Уравнения реакций карстовых явлений для известняка и доломита

Уравнения реакций карстовых явлений для известняка и доломита

1. Зависимость процессов карстования от климата и геологической обстановки

Необходимым условием образования карстовых систем является проток воды, его интенсивность напрямую зависит от климата. Климат в свою очередь зависит в значительной степени от географической широты, поэтому важная закономерность типов карста на планете – их широтная зональность. Однако даже в засушливых районах развиваются крупные карстовые пещеры, напр. в Средней Азии. (Гвоздецкий, 1981). Существует достаточно подробная классификация типов карста в зависимости от температуры и степени обводненности, характеризующая разнообразие географических условий, в которых протекают процессы карстования. Наиболее активно карстование протекает в условиях влажных тропиков, где карбонатные (прежде всего) массивы расчленяются сначала глубокими каньонами (более крутыми, чем, например, в условиях Средиземноморья), а затем превращаются в отдельные останцы, быстро разрушающиеся до полного уничтожения. Карстовые формы могут иметь очень различный возраст, например некоторые карры в Альпийском высокогорье несут царапины, оставленные леднико, то есть их возраст можно оценивать в десятки и сотни тысяч лет. Морфология карстовых систем значительно различается в зависимости от рельефа территории. Равнинный карст характеризуется более спокойной фильтрацией и большой по мощности вадозной зоной по сравнению с горным карстом, характеризующимся интенсивными водотоками и зачастую преобладанием эррозии над коррозией за счет больших скоростей течения воды.

2. Химизм карстовых процессов

Поскольку развитие карста связанно главным образом с процессами выщелачивания горных пород, большое значение в выяснении его сущности имеют современные представления по теории растворов из области физической химии. Растворимости и скорости растворения карбонатных пород и гипсов было посвещено серьезное исследование Ф.Ф. Лаптева (1939). Важным вкладом в разработку теории растворов явились исследования О.Я. Самойлова (1957). Вопросы растворяющей способности водных растворов обстоятельно разобранны в монографии Д.С. Соколова (1962) , он рассматривает их на основе современных представлений о структуре кристаллических веществ, в частности, минералов, из которых состоят растворимые в воде горные породы, а также о структуре воды и трансляционном движении частиц водных растворов. Приведенная ниже таблица, составленная по различным источникам, показывает растворимость солей при нормальном атмосферном давлении. Данные этой таблицы показывают, что карбонат кальция, из которого состоят известняк, мрамор и мел, в дистиллированной воде практически не растворим,так же как и доломит. Растворимость указанных карбонатов значительно более высока в воде, содержащей углекислый газ, но тем не менее она гораздо ниже, чем растворимость сернокислого кальция, из которого состоят гипс и ангидрит, и тем более хлористого натрия (каменная соль). Даже при температуре, значительно более низкой, чем указанная для других солей, растворимость хлористого натрия на несколько порядков выше. Карбонат кальция встречается в природе в виде минералов кальцита и арагонита. Арагонит немного более растворим в воде, чем кальцит (Попов, 1959), но разница практически ничтожна. Приведенные в таблице данные о растворимости карбоната кальция и бикарбоната кальция и магния (доломит) , к сожалению, трудно сопоставимы, потому что для бикарбоната указанна растворимость в воде, содержащей вчетверо больше углекислого газа, чем в случае карбоната кальция. Вопрос о соотношении растворимости кальцита и доломита будет еще рассмотрен.

3. Процесс растворения карбонатных пород

Наиболее существенное отличие карбонатного карста от других литологических типов заключается в особом ходе растворения карбонатных пород (Гвоздецкий, 1972). Карбонатные породы практически растворимы только в воде, содержащей свободную углекислоту или же другие минеральные или органические скислоты. Помимо этого растворимость карбонатных пород может повышаться, если в воде содержатся некоторые соли, например NaCl. Процесс растворения известняка в воде, содержащей свободную углекислоту, происходит довольно сложно. Он представляет собой совокупность различных химических превращений, тесно связанных между собой. Наиболее существенные из них следующие: CaCO3 (тверд.) CaCO3 (растворен.) CaCO3 (растворен.) Ca++ + CO3— CO2 (возд.) CO2 (водн.) CO2 (водн.) H2CO3 H2CO3 H+ + HCO3- H+ +CO2— HCO3-

В этом взаимодействии равновесий швейцарский карстовед А. Бёгли (Bogly, 1956, 1960) выделил четыре фазы, последовательно вступающие в действие. Несмотря на то, что указанные работы А. Бёгли кратко реферировались в нашей печати, а некоторые из них использовались в журнальных статьях о карсте (Гвоздецкий, 1957, 1958, 1961), в капитальных обобщающих трудах по карстоведению (Соколов, 1962, Максимович, 1963), его представление о «механике» процесса растворения не нашло отражения. Основываясь на второй из указанных работ А. Бёгли, И. С. Щукин (1964) изложил этот вопрос, но, к сожалению, с досадными ошибками. Целесообразно поэтому кратко остановиться на представлении А. Бёгли.

В выделенной А. Бёгли первой фазе известняк растворяется в воде непосредственно, без всякого участия содержащийся в воде углекислоты. Процесс растворения происходит очень быстро, так что практически тотчас же достигается равновесие. При достигнутом состоянии равновесия в 1л воды при температуре 8.7° Растворяется 10 мг углекислого кальция, при 16° – 13.1 мг, при 25° – 14.3 мг (данные Шлёзинга).

Во второй и третьей фазах растворения вступает в действие содержащаяся в воде двуокись углерода. От ее общего колличества только 0.7 % (при 4° C) бывает ионизированно, остальное колличество растворено в воде физически. Во второй фазе H-ион угольной кислоты ассоциирует с CO3— ионом первой фазы: H+ + CO3— HCO3-

Образующаяся из 0.7% растворенной в воде CO2 угольная кислота немедленно реагирует с CO3— ионом растворенного карбоната кальция. Поэтому вторая фаза лишь теоретически протекает после первой, практически же одновременно с ней. Обратимая реакция второй фазы представляет сдвиг в образовании гидрокарбонатных ионов. Поскольку из-за ассоциации с H+ ионами ионы CO3— изымаются из равновесия и равновесие нарушается, для его восстановления необходимо новое растворение известняка. Нарушается также равновесие между физически и химически растворенным в воде CO2. В третьей фазе в угольную кислоту и её ионы превращается физически растворенный в воде CO2: CO2 + H2O H+ + HCO3-

Это начало цепной реакции, конечным результатом которой станет дальнейшее растворение известняка. Общее колличество известняка, растворенного во вторую и третью фазы, определяется первоначальным содержанием CO2 в воде, которое при определенной температуре является линейной функцией от парциального давления CO2 в воздухе. Количество растворяющейся в воде CO2 прямо пропорционально парциальному давлению в атмосфере P и фактору A, называемому, по Ф. Тромбу, фактором обмена, который зависит от температуры. Теоретически при среднем парциальном давлении CO2 в свободном воздухе 0.0003 атм в 1 л воды при 0° C растворяется 1.01 мг CO2; при 25° С – только 0.45 мг. В действительности эти величины, особенно вблизи поверхности почвы, значительно вышею Г. Леманн на Кубе определил при температуре 22° C содержание CO2 2.5 мг/л, а А. Бёгли в долине Бизис в Альпах при температуре около 5° получил величину между 2.2 и 2.6 мг/л.

Скорость реакции обмена вещества в третьей фазе высокая. Она увеличивается с повышением температуры: примерно удваивается через каждые 10°. Из этого становится ясным, отмечает Бёгли, «увеличение вчетверо скорости растворения от альпийского и арктического к тропическому климату» (Bogli, 1969) Это положение подтверждается как результатами измерений, так и характером форм закарстованной поверхности.

Четвертая фаза практически начинается после завершения трех предыдущих и до конца контролирует ход дальнейшего растворения известняка. CO2 воздуха, которая в начале четвертой фазы находится в максимуме неравновесия с CO2 в воде, постепенно в нее дифундирует. Многочисленные условия равновесия опрделяют ход процессов в четвертой фазе. Важнейшим фактором является диффузия CO2 из воздуха в воду. Известняк может растворяться лишь до тех пор, пока не наступит равновесия между CO2 в воздухе и в насыщенном растворе бикарбоната кальция. Скорость растворения известняка лимитируется скоростью дуффузии, которая очень мала. Поэтому требуется много времени, что бы была достигнута предельная концентрация. По исслеованиям А. Бёгли, для достижения равновесного состояния нужно по меньшей мере 24 часа, чаще же значительно больше. При повышении температуры наблюдается значительное ускорение диффузии и равновесие достигается раньше. Обмен вещества и интенсивность растворения уже к началу четвертой фазы маля и продолжают уменьшаться далее. Активность первых трех фаз во много раз выше активности четвертой фазы. Высокая скорость процессов в трех первых фазах определяет их быстрое действие на известняк. Поэтому даже на очень крутых откосах из оголенного известняка под действием стекающей воды успевают образовываться разделенные острыми ребрами жедлобки – желобковые карры (Rillenkarren). Под действием четвертой фазы возникают бороздчатые карры (Kluftkarren) (Bogli, 1956, 1960). При дождевых осадказ действие трех первых фаз удлиняется, поскольку все время примешивается агрессивные воды.

