почвы обыкновенно содержат (конечно, в различных количествах) некоторые химические составные части с весьма сильно выраженной гигроскопичностью, как-то: цеолиты, гидраты железа, кремнезема, глинозема, гумусовые вещества, гигроскопические минеральные соли и пр. Эти составные части играют весьма важную, быть может даже решающую, роль в гигроскопической способ­ности почвы.
5. Гигроскопическая влага почвы не может принести прямой пользы растениям в смысле непосредственного снабжения их необходимой водой. Однако высокий коэффи­циент гигроскопичности почвы все-таки может иметь неред­ко довольно существенное косвенное значение для растений, предотвращая поглощением значительных количеств влаги из воздуха возможность слишком быстрого высыха­ния и сильного накалива­ния почвы в засушливых местностях, подверженных действию сухих и жарких ветров.

Понимая под гигроско­пической влагой ту, кото­рая поглощается из паров воздуха при относительной влажности ниже 100%, мы никоим образом не должны смешивать с ней влагу, осаждающуюся из воздуха при насыщении на поверх­ности почв и всяких тел, охлажденных ниже «точки росы». Этот вид осаждения может дать почвам гораздо большие количества жид­кой влаги.

Расположение гравитаци­онной, капиллярной и пленочной влаги в порах горной породы

где I — капиллярная вода в трещинах плотной породы, II — капиллярная вода в рыхлой породе; 1 — зерна песка, 2 — капиллярная вода, 3 — парообраз­ная влага, 4 — молекулярно связан­ная вода, 5 — гравитационная вода

Жидкая вода бывает в виде пленочной, капил­лярной и гравитационной.

Пленочная вода образует пленки вокруг отдельных частиц породы в том случае, когда воздух в породе насыщен водя­ными парами (рис. 5). Эта вода передвигается из слоев, имеющих более толстые пленки, в слои с более тонкой пленкой. Влажность слоя, при которой толщина пленок достигает максимальной величины, А. Ф. Лебедев называет максимальной молекулярной влагоемкостью. Воздух в таких слоях имеет максимальную упругость паров при данной температуре.

Пленочная вода благоприятствует развитию микроорга­низмов, но ее недостаточно для жизни растений (близка к коэффициенту увядания).

Слои пленочной воды передвигаются независимо от направления движения воды. Пленочная вода не под­вержена гидростатическому давлению и не замерзает при температуре —1,5° С.

Капиллярная вода заполняет капиллярные (волосные) пустоты в породе. Она распространяется по породе во всех направлениях от капельно-жидкой воды, образующей оформленный водоносный горизонт. Высота поднятия капиллярной воды зависит от диаметра пор в горной поро­де: чем меньше диаметр каждой поры, тем выше подъем капиллярной воды. При расходе капиллярной воды на испарение или поглощение корнями растений уровень ее быстро восстанавливается путем притока из водоносного горизонта. Если же капиллярная вода потеряла связь с водоносным горизонтом, то она уже не может передви­гаться и, расходуясь на испарение вверх, снизу не дости­гает прежнего уровня. Такая вода называется подвешенной.

Капиллярная вода широко используется растениями.

Гравитационная вода (называется также капельно­жидкой) передвигается под влиянием силы тяжести, вос­принимая гидростатическое давление. Это — нисходящая вода, стекающая в породе сверху вниз или по поверхности водоупорного пласта. Частным случаем гравитационных вод можно считать воды восходящие, движение которых как бы совершается вопреки действию силы тяжести. Эти воды поднимаются под действием гидростатического, газо­вого или парового давления в замкнутых водоносных плас­тах.

При смачивании твердой поверхности частиц горной породы молекулы воды приходят во взаимодействие с этой твердой поверхностью, причем теряют под воздействием силового поля твердой поверхности часть степеней сво­боды движения, располагаются более плотно и постепенно переходят от состояния свободных движений до состояния связанного с частицей горной породы (Андрианов, 1946). Поэтому в этих случаях и называют воду «связанной». В свою очередь частицы горной породы, облеченные обо­лочками молекул связанной воды, представляют собой сложную систему горная порода + вода, которая по своим свойствам нередко резко отличается от сухой горной поро­ды. Это имеет очень большое значение при оценке горных пород в практическом отношении — при земледелии, строи­тельстве и т. д. Связанная вода находится под очень боль­шим давлением: притяжение тем больше, чем ближе пленка воды расположена к поверхности твердого тела; оно исчис­ляется сотнями и тысячами атмосфер. При этом меняются существенно и свойства связанной воды: ее плотность, теплоемкость, электропроводность, вязкость, температура замерзания и т. д.

С. И. Долгов различает прочносвязанную воду, удерживаемую у поверхности частиц почвы давлением до 10 000 атм, и рыхлосвязанную воду, располагающуюся поверх первой, причем верхние слои рыхлосвязанной воды находятся под давлением менее 1 атм; эти виды воды недоступны (первый) или труднодоступны (второй) для растений. Далее следует свободная вода:

1. капиллярно-неподвижная
2. капиллярно-подвижная
3. капиллярно­-легкоподвижная
4. просачивающаяся
5. свободная в состоянии грунтового потока.

Движение первых трех видов воды подчиняется главным образом капиллярным силам, а последних двух — гравитационным (силе тяжести). Наконец, водяной пар образуется в почве при наличии самых минимальных количеств подземной воды. Он играет важную роль в процессах испарения и конденсации под­земной воды.