4. Формирование агрессивности природных вод

Агрессивность природных вод по отношению к карбонатным ппородам иожет быть связана не только с CO2 и H2CO3, но и со многими другими минеральными и органическими кислотами. Формирование агрессивности природных вод, являющейся основным фактором возникновения и развития карбонатного карста, подробно рассмотрено А. А. Колодяжной (1967, 1970) Следует сразу же отметить, что факторы, создающие условия для образования кислых агрессивных вод, являются в значительной мере ландшафтными. К числу этих факторов относятся: атмосферные осадки, химический состав которых соответствует сильнокислым, кислым и щелочным растворам; кислые почвы увеличиваают pH инфильтрационных вод за счет катионного обмена и углекислого газа почвенного воздуха; щелочные почвы, обогащенные органическим веществом, которое служит активным адсорбентом, извлекающим из инфильтрационных вод ионы кальция и магния; лесные массивы, увеличивающие кислотность атмосферных осадков при прохождении их сквозь кроны деревьев; подземные и поверхностные воды, вытекающие из районов распространения кристаллических и эффузивных пород, обогащающие различными химическими компонентами подземные воды осадочного комплекса; микробиологическая деятельность, продуцирующая многочисленные органические кислоты, которые поступают в поверхностные и подземные воды; воды низинных и верховых болот, содержащие органические кислоты; минеральные источники и углекислые термы, поставляющие в карстующиеся толщи углекислый газ из глубины; гипергенез рудных и других месторождений полезных ископаемых, обогащенных сульфидами, зона которого представляет собой источник интетенсивного накопления агрессивных растворов, обусловливающих возникновение так называемого рудного карста; пивенос солей, влияющих на кинетику растворения известняка (NaCl, MgCl2, Na2SO4), со стороны моря; жидкие, твердые и газообразные продукты, связанные с деятельностью промышленных предприятий и так же участвующих в формировании агрессивных вод.

Все эти факторы влияют на метаморфизацию природных растворов и участвуют в формировании их агрессивных свойств. Не имея возможности подробно останавливаться на каждом из названных факторов, ограничимся лишь изложением некоторых данных, отсылая читателей за более полной информацией к названным работам А. А. Колодяжной, остобенно к ее последней монографии (1970).

Атмосферные осадки представляют собой многокомпонентный химический раствор, который формируется при взаимодействии жидкости, газа и твердого вещества, находящегося в атмосфере в виде аэрозолей или ядер конденсации. Вблизи промышленных предприятий воздух загрязнен различными веществами, в том числе окислами серя, азота, углерода и т.д., которые значительно увеличивают кгрессивность метеорных вод. В условиях морских побережий атмосферные осадки в некоторой мере насыщаются морскими солями (NaCl, MgCl2, Na2SO4) и, инфильтруясь через кислые почвы, вступают в обменую реакцию с поглащенным водородом, из-зи чего резко снижается pH инфильтрационной воды, которая приобретает агрессивные свойства. Увеличение кгрессивности атмосферных осадков происходит при взаимодействии их с кронами деревьев и инфильтрации через лесную подстилку в почву. В итоге атмосферные осадки приобретают свойства весьма агрессивного раствора по отношению к карбонатным породам. Высокую куслотность (pH 3.0- 3.6) могут иметь атмосферные осадки при грозовых ураганах, что объясняют образованием озотной кислоты в связи с грозовыми разрядами. Кислые дожди (pH 2.4-4.5) часто выпадают вблизи действующих вулканов, выделяющих хлор и CO2.

Преобладающие химические компоненты в атмосферных осадках – HCO3- и SO4—. В пределах Европейской части СССР и Кавказа колличество HCO3-, поступающее с атмосферными осадками, доходит до 25 т/км. кв. в год, а SO4— — до 10 т/км. кв. в год. pH атмосферных осадков находится в пределах 3.5-6.5. Низкими значениями pH, и следовательно, агрессивностью, обладает конденсационная влага (рооса, иней).

Одним из основных источников формирования агрессивности природных вод является углекислый газ. На земной поверхности его продуцирует главным образом органическое верщество при различных биологических превращениях, приимущественно в почвенном слое. Одновременно протекают многочисленные реакции, формирующие CO2 в почвах, при выветривании горных пород, в зоне гипергенеза рудных месторождений, при выбросах промышленными предприятиями в атмосферу дымовых и газовых отходов и т.д. Имеет также значение выход CO2, образующегося на глубине в связи с постмагматическим и процессами. Колисество выделяющейся в атмосферу углекислоты момтавляет от 3-5 до 10 л/сутки с 1 кв.м. На территории Европейской части СССР и Кавказа количество CO2 в атмосфере увеличивается с севера на юг соответственно возрастанию продолжительности вегетационного периода.

Что касается углекислого питания инфильтрационных вод, то наиболле мощным его источником, несомненно, является «биохимические процессы и прежде всего те, которые развиаваются в почвенных горизонтах» (Соколов, 1958) . Даже в наших умеренных широтах содержание CO2 в почвенном воздухе «в несколько десятков раз превышает среднее содержание CO2 в атмосфере» (там же), во влажных же тропиках и субтропиках оно еще более возрастает. Углекислота в почве образуется за счет деятельности микроорганизмов и почвенной фауны, дыхания корней растений и химических процессов. Главная роль, по-видимому, принадлежит микроорганизмам. В умеренных широтах наибольшее выделение CO2 почвой обычно происходит в летний период (Соколов, 1962).

Важным фактором, определяющим агрессивные свойства природных вод, является серная кислота, которая в естественных условиях формируется в основном за счет окисления сульфидов и серы. Много ресной кислоты содержится в атмосферных осадках, насыщенных промышленными дымовыми и газовыми отходами и вулканическими эксгаляциями. В соответствующих разделах следующей главы мы коснемся некоторых аспектов формирования кислых агрессивных вод под влиянием растительности и в почвах. Здесчь важно отметить не только присутствие CO2 в газовой фазе почв, но и наличие в них органических кислот (гуминовой, щавелевой, муравьиной, уксусной и др.), образующихся при окислении минералов, калионном обмене и биохимических процессах. Кислые воды, формирующиеся при участии гуминовых кислот, характерны для торфяных залежей и болот. Происхождение CO2 в болотных водах связывают с процессами разложения органических остатков.

По данным М. С. Каваева, в районе г. Зеленодольска (Среднее Поволжье), где развиты болотные образования, карбонатные породы карстующейся толщи почти полностью превращены в доломитовую муку. Исследования химического и минерального состава пород показали, что «инфильтрационные водя, содержащие органические (гуминовые и фульво-) кислоты, воздействуя на карбонатные породы, легко нарушают связность между зернами, и порода превращается в мучнистую массу.» Это не наблюдается там, где болотные образования отмутствуют. По данным того же исследователя, в районе с. Столбищи водя, имеюзие кислую реакцию за счет содержания гуминовых кислот, «вызывали определенные геохимические процессы в толще карстующихся пород» в условиях леса (Кавеев, 1963).

В формировании агрессивности природных вод существенна роль микроорганизмов. В. Комартэн (Caumartin, 1965, 1968) различает три основных типа коррозии, связанных с карбанатацией (насыщением вод углекислотой), нитрификацией и сульфатацией, и все они могут развиваиться как без участия микробов, т. е. Чисто физическо-химически, так и с их участием, т.е. биохимическим путем. Изучение подземной среды и лабороторные опыты позволяют, по мнению Камартэта, четко разграничить физико-химическую и биохимическую коррозию. А. А. Колодяжная (1970) показала другие стороны участия микроорганизмов в формировании агрессивных свойств природных вод. Наибольший интерес представляет их физиологическя особенность выделять кислоты, которые необходимы для образования питательной среды. Главными факторами формирования агрессивности прордных вод в результате микробиологической деятельности являются, по А.А. Колодяжной, различные органические кислоты, углекислый газ и сорбция из растворов катионов калия и магния.

Наиболее распространенные из карбоновых кислот – щавелевая, постоянно присутствующая в болотных водоемах, муравьиная, янтарная, лимонная. Все они агрессивны по отношению к карбонатным породам. В условиях взаимодействия органических кислот с карбонатными продами карст развивается за счет перехода в раствор Ca++ и Mg++, причем при взаимодействии с некоторыми кислотами происходит удаление прешедших в раствор ионов в осадок. Вследствие этого кальций и магний выносятся потоком воды из карстующихся массивов и горизонтов как в виде ионов, так и в форме труднорастворимых солей во взвешенном состоянии. Известно, что органические кислоты вытесняют угольную кислоту из ее солей. Например, муравьиная кислота – 2 HCOOH + CaCO3 = Ca(HCOO)2 + H2CO3; уксусная кислота – 2 CH3COOH + CaCO3 = Ca(CH3COO)2 + H2CO3 щавелевая кислота – (COOH)2 + CaCO3 Ca(COO)2 + H2CO3 Образующийся в последнем случае оскалат кальция почти нерастворим в воде и выпадает в осадок. Во всех этих случаях выделяется угольня кислота, которая растворяет дополнительное колличество карбонатов, переводя их в бикарбонаты.

Важным фактором, определяющим кислотность почв, является формирующиеся при фиохимических процессах разлодения лесного опада и мертвого травяного покрова фильвокислоты (креновя и апокреновая) и гуминовые кислоты. Первые растворяют карбонаты значительно интенсивнее, чем вторые. Вместе с тем гуминовые вещество активно адсорбирует ионы кальция и магния, что в естественных условиях приводит к увеличению растворяющей спосодности инфильтрационных вод после их проникновения через богатые гумусом почвы в толщу карстующихся карбонатных пород. Крупными очагами формирования агрессивных компонентов поверхностных вод являются кристаллические и эффузивные породы, залегающие близко к земной поверхности. Под влиянием растворов, поступающих из этих очагов, происходит интенсивное развитие карста в контактирующих с ними карбонатных породах.

При окислении пирита и других сульфидов образуется свободная серная кислота – энергичный растворитель: 2 FeS2 + 2 H2O+ 7 O2 = 2 FeSO4 + 2 H2SO4 Кроме того, она дает ряд других соединений – Fe2(SO4)3, CuSO4 и т. д ., которые, взаимодействуя с пиритом или же гидролизуясь, выделяют дополнительное колличество серноц кислоты.

В результате водздействия серной кислоты на карбонатые породы развивается так называемый рудный карст (Гвоздецкий, 1954). Интенсивному выщелачиванию известняка на контактах с породами, содержащими сульфиды, возможно, способствует экзотермический характер реакции, происходящей при окислении сульфидов (из 1 кг FeS2 выделяется около 3000 ккал – Колодяжная, 1970)

Пирит очень широко распространен в виде мелких вкраплений в карбонатных породах, и роль сернокислых растворов, образующихся при его окислении, выходит делеко за пределы создания лишь полостей типичного «рудого карста». В результате воздействия серной кислоты на известняк (CaCO3 + H2SO4 = CaSO4 + H2O + CO2) на его поверхностях в карстовых полостях образуются кристаллические корочки гипса.

Для развития карбонатного карста некоторые районов известно значение имеют минеральные источники. Повышенную агрессивность минеральных вод по отношению к карбонатным породам создают высокая насыщеность их углекислотой, а также нередкое присутствие NaCl. О количестве вынесенного в растворенном состоянии карбоната кальция свидетельствуют мощные накопления травертинов.

Гидрокарбонатное растворение известняка

Растворение известняка в воде, содержащей двуокись углерода, называется гидрокарбонатным растворением: ионы, образовавшиеся в растворе из двуокиси углерода, вступают в химическую реакцию с известняком. В результате образуется сильнорастворимый бикарбонат кальция Са(НСО3)2, который существует только в водном растворе (Kyrle, 1923; Tillmanns, 1932; Cholnoky, 1940).

Так как современные взгляды на генезис карстовых процессов могут быть непонятны без обзора существующих теорий физико-химических взаимоотношений при гидрокарбонатном растворении известняка в воде, мы должны рассмотреть этот вопрос несколько более детально.

Гидрокарбонатное растворение и обратный процесс — осаждение извести из раствора — постоянно контролируются степенью насыщения двуокисью углерода воды пли раствора, вовлеченных в процесс растворения или осаждения. В первом приближении достаточно сказать, что вода, входящая в соприкосновение с известняком, может растворить тем больше СаСО3, чем выше первоначальное содержание в ней СО2. Иными словами, увеличение содержания СО2 в воде повышает ее растворяющую силу; с другой стороны, если концентрация СО2 уменьшается (например, при испарении), вода может оказаться насыщенной СаСО3 и часть ранее растворенного СаСО3 может выпасть в осадок (известковые илы, сталактиты, известковый туф и т. д.).

Общее количество растворенной СО2 в природной воде может меняться в широких пределах, и, так как содержание СО2 в воде и ее способность к растворению карбоната кальция прямо пропорциональны, интерпретация коррозионного потенциала любой воды требует прежде всего оценки условий, влияющих на содержание в ней СО2, когда она находится в контакте с породой.

На степень насыщения воды двуокисью углерода влияют следующие факторы:

(1) Относительное содержание атмосферной СО2 (газовая фаза) на контакте с водой, выраженное через парциальное давление двуокиси углерода, рСО2.

(2) Общая температура растворителя и газа, при которой происходит процесс растворения.

(3) Гидростатическое давление, действующее одновременно на растворитель и газовое пространство на контакте с ним.

(4) Время, необходимое для растворения.

Отсюда видно, что растворение СО2 и ее выделение из воды являются сложными функциями ряда переменных; изменение какого-либо одного из перечисленных выше факторов немедленно перемещает равновесие в ту или иную сторону.

Хотя факторы, влияющие на растворение СО2, находятся в природе в сложном взаимодействии, для более ясного понимания всей картины представляется целесообразным последовательно рассмотреть влияние каждого из них в отдельности.

Согласно закону Генри—Дальтона (1803), абсорбционная способность растворителя к различным газам на контакте с ними прямо пропорциональна парциальному давлению (р) каждого газа и обратно пропорциональна температуре. Таким образом, количество СО2, которое может быть поглощено водой, возможно подсчитать, используя формулу

где коэффициент 1,9634 равен весу 1 л СО2 в граммах при давлении 1 ат и температуре 20° С, р — парциальное давление СО2 и L — растворимость, зависящая от температуры, или коэффициент абсорбции газообразной СО2 (углекислого газа). Значения L для некоторых температур, которые могут преобладать в процессе карстования, перечислены в табл. 2.

Используя уравнение (3), Й. Шлёзинг (1872) произвел расчеты и составил таблицу концентраций насыщения воды двуокисью углерода при различных температурах и парциальных давлениях СО2. Полученные им результаты приведены в табл. 3 для тех диапазонов переменных, которые представляют для нас исследовательский интерес.

При рассмотрении табл. 3 обнаруживается, например, что при температуре 5° С капли дождя при падении в воздухе могут абсорбировать около 0,84 мг/л СО2 при парциальном давлении 0,0003 (эквивалентно содержанию 0,03% двуокиси углерода), обычном для атмосферы. В теплом воздухе, например при температуре 30° С, какая свойственна тропическим областям и нередко бывает летом даже в средних широтах, количество СО2, которое может быть абсорбировано, меньше, а именно 0,39 мг/л.

С другой стороны, в тропиках, где происходит интенсивное образование СО2 в почве в течение всего года благодаря непрерывно идущему разложению обильного органического вещества и последующим процессам почвообразования и биогенеза, содержание СО2 в приземном слое воздуха может достигать довольно высоких значений. Например, Г. Леманн в 1955 г. на Кубе взял пробу дождевой воды из воздуха при 22° С; в ней содержалось 2,5 мг/л СО2, по его мнению, атмосферного происхождения. По таблице Й. Шлёзинга эта цифра должна соответствовать парциальному атмосферному давлению около 0,0016 (Lehmann, 1956).

Однако чрезвычайно высокие количества атмосферной СО2 (0,15%), соответствующие этому парциальному давлению, пока не были подтверждены одновременным анализом воздуха, и, следовательно, происхождение столь высокой концентрации СО2 за счет исключительно атмосферной диффузии еще недостаточно доказано. Концентрация СО2 может подниматься из-за мельчайших брызг, возникающих при ударе капель дождя о землю с большой энергией удара, так как хорошо известно, что аэрозоли, состоящие из дождевых брызг, относительно обогащены ионами из почвы (Cauer, 1954; Jakucs, 1953/1, 1959/3). Одной из частных причин этого явления может быть и та, что рСО2 дождевой воды в действительности определяется не температурой широтной зоны, где берутся пробы дождя, а значительно более низкими температурами, которые преобладают на высоте нескольких тысяч метров, где влага впервые конденсируется.

Тот факт, что химический состав проб дождевой воды, отобранных невысоко над поверхностью, существенно меняется под воздействием перечисленных выше эффектов (особенно эффекта аэрозолей, причем, возможно, даже на порядок величины), доказывается аналогичными наблюдениями, которые были проведены в умеренной зоне и даже в высоких горах (Bogli, 1960 и Bauer, 1964— в Альпах, Czajlik, 1961—в Венгрии) и которые показали содержания СО2 того же порядка (1,32—3,63 мг/л) для проб дождя, отобранных у поверхности почвы.