Капиллярно-разобщенное (капиллярно-неподвижное) состояние свободной воды имеет место, когда последней так мало, что только в самых тонких капиллярах она соби­рается в отдельные капли, ограниченные вогнутыми менис­ками. Капиллярно-подвижное (четочное) состояние насту­пает при некотором увеличении количества воды, когда отдельные капли приходят в соприкосновение друг с дру- гом. И, наконец, капиллярно-легкоподвижное состояние наблюдается тогда, когда капиллярные поры целиком заполнены водой и в капиллярном потоке нет пережимов. Это бывает при подъеме подземных вод или при просачи­вании поверхностных вод по окончании гравитационного движения сверху (см. рис. 4 и 5).

В твердом состоянии вода встречается в виде льда пещерного, каменного, ископаемого и в виде льда в порах и трещинах мерзлой породы (мерзлота). В природе кроме перечисленных видов воды существуют воды, связанные либо химически с различными минеральными соединениями (мусковит (HK)2AlSiO4, каолин (HK)2 Al2Si3O8 и др.), либо кристаллизационно—гипс (CaSO42H20).

Эти воды могут быть магматического про­исхождения (мусковит) или входить в состав минералов при процессах  выветривания, гидрата­ции и т. п.

Схема образования грун­товых вод

где 1 — горизонт почвенной (подвешенной) воды, 2 — горизонт с максимальной мо­лекулярной влагоемкостью, 3 — капил­лярная кайма грунтовых вод, 4 —грун­товые воды, 5 — относительно водоупор­ное ложе грунтовых вод, 6 —слой с по­стоянной молекулярной влажностью, как и слой 2, 7 — капиллярная кайма межпластовых нисходящих вод, 8 — меж- пластовая нисходящая вода, 9 — ее во­доупорное ложе, 10 — слой с постоянной молекулярной влажностью

А. Ф. Лебедев очень подробно развил представление о механиз­ме движения парообраз­ной влаги в порах грунта и указал на большое его значение для образования подземных вод. Летом упругость водяных паров в почве и грунте уменьшается с глубиной, следствием чего должно являться передвижение воды в форме пара из вышележащих слоев поч­вы и грунта в слои ниже­лежащие. Такое движение будет продолжаться до зоны, где начинается слой с постоянной температу­рой земной коры. Этот слой лежит в среднем на глубине около 20м. С даль­нейшим углублением тем­пература земли увеличи­вается, а вместе с темпе­ратурой увеличивается и упругость водяных па­ров. Таким образом, в зо­не, где заканчивается сол­нечный тепловой режим, сверху и снизу направляются два потока водяного пара, которые, конденсируясь в этой зоне с минимальной упругостью водяного пара, дают начало первому горизонту грунтовых вод. В степях, где геологические (мощные толщи лесса и краснобурых глин) и топографические условия позволяют наблюдать это явле­ние часто без дополнительных искажений, первый горизонт грунтовых вод действительно нередко залегает на глуби­не, где начинается постоянная температура земной коры.

А. Ф. Лебедев отмечает, что горизонт грунтовых вод повторяет этот рельеф земной поверхности в несколько смягченной форме, как это давно установлено практикой. С точки зрения генезиса этих вод, такое явление становится закономерным, так как по легко понятным причинам глу­бина, где начинается постоянная температура земли, или, что тоже, где оканчивается влияние солнечного режима, должна повторять в смягченной форме дневную поверх­ность земной коры.

Состояние упругости водяных паров в глубоких слоях земной коры нарастает с глубиной. Так как влажность пород в глубине всегда бывает больше их максимальной гигроскопичности, то в порах пород наблюдается насы­щенный при данной температуре водяной пар, т. е. упру­гость водяного пара будет функцией температуры. Вглубь от зоны постоянной температуры упругость водяных паров увеличивается. Следствием этого является одностороннее движение воды в форме пара из глубин к слою, где начи­нается влияние солнечного режима.

В слоях с меньшим термическим градиентом передви­жение парообразной воды не одинаково. Поэтому на гра­нице двух зон, из которых нижняя имеет меньший геотер­мический градиент, а вышележащая — больший, образует­ся капельно-жидкая вода, дающая начало грунтовым водам. К пограничному слою таких зон снизу притекает больше водяного пара, чем из этого слоя в то же время уходит вверх. Разница и дает начало грунтовой воде. Это явление поясняет образование грунтовых вод путем перегонки воды из одних слоев грунта в другие и обуслов­ливает наличие грунтовых вод как в районах с вечной мерзлотой, так и в глинистых полупустынях и пустынях. В этих областях, которые решительно непохожи друг на друга, общим является отсутствие промачивания грунта осадками: в районах вечной мерзлоты — ввиду промерза­ния грунта, в пустынях — по недостатку осадков, большой влагоемкости глин и быстрого испарения. И тем не менее в областях Крайнего Севера и в других, расположенных в южных зонах, мы находим грунтовые воды. Они обра­зовались дистилляционным путем.

В природе наблюдается наличие пресного водоносного горизонта между выше и ниже расположенными солеными водоносными горизонтами. G точки зрения развитого здесь взгляда, понимание подобных явлений природы не пред­ставляет каких-либо затруднений: второй горизонт обра­зовался дистилляционным путем, и если в слое, где дистил­лят конденсировался, не было солей, то не было и при­чины этим водам сделаться осолоненными, хотя бы дистил­ляция и происходила из соленосного горизонта.