Однако даже эти повышенные цифры недостаточны, чтобы вызвать значительное гидрокарбонатное растворение известняка, так как (см. табл. 4) для того, чтобы только уравнять растворительный потенциал карбонатного растворения [простая диссоциация согласно уравнению (1) с максимально возможной концентрацией около 13 мг/л СаСО3 в воде], дождевая вода при 17°С должна содержать около 6 мг/л абсорбированной СО2, что потребует десятикратного или около того увеличения парциального давления атмосферной СО2. В то же время известно, что природные грунтовые и карстовые воды — основные агенты карстовой коррозии — неизменно гораздо богаче СО2 (часто свыше 100 мг/л). Поэтому не вызывает сомнения, что осадки, выпадающие на землю, обогащаются двуокисью углерода из почвы, сквозь которую они просачиваются, а не из атмосферы.

На высокие парциальные давления СО2 в почвенном воздухе, например в почвах, покрывающих известняковую породу, указывалось уже давно при почвенных исследованиях (Schloesing, 1872; Fodor, 1875; Wollny, 1880; Boussingault — Levy, 1853 и т. д.).

Мы еще вернемся к более детальному рассмотрению почвенного воздуха, то есть той газовой смеси, которая заполняет поры почвы, но здесь уместно подчеркнуть, что содержание СО2 в почвенном воздухе, как о том свидетельствуют исследования почвоведов, особенно в случав богатых органическим веществом гумусовых почв, обычно выше 1%, а в ряде случаев может превышать даже 10%. Это один из наиболее важных факторов карстовой коррозии, так как осадки, выпадающие на поверхность почвы и просачивающиеся вглубь, немедленно приходят в соприкосновение с почвенным воздухом на огромной площади поверхности раздела сред (путем образования пленок на почвенных частицах). В итоге вода достигает уровня насыщения, соответствующего парциальному давлению СО2 в почвенном воздухе, уже в верхнем горизонте почвы.

Географы, занимавшиеся вопросом генезиса карста, давно начали осознавать контролирующую роль почвенного воздуха в процессе растворения известняка. На рубеже нашего столетия В. Кнебель (Knebel, 1906) провел тщательный анализ подобного взаимодействия, но причинная связь между характером почвы и растворительным потенциалом грунтовой воды предполагалась гораздо раньше. Так, например, венгерский исследователь Имре Вашш в 1831 г. при детальной оценке теории образования сталактитов Паррота, Ланда и Зоммера выразил мнение, которое очень созвучно нашим современным взглядам на данную проблему. Эти авторы приписывали образование сталактитов растворяющему действию атмосферных осадков, просачивающихся сквозь слой «гнилой растительности и садовой почвы, насыщенных углекислотой».

Й. Чолноки (Cholnoky, 1940) был другим автором, который подчеркнул причинную роль почвенной двуокиси углерода в агрессивности грунтовой воды: «Известно, что в почве идет постоянный процесс разложения или медленного окисления, приводящий к образованию углекислого газа. Этот газ затем конденсируется на частицах скелета почвы, для которой характерны процессы абсорбции. Дождь после сухого периода издает «запах дождя» — характерный аромат газов, замещенных дождевыми каплями с поверхности почвенных частиц. Можно доказать, что в такие времена нижний слой атмосферы над смоченной дождем поверхностью земли всегда, имеет более высокую концентрацию углекислого газа: он содержится в выпавшем дожде благодаря эффекту динамического давления ударяющихся о землю дождевых капель. Вода уносит этот газ в трещины горной породы» (указ. соч., с. 1006).

По замерам Ф. Тромба во Франции и Жекли в Швейцарии (Trombe, 1951/2, 1952, 1956), местные концентрации углекислого газа в слоях почвы, покрывающих карстующиеся породы, могут достигать 10 и даже 25 %; такие значения в атмосфере не встречаются нигде.

Тщательное и кропотливое изучение колебаний содержания СО2 в почвенном воздухе и законов, управляющих этим процессом, было предпринято Д. Фехером (Feher, 1954); позднее (в 1967 и 1972 ГГ.) автор настоящей работы провел измерения в почвах карста Венгрии и Югославии. Эти исследования показали, что почвенный воздух реагирует очень быстро и чутко как на микро-, так и на макроклиматические изменения; различия проявляются в течение любого конкретного промежутка времени даже в одной и той же точке наблюдения (например, в карстовой воронке) в зависимости от характера растительного покрова и даже, в случае ризосферы (зона корней растения), от вида растений.

Мы еще вернемся к этим вопросам позднее.

Приведенные выше рассуждения, очевидно, позволяют сделать вывод, что инфильтрующиеся атмосферные осадки, которые путем, растворения известняка определяют процесс развития карста, приобретают углекислоту в количестве, необходимом для интенсивной коррозии, уже в верхних горизонтах почвы. Это означает, что в любом районе скорость карстовой денудации путем коррозии контролируется не только количеством инфильтрующихся атмосферных осадков, но главным образом биологическими и другими процессами, происходящими в почве, покрывающей карстующуюся поверхность.

Следует подчеркнуть, что вода, просачивающаяся из гумусового верхнего слоя почвы в трещины в известняке, как правило, не встречает в них каких-либо газов, которые бы значительно отличались по расходу и концентрации от содержащихся в почвенном воздухе. Проникающая вниз вода, таким образом, сохраняет фактически неизменной концентрацию углекислоты, которую она приобрела в почве, до тех пор, пока она не выходит в хорошо аэрируемую пещеру или на поверхность; здесь она выделяет часть своей двуокиси углерода до момента установления равновесия с более низкой концентрацией СО2 новой окружающей среды.

Температура воды, просачивающейся вниз по трещинам внутри известнякового массива, который вступает в стадию зрелого карста, как правило, колеблется незначительно, поскольку система водопроводящих вертикальных трещин, как хорошо известно, является в то же самое время средством теплового обмена путем конвекции; в соответствии с этим во всей зоне выше уровня карстовых вод господствует одинаковая температура, равная средней годовой температуре воздуха в данной области. Следовательно, термальный фактор в абсорбции СО2 водой не играет заметной роли, за исключением верхнего горизонта почвы, где его влияние соответствует значениям, показанным в табл. 3.

Однако следует отметить, что даже большой размах колебаний почвенных температур, встречающийся в природе, влияет на концентрацию СО2 гораздо в меньшей степени, нежели разница в парциальном давлении, так как при любом рСО2 вода при 0° может в лучшем случае растворить в два раза больше СО2, чем при 20 °С. Следовательно, при рассмотрении значения термального фактора для динамики карста мы, вероятно, будем правы, если, соглашаясь с большинством современных исследователей климатической морфогении карста (Г. Леманн, Ф. Тромб, А. Бёгли, Г. Висманн, Н. А. Гвоздецкий и др.), оценим влияние контрастов температуры, типичных для отдельных климатических зон Земли, не в прямом толковании Й. Шлёзинга, а в смысле их косвенного воздействия путем интенсификации процессов почвообразования, создания почвенного воздуха с более высоким рСО2 и увеличения скорости выноса материала (интенсивность растворения). Другими словами, хотя теплый тропический дождь может абсорбировать меньшее количество углекислого газа, чем, например, холодные талые воды полярных областей, это обстоятельство перекрывается во много раз тем, что в то же самое время более высокие температуры тропиков вызывают ускоренное растворение и энергичное продуцирование СО2 в ходе интенсивных неорганических и органических процессов почвообразования. В общем, у воды намного больше шансов достигнуть высокой степени насыщения СО2 в тропических районах.

Сказанное сразу же обеспечивает нас хорошо обоснованным однозначным критерием оценки международного диспута, который был начат сомнительными декларациями Ж. Корбеля (Corbel, 1959); Ж. Корбель ошибался, и Г. Леманн и геоморфологи-климатологи, следующие по его стопам, не только разложили климатический фактор на температурный фактор и фактор атмосферных осадков, но и сумели, в истинном духе традиций В. В. Докучаева, объяснить каждый аспект климатической зональности (геоморфологический, почвенный, биологический, гидрологический, химический и т. д.), а также фактически все сложное взаимодействие этих факторов.

Из числа факторов, контролирующих абсорбцию в воде атмосферного СО2 и почвенного углекислого газа, мы пока изучили роль парциального давления газа и температуры. Остались факторы давления и времени.

Абсорбция двуокиси углерода водой заметно ускоряется при увеличении давления. Достаточно вспомнить обычный домашний сода-сифон в качестве наглядного экспериментального подтверждения этого положения. Известно также, что природные условия, преобладающие в карстовом районе, допускают довольно широкий диапазон давлений в основном как следствие периодичности выпадения атмосферных осадков; соответственно трещины в породе заполняются то почвенным воздухом, то водой, просачивающейся из почвы, в зависимости от того, насыщен слой почвы водой или нет.

В периоды обильного выпадения атмосферных осадков трещины в известняке заполнены водой. Как только поступление воды прерывается, этот заполнитель, двигаясь вниз под действием силы тяжести, создает над собой пониженное давление, достаточное для того, чтобы увлечь почвенный воздух. Во время следующего дождя «входы» этих трещин со стороны почвы, конечно, вновь заполняются, и эта вновь поступившая вода толкает вниз пузыри газовой смеси. В капиллярных трещинах, где молекулярное притяжение и капиллярные силы преобладают над гравитацией и обусловленным ею расположением фаз по плотности, отмечается чередование жидких и газообразных фаз, до некоторой степени напоминающее таковое в термометре с разбитым ртутным столбиком.

Даже на этой стадии гидростатическое давление, влияющее на равновесие системы вода — газ, может изменяться, потому что пленка воды, удерживаемая на стенках трещин капиллярными силами, не имеет причин двигаться вниз, если, конечно, на нее не будет воздействовать какая-либо разница в давлении. Однако влияния трещин на изменение давления недостаточно, чтобы значительно видоизменить равновесие воды и двуокиси углерода, установившееся в почве. Тем не менее рано или поздно вода, движущаяся вниз, достигает глубины, где она не может найти свободного, идущего далее прохода либо из-за наличия непроницаемой нетрещиноватой подошвы породы, либо из-за того, что все трещины уже заполнены водой. В этом случае вода вместе с пузырьками газа, содержащимися в ней, неизбежно ищет бокового выхода.

Однако осуществить это не так просто, поскольку система трещин, вынужденная дренировать в горизонтальном (линейном или площадном) плане воды, которые просачиваются вниз до уровня карстовых вод, в пространственном (трехмерном) отношении на ранних стадиях развития не является ни более обширной, ни лучше развитой, чем предшествующая система. Чередование столбиков воды и газа свидетельствует, таким образом, о возрастании гидростатического давления, причем это увеличение тем значительнее, чем обильнее поступление воды сверху и чем более ограничены возможности бокового излива. Следовательно, внутри карста развивается зона карстовых вод, текущих под большим давлением (Jakucs, 1960/2, 1968/1—2), где вода все активнее обогащается двуокисью углерода и газовая смесь под давлением как бы впрыскивается в раствор.

В такой зоне, где трещины и пустоты, дренирующие поток, наполняются водой, может преобладать давление в несколько бар (подтверждается наблюдениями в шахте: см. Albel, 1950). Наиболее высокое давление наблюдается у дна горизонтального потока карстовых вод. Нами установлено, что здесь, особенно в случае молодого карста, обычны давления свыше 10 бар.

Более детально мы обсудим этот вопрос позднее, но здесь хотелось бы подчеркнуть, что как порядок величины, так и механизм действия давления можно рассчитать,, видоизменяя уравнение (3). Согласно классическим газовым законам Бойля и Мариотта, объем данной массы газа меняется обратно пропорционально давлению. Эта означает, что коэффициент 1,9634 в уравнении (3) — величина непостоянная: он имеет такое значение при давлении в 1 ат и должен быть удвоен, если давление, действующее на газ, составляет 2 ат, и умножен на 10, если оно равно 10 ат, и т. д.

Следовательно, при допущении, что рСО2 остается постоянным, общее количество углекислого газа, абсорбированного водой при температуре 10° С, давлении 5 ат и /рСО2 = 0,002, превышает значение 4,69 мг/л, указанное в табл. 3, и составляет 1,194X0,002X5X1,9634 = = 23,45 мг/л. Так как эта цифра ровно в 5 раз больше количества СО2, поглощенного из атмосферного воздуха при давлении в 1 ат, можно сказать, что в ограниченных пределах растворимость СО2 в воде меняется прямо пропорционально давлению (закон Генри).

Однако было бы неверно пренебречь весьма важным фактором, который существенно изменяет сферу приведенных выше взаимоотношений, особенно в условиях карста. В ограниченной двухкомпонентной системе (вода и газ в карстовой трещине) состав первоначальной газовой смеси меняется таким образом, что чем выше давление, тем ниже становится парциальное давление СО2 в газовом пространстве, так как коэффициенты абсорбции (L) у разных газов различны: у газов, играющих важную роль в условиях карста, они неизменно гораздо ниже, нежели у СО2 (кислород—0,031; азот—0,015; СО2— 0,0878, все при температуре 20°С).

Следовательно, при начальном возрастании давления вся двуокись углерода довольно быстро удаляется из гетерогенной газовой смеси, дальнейший же его рост мало влияет на увеличение общего содержания СО2 в растворе. Поэтому мы придерживаемся того мнения, что применительно к абсорбции двуокиси углерода водой именно диапазон более низких давлений (1—10 ат) играет основную роль, тогда как в диапазоне давления, действующего на глубокие карстовые воды, часто близкого к 100 ат, каждая единица прироста давления влияет на интенсивность растворения СО2 в гораздо меньшей степени.

Вследствие различий коэффициентов абсорбции трех атмосферных газов первоначальный состав газовой смеси резко меняется; при самом высоком давлении остается мало СО2 и преобладает азот как наименее растворимый компонент. (Вот почему газовые пузыри в водах карстовых источников, поднимающихся с больших глубин, содержат так много азота.)

Таким образом, постоянное возрастание абсорбции СО2 благодаря увеличению гидростатического давления является значительным фактором эволюции карста; наряду с прочими он определяет глубину карстовой коррозии (на уровне развития эмбриональных пещер) через посредство так называемой вторичной агрессивности карстовых вод.

Очевидно, любое последующее падение давления (при входе воды в более просторную пещеру пли выходе на поверхность, где ее дальнейшее движение определяется уклоном) «изгоняет» из воды газы, которые вошли в нее под давлением, и вторичное увеличение гидрокарбонатного коррозионного потенциала прекращается.

Кроме того, в таких средах вода не только освобождается от избыточной гидростатической нагрузки, но входит также в контакт с рСО2 намного более низким, чем в почве, откуда она инфильтровалась. Следовательно, высвобождается добавочное количество СО2, которое пропорционально разнице рСО2 между двумя атмосферами до тех пор, пока не установится новое равновесие, определяемое новым рСО2 (и новой температурой), как показано в уравнении (3).

В литературе рассматривается также другая роль давления. Например, Э. Дудич (Dudich, 1932) отметил значение изменений поверхностного натяжения воды. Капля воды, появляющаяся из карстовой трещины на потолке пещеры, обладает поверхностным натяжением; давление воды, стекающей вниз по склонам и разбивающейся на мельчайшие брызги в водопадах, несколько снижается; это облегчает и, что более важно, ускоряет выделение избытка СО2.

Сказанное приводит нас к четвертому важному фактору, определяющему абсорбцию СО2. Этот фактор — время, которое необходимо для достижения равновесия между растворенной СО2 и атмосферной СО2, находящейся на контакте с раствором, иными словами, то время которое требуется для установления равновесия согласно уравнению (3).

Можно вывести формулу для выражения этой временной продолжительности, но, к сожалению, мы пока не в состоянии рассчитать ее удовлетворительно на практике,, ибо это есть сложная результирующая ряда факторов, каждый из которых изменяется по своим собственным законам, а иные и вовсе не поддаются никакому точному математическому выражению. Назовем некоторые из этих факторов просто в качестве иллюстрирующих примеров.

Процесс, ведущий к установлению равновесия, ускоряется при следующих условиях: возрастает площадь поверхности раздела системы газ — жидкость; увеличивается температура; возникает турбулентное движение газа на контакте с жидкостью; происходит турбулентное перемешивание жидкости. Различные абсорбирующие поверхности, присутствующие в реакционном пространстве (например, минеральные и органические почвенные частицы), способствуют поглощению СО2 или препятствуют ему в соответствии с их специфическими свойствами. Скорость абсорбции различается в зависимости от того, находится ли вода на контакте с известняком или нет, так как в присутствии известняка гидрокарбонатное растворение может начаться одновременно с поглощением СО2, тем самым поддерживая по крайней мере некоторый абсорбционный потенциал воды. Совсем не сложно было бы назвать и другие факторы, влияющие на скорость абсорбции.

Рассматриваемый вопрос не без основания можно считать одним из наиболее трудных, поскольку речь идет об интерпретации процессов коррозии. Тем не менее он является одним из ключевых вопросов климатического карстово-морфогенетического анализа и одним из основных модуляторов динамики растворения известняка.

До сих пор мы рассматривали процесс растворения СО2 только на примере взаимодействия жидкой и газообразной фаз, то есть без учета твердой фазы, в данном случае — известняковой породы. Наша следующая задача состоит в том, чтобы проанализировать процесс растворения, который характеризовался бы одновременным присутствием всех трех фаз.

Очевидно, что введение этого нового фактора еще более усложняет равновесное состояние взаимоотношений и взаимодействий, тем более что мы встречаемся здесь не только с простым растворением и (или) диссоциацией, но также с взаимодействием химических превращений в тесной причинной связи с равновесием диссоциации и равновесием физического растворения.

Поглощенная водой СО2 (0,7% при 4° С, по Holluta, 1927 и Pia, 1953) превращается в угольную кислоту:

Как только вода, содержащая угольную кислоту, приходит в соприкосновение с СаСО3, происходит реакция с образованием гидрокарбоната кальция путем растворения известняка:

Связанная с кальцием СО2, конечно, замещается физически растворенной в воде СО2 (пока длится этот процесс), так. что практически вся поглощенная водой СО2 участвует в процессе растворения известняка.

Согласно расчетам Тиллманнса и Гюблейна; (Тillmanns, 1932, 1940), равновесие в уравнении (5) стремится сдвинуться вправо, когда концентрация СО2 как таковой уменьшается. В разбавленных растворах, содержащих от 10 до 15 мг/л общей растворенной СО2, равновесие сдвигается вправо. В более концентрированных растворах равновесие достигается тогда, когда часть общей абсорбированной СО2 еще свободна, поскольку ; при более высоких концентрациях требуется возрастающее количество так называемой добавочной, или равновесной, углекислоты, чтобы поддержать гидрокарбонат в растворе.

Основные взаимоотношения и равновесия, контролирующие растворение и осаждение Са(НСО3)2, представлены на рис. 2.

Основные составляющие химических условий гидрокарбонатного растворения вапняков

Каждый миллиграмм растворенной в воде СО2 может растворить 2,2723 мг СаСО3 независимо от температуры системы. Следовательно, при низких концентрациях, когда количество добавочной углекислоты незначительно, растворительный потенциал воды для известняка может быть рассчитан, исходя из общего содержания в ней растворенной СО2. Вода на контакте со средним атмосферным воздухом, характеризуемым рСО2 = 0,0003 при 10°С, способна растворить 0,70 мг/л СО2, что позволяет ей в общей сложности растворить 2,2723X0,7 = 1,59 м.г/л известняка без дополнительного поступления СО2.

Конечно, в присутствии твердого СаСО3 равновесный раствор настолько беден карбонатом кальция, что он недостижим даже в лабораторных условиях, так как — начнем с этого — раствор уже содержит 13 мг/л карбоната кальция благодаря первоначальному карбонатному растворению, как это видно из уравнения (1). Далее следует иметь в виду, что природные грунтовые воды содержат, кроме двуокиси углерода, также кислород, который с помощью бактерий и неорганических процессов окисления в почве преобразуется в добавочную СО2, что приводит в результате к увеличению содержания СО2 в воде (Tucan, 1933; Храмушев, 1941); Venkovits, 1949/1).

При более высоких концентрациях процесс растворения усложняется исключительно из-за того, что гидрокарбонатная реакция не может использовать всю содержащуюся в воде СО2; часть ее должна остаться, чтобы обеспечить равновесие системы. Однако следует заметить, что уровень необходимой добавочной углекислоты есть функция не только концентрации растворенного карбоната кальция, но также температуры реакционного пространства.

Итак, мы вправе резюмировать, что СО2, поглощенная водой, находится в присутствии СаСО3 в нескольких формах, которые могут существовать в водном растворе одновременно:

1) гидрокарбонат кальция;

2) добавочная, или равновесная, углекислота, необходимая для поддержания гидрокарбоната в растворе;

3) всякий избыток двуокиси углерода (то есть СО2 сверх концентрации, необходимой для сохранения гидрокарбоната в растворе) играет роль агрессивной углекислоты. Термин «агрессивная» используется здесь по той причине, что эта часть СО2, не будучи нужной для поддержания равновесия, позволяет воде растворить больше карбоната кальция.

Зная распределение фактического содержания СО2 среди этих трех функционально различных форм углекислоты можно решить, способен ли данный раствор к дальнейшему растворению или он пересыщен и готов осадить некоторое количество содержащегося в нем карбоната кальция.

В более ранней мировой химической и гидрогеологической литературе приводятся индексы добавочной углекислоты только для воды при 17° С (Tillmanns, 1932; Лаптев, 1939; Trombe, 1951/2, 1952; Bogli, 1960 и т. д.), но С. Папп (Рарр, 1954, 1956) подсчитал содержание добавочной углекислоты в воде при равновесии карбоната кальция и углекислоты для всех концентраций и температур, представляющих интерес. В табл. 4, взятой из его работы, помещены значения, чаще всего требующиеся при исследовании карста.

Эта таблица приводит нас также к выводу о влиянии температуры на растворимость: вода с определенным содержанием общей СО2 растворяет меньше карбоната кальция при более высокой температуре, так как количество добавочной углекислоты, требующейся для поддержания гидрокарбоната кальция в растворе, тогда выше. Например, вода, в которой СаСО3 и СО2 находятся в равновесии, содержащая 957 мг/л СО2 при 5° С (из которой 330 мг/л связаны в гидрокарбонат, а 627 мг/л являются добавочной углекислотой), растворяет количество (Са(НСО3)2, соответствующее 749,7 мг/л твердого СаСО3. При более высокой температуре (14° С) эта же самая вода с тем же самым количеством СО2 является пересыщенной. Содержащееся в ней количество общей СО2, равное 957 мг/л, в этом случае состоит из 360,2 мг/л связанной СО2 и 650,8 мг/л добавочной СО2; следовательно, эквивалентное количество СаСО3 в воде не может превышать 696,1 мг/л. Отсюда ясно, что из каждого литра раствора будет осаждаться 749,7—696,1 = 53,6 мг СаСО3.

Эти условия иллюстрируются рис. 3, а цифровые значения перечислены в табл. 4. Нанося на абсциссу показатели общей СО2 в воде, а на ординату — концентрацию растворенного карбоната кальция, получаем точки, по положению которых можно судить о химическом составе исследуемой воды.

Концентрации связанной и свободной углекислоты в воде

Например, если содержание общей СО2 составляет 250 мг/л, а растворенного СаСО3 — 450 мг/л (см. на рисунке точку А), то очевидно, что вода сильно пересыщена и СаСО3 будет выпадать в осадок. Если содержание растворенного СаСО3 равно только 250 мг/л (точка А2 находится в недосыщенной зоне), вода очень агрессивна. В третьем случае (точка Аз) вода находится в состоянии равновесия при 12° С; она становится агрессивной при охлаждении и пересыщенной при нагревании.

Вода не может иметь состав, соответствующий области связанной СО2 (например, точка В).

Следует подчеркнуть, что агрессивная вода не обязательно будет растворять большее количество карбоната кальция, так как равновесие может установиться также и при улетучивании из нее некоторого количества СО2, конечно, при условии, что это возможно.

Вопрос о том, какая из двух альтернатив реализуется, решается в процессе сложного взаимодействия ряда факторов. В замкнутой системе, когда СО2 не может уйти в воздух, равновесие устанавливается в любом случае при растворении добавочного карбоната кальция, то есть путем более интенсивной коррозии. (Вот почему даже слабо агрессивная вода, заключенная в трубы, имеет столь высокий коррозионный потенциал.)

Меру агрессивности воды можно установить, используя данные табл. 4, если известны ее карбонатная жесткость (Карбонатная жесткость воды — функция суммы содержащихся в ней гидрокарбонатов кальция и магния. Один немецкий градус жесткости эквивалентен 10 мг/л СаО, которые в свою очередь эквивалентны 17,85 мг/л СаСО3. Например, вода, имеющая жесткость 22 немецких градуса, содержит 17,85X22=392,7 мг/л СаСО3 в гидрокарбонатном растворе при условии, что ее жесткость обусловливается исключительно карбонатом кальция.) и содержание общей СО2.

С помощью табл. 3 и 4 карстовед в состоянии сделать дальнейшие, весьма интересные заключения. Так, он может подсчитать интенсивность переноса карбоната кальция при условии, что известно значение рСО2 почвенного воздуха — весьма важный момент для химической природы воды в зоне инфильтрации. Проиллюстрируем эту возможность примером.

В почве вода находилась на контакте с газом при рСО2=0,08, и именно при этом парциальном давлении на поверхности раздела системы газ — вода установилось равновесие вода — СО2. Температура почвы в период инфильтрации равнялась 5 °С. Следовательно, вода содержит 224 мг/л общей СО2 (см. табл. 3). Двигаясь вниз по трещинам в известняке, эта агрессивная вода вызывает его растворение до тех пор, пока в ней не устанавливается равновесие СаСО3— СО2. Равновесная концентрация СаСО3 может быть определена по табл. 4 путем нахождения связанных и добавочных частей при 5 °С и исходя из содержания общей СО2, равного 224 мг/л: соединяя различные пары значений связанной и добавочной СО2 при 5°С, находят сумму, достаточно близкую к искомому значению 224 мг/л. В настоящем случае такой суммой является значение 157,1 мг/л связанной СО2 плюс 67,5 мг/л добавочной СО2. Теперь остается только найти соответствующую концентрацию СаСО3 в первой колонке табл. 4, она равна 357 мг/л.

Однако эта цифра показывает всего лишь растворительный потенциал воды, который не обязательно равен истинной концентрации СаСО3, ибо такое соотношение наблюдается только в исключительно благоприятных случаях. Кроме того, определение количества СаСО3, которое выпадет в осадок из насыщенного раствора при некоторых условиях, например в пещере, требует дальнейших расчетов.

Например, если карстовая вода, рассмотренная выше, изливается в пещеру, где рСО2 воздуха равно 0,02 при температуре 10 °С, то равновесие, соответствующее содержанию в этом воздухе СО2, будет достигнуто к моменту, когда, согласно табл. 3, содержание общей СО2 в воде уменьшится до 46,9 мг/л (остальная вода утечет). Теперь способом, который уже был описан выше, мы должны найти в табл. 4 концентрацию СаСО3, соответствующую ситуации, когда

связанная СО2 + равновесная СО2 (10 °С) = 46,9 мг/л.

Фактически мы находим, что вода, попавшая в эти новые условия, не может оставлять в растворе свыше 100 мг/л СаСО3. Разность 357 — 100 = 257 мг/л и есть искомое значение, представляющее собой количество карбоната кальция, перенесенного водой из одной точки карста в другую.

Следует отметить, что, хотя только что описанная процедура вычислений часто обеспечивает достаточно близкую величину, полученные результаты не всегда можно рассматривать как реальные, поскольку в природе к числу уже названных основных факторов примешивается ряд дополнительных, таких, как время, другие газы (главным образом растворенный в воде кислород), влияние гумусовых и ризогенных [производимых корнями растений.— Ред.] кислот, присутствующих в органическом веществе зоны разложения. При современном состоянии нашего знания на количественное определение именно этих факторов направлены все усилия. Их влияние, меняющееся от одного случая к другому, может весьма существенно воздействовать на интенсивность растворения известняка.

Табл. 4 также показывает, что в то время, как концентрация СО2, связанной в гидрокарбонате, есть линейная функция количества растворенного СаСО3, концентрация добавочной углекислоты таковой не является. На единицу приращения растворенного СаСО3 требуется гораздо большее приращение содержания добавочной углекислоты, тем более значительное, чем выше содержание растворенного СаСО3. Эта зависимость рассчитывается по формуле Й. Тиллманса:

где фактор Kt есть величина постоянная при постоянной температуре.

Все сказанное выше позволяет заключить, что при смешивании двух любых гидрокарбонатных растворов, находящихся каждый в равновесии (например, природной грунтовой воды и карстовой воды), часть их совместной добавочной углекислоты оказывается излишней, вследствие чего раствор становится агрессивным. В зависимости от условий избыток СО2 либо улетучивается, либо растворяет дополнительное количество СаСО3. В результате может возникнуть явление вторичного растворения, которое может быть названо коррозией смешивания. На существование коррозии смешивания впервые указал Ф. Ф. Лаптев (1939), однако на ее значение для эволюции карста не обращали должного внимания до А. Бёгли (Bogli, 1963/1—2) и Л. Эрнста (Ernst, 1964).

Возрастание агрессивности вследствие смешивания растворов тем больше, чем значительнее разница в концентрации гидрокарбоната двух растворов до их смешивания. Влияние температурного фактора второстепенно.

Проверим изложенные выводы на конкретном примере, обратившись вновь к табл. 4. Смешаем растворы А и В; их параметры равновесия до смешивания были следующими:

Предположив для простоты, что смесь составлена из одного литра раствора А и одного литра раствора В, получаем два литра раствора С следующего состава:

Раствор С: содержание СаСО3 в гидрокарбонатном

По значениям СО2 в табл. 4, соответствующим концентрации СаСО3 в растворе С (330,2 мг/л), мы находим, что связанная СО2 остается незатронутой, но потребность раствора С в добавочной углекислоте при 9°С составляет только 60,1 мг/л. Это означает, что смешивание двух вод приводит к высвобождению, in statu nascendi, 113,0— —60,1 = 52,9 мг/л СО2 из раствора С. Эта часть СО2, конечно, является агрессивной.

Описанный порядок действий можно использовать для расчета (табл. 5) количества СО2 (в мг/л), которая высвобождается при смешивании равных количеств вод, имеющих температуру 10° С и карбонатную жесткость в интервале от 0 до 50 градусов. На рис. 4 представлен график этих же значений; методом интерполяции можно найти значения, не указанные в таблице.

Количество агрессивной углекислоты

Пусть раствор А, как принято выше, будет иметь температуру 9 °С, а раствор В подогреем до 15°С; все прочие условия остаются без изменения. В результате температура раствора С окажется равной 12 °С.

При этой более высокой температуре содержание добавочной СО2 в растворе В составит 262,1 мг/л в противоположность начальному значению 220,2 мг/л. Другие параметры растворов сохраняются неизменными. Общее количество свободной СО2 теперь равно

Поскольку содержание добавочной углекислоты в растворе С при 12 °С составляет 65,6 мг/л, при смешивании высвобождается 133,9—65,6 = 68,3 мг/л СО2, то есть на 15,4 мг/л больше, чем в предыдущем случае, когда все три раствора имели температуру 9 °С.

Количество агрессивной СО2 тем больше, чем выше разница температур между двумя растворами. Например, если в случае концентрации, рассмотренных выше, температура раствора А составляет 5°С, а температура раствора В равна 15°, то можно легко подсчитать, что получившаяся в результате смешивания вода при 10°С высвобождает 72,2 мг/л агрессивной СО2, то есть на 19,3 мг/л больше, чем в случае, когда все растворы находились при 9 °С.

На рис. 5 показаны равновесные кривые растворимости карбоната кальция в зависимости от содержания в воде свободной углекислоты при температурах 0,10 и 20 °С. С помощью этих кривых можно показать, что при смешивании вод различной жесткости образуются растворы, содержащие агрессивную углекислоту (см. Лаптев, 1939).

График соотношений свободной и связанной СО2 в воде

Конечно, не вся СО2, высвободившаяся при смешивании, способна растворять добавочное количество СаСО3, поскольку часть ее требуется для поддержания вновь поступившего СаСО3 в растворе. На весьма важный для карстоведа вопрос, какое количество известняка будет растворено дополнительно агрессивной СО2, образовавшейся при смешивании двух растворов, можно ответить нижеследующим образом, снова используя данные табл. 4. Соединим всю связанную и добавочную СО2 растворов А и В и разделим результат на два для соотнесения с одним литром раствора С. Теперь выберем тот ряд в таблице 4, где сумма связанной плюс соответствующей добавочной СО2 приблизительно равна только что найденному значению. Количество СаСО3, которое может подвергнуться вторичному растворению в одном литре раствора С, теперь может быть получено путем вычитания из концентрации СаСО3, фигурирующей в избранном ряду, истинной концентрации СаСО3 раствора С (арифметическое среднее из концентраций А и В).

В качестве примера рассмотрим еще раз воды А и В при 9 °С. Общая концентрация СО2 в С=А+В составляет

Истинная концентрация СаСО3 в этом же самом растворе С, как было найдено выше, равна 330,2 мг/л. Рассматривая в табл. 4 одну за другой соответствующие пары концентраций связанной и добавочной углекислоты в колонках «связанная» и «добавочная» при 9 °С, находим, что 258,2 мг/л общей СО2 соответствуют в состоянии равновесия 166,7 мг/л связанной и 91,5 мг/л добавочной СО2.

Количество СаСО3, растворимое в получившемся растворе С, можно легко подсчитать, используя выражение N * V, где N — концентрация связанной СО2 в мг/л, а V — постоянная величина 2,2723. Следовательно, в данном случае в новых условиях раствор С может растворить 166,8-2,2723=378,8 мг/л СаСО3; то есть вторичный коррозионный потенциал раствора С благодаря смешиванию составляет 378,8—330,2=48,6 мг/л известняка.

В литературе существуют различные мнения относительно роли, которую играет коррозия смешивания в эволюции карста. Согласно швейцарскому исследователю А. Бёгли (Bogli, 1963/1—2), признанному в настоящее время ведущим авторитетом в данном вопросе, этот фактор не имеет какого-либо значения за пределами зоны в глубине карстового массива, где ходы целиком заполнены водой, потому что любое аэрируемое пространство находится в контакте с водой, стремящейся потерять свою СО2, агрессивность которой возросла при испарении. Напротив, венгерскими учеными наряду с другими (Ganti, 1957; Maucha, 1960/2; Czajlik, 1961; Ernst, 1964) на основании многочисленных наблюдений и анализов было доказано, что пещерные воды, которые оказываются сильно перенасыщенными, могут оказывать влияние на современную коррозию даже в просторных ходах этих пещер.

Очевидно, вопрос может быть решен раз и навсегда путем изучения относительных скоростей растворения и диффузии СО2; в этой связи взгляды Г. Франке (Franke, 1965), Л. Эрнста (Ernst, 1964) и Д. Балажа (Balazs, 1966) представляются нам наиболее правильными. Эти авторы полагают, что смешивание карстовых вод различной жесткости может увеличить растворительный потенциал, даже если вода находится в контакте со свободным воздухом, поскольку испарение СО2 из раствора происходит сквозь поверхность раздела системы вода — воздух, то есть с какой-то площади, и, следовательно, сравнительно медленно, в то время как скорость смешивания двух сливающихся компонентов двумерна, причем оба компонента находятся в турбулентном движении; поэтому поверхность породы постоянно соприкасается с молекулами воды.

Как верно указано Д. Балажем (указ. соч., с. 184), «самые большие различия в концентрации извести в водах наших карстовых пещер могут возникать, когда жесткие карстовые воды, застаивающиеся на глубинах, смешиваются с паводковыми водами от тающих снегов или внезапных летних ливней». По Д. Балажу, помимо той агрессивности, которую воды приобретают при своем движении вниз, каждое такое событие может привести к растворению нескольких сотен килограммов известняка благодаря коррозии смешивания.

Многие детали этого процесса, и в первую очередь его истинная интенсивность в естественных условиях, не могут быть выяснены окончательно до тех пор, пока не будут тщательно собраны и обработаны дополнительные данные. Но уже сегодня можно с уверенностью сказать, что коррозия смешивания как важная составляющая процесса гидрокарбонатного растворения играет главную роль в эволюции карста.

Однако, как ни многосторонен наш анализ сложного взаимодействия факторов, контролирующих взаимоотношение содержания СО2 в воздухе и углекислоты в воде, а также взаимосвязь последней и концентрации растворенного карбоната кальция, имеется еще одно чрезвычайно важное равновесие, оставшееся нерассмотренным, а именно между СО2 воздуха и равновесным раствором карбонат кальция — улекислота. Это равновесие гидрокарбонатного растворения имеет самый высокий порядок и требует для своего установления весьма длительного времени фактически настолько длительного, что в естественных условиях во многих случаях оно не может быть достигнуто.

Основная идея заключается в том, что углекислота, использованная при образовании гидрокарбоната в растворе, оказывается в дефиците в первоначальной двойной системе воздух — вода, вызывая тем самым миграцию в воду добавочных количеств СО2 из атмосферы. Это означает, что СО2, связанная в форме гидрокарбоната, соединившись с кальцием и магнием и тем самым выйдя из абсорбционного равновесия, в свою очередь вступает в равновесие с добавочной углекислотой раствора, см. уравнение (6); в результате именно эта последняя должна найти уровень своего равновесия относительно рСО2 воздуха, согласно уравнению (3). Иными словами, до тех порт пока раствор находится в контакте с воздухом, происходит растворение известняка, как это видно на рис. 2, что вызывает поглощение добавочной СО2 из воздуха.

В конечном счете слой воды на контакте с известняковым телом будет продолжать поглощать из воздуха больше и больше СО2, пока не наступит равновесие, согласно уравнению (3), между СО2 в воздухе и добавочной углекислотой в растворе. Этот факт не означает, что табл. 3 (по Й. Шлёзингу) бесполезна, а лишь вводит то ограничение, что при наличии какого-то количества растворенного карбоната кальция к таблице нужно обращаться для установления равновесных концентраций СО2 при преобладающей температуре, как показано в табл. 4.

Рассмотрим здесь еще раз пример, к которому мы обращались выше.

Средний воздух с рСО2 = 0,0003 при равновесии содержит 0,84 мг/л СО2 при температуре 5° С. Очевидно, что потенциал гидрокарбонатного растворения воды, насыщенной при среднем воздухе, в действительности очень слабый, при условии что эта концентрация СО2 считается постоянной. Однако, если вода имеет возможность и время для поглощения добавочной СО2 из воздуха с той скоростью, с которой СО2 поглощалась первоначально, при образовании гидрокарбонатов, этот процесс может продолжаться до тех пор, пока концентрация гидрокарбоната в воде не достигнет равновесия с 0,84 мг/л СО2, играющей теперь роль добавочной углекислоты. Рассматриваемая концентрация гидрокарбоната эквивалентна 81,97 мг/л СаСО3 (установлено интерполяцией по табл. 4).

Вот почему даже самые мягкие карстовые воды, встреченные в полностью денудированных карстовых областях и в высокогорном карсте выше снеговой границы, содержат от 80 до 100 мг/л растворенного карбоната кальция. По Д. Балажу (Balazs, 1963/1), источник Кадиша, выходящий из массива голого карста на высоте 3000 м в Корнет-эс-Санде в Ливане, содержит фактически не более 104 мг/л СаСО3. Карстовый источник Лёдове Жрудло в польских Западных Карпатах содержит 75—85 мг/л СаСО3. Г. Кесслер установил от 80 до 100 мг/л СаСО3 в карстовых водах, опробованных в глубинах бесплодного Албанского карста с верхним уровнем в 2000 м. Карстовые воды с аналогичными низкими концентрациями упоминаются также Ф. Бауэром (Bauer, 1964) в Австрийских Альпах и Л. Теллом (Tell,1961) в Швеции.

Порядок величины этих значений достаточно хорошо согласуется с результатами теоретических подсчетов, выполненных различными авторами (Miller, 1952; Mandy, 1954; Ganti, 1957; Ernst, 1961; Marko, 1961; Franke, 1967).

Время, необходимое для осуществления цепи реакций, лежащих в основе гидрокарбонатного растворения, рассмотрено А. Бёгли (Bogli, 1960, 1963/3). Он установил, что, поскольку дело касается длительности процесса, целесообразно подразделить гидрокарбонатное растворение известняка на четыре стадии.

В первой, очень краткой, стадии имеет место простое физическое растворение известняка, как показано уравнением (1). Этому предшествует частичное превращение СО2, поглощенной водой, в угольную кислоту, то есть ее диссоциация на Н+ и НСО-3 ионы. Первая фаза длится приблизительно одну секунду.

Вторая стадия, включающая ассоциацию карбонатных ионов (СО3 ) известняка с Н+ ионами угольной кислоты, не может быть по времени отделена от первой стадии. Однако равновесие, установившееся в первую стадию, нарушается вследствие удаления ионов СО3, которые обязательно должны быть замещены в результате физического (карбонатного) растворения еще некоторого количества известняка.

Кроме того, вторая фаза нарушает также равновесие между физически и химически связанной СО2. В результате третья стадия процесса начинается незамедлительно и заключается, по существу, в трансформации углекислого газа в физическом растворе в угольную кислоту. А. Бёгли установил, что эта третья стадия длится около одной минуты, в течение которой первоначально содержащаяся в воде СО2 расходуется на гидрокарбонатное растворение известняка. По его мнению, это означает начало четвертой стадии, в которую происходит поглощение еще некоторого количества СО2 из атмосферного воздуха. Соответственно протекает ряд реакций растворения, до тех пор пока не устанавливается цепь окончательных равновесий, возглавляемая равновесием самого высокого порядка между карбонатом кальция в гидрокарбонатном растворе, с одной стороны, и СО2 из атмосферного воздуха на контакте с водой — с другой.

Следовательно, в целом динамика растворения известняка в четвертой стадии определяется скоростью поглощения СО2 из воздуха, которая очень мала. А. Бёгли считает, что установление окончательного равновесия занимает от 24 до 60 часов. Фреар и Джонстон также указывают несколько дней.

Одним из важных факторов, контролирующих скорость поглощения или выделения СО2, является температура: низкие температуры замедляют поглощение газа, в то время как высокие температуры могут многократно ускорить его (благодаря более высокой скорости движения молекул газа и, следовательно, большей вероятности столкновения молекул с поверхностью раздела).

С точки зрения Фейткнехта, общепринятой в настоящее время, в водном растворе скорость реакций приблизительно удваивается при каждом повышении температуры на 10С. Однако на продолжительность поглощения СО2 (или выделения, если реакция протекает в обратном направлении) существенно влияет также площадь поверхности раздела, отнесенная к единице объема воды. Таким образом, чем больше удельная поверхность, пригодная для диффузии газа (капельки воды, водяная пыль, небольшой водопад и т. д.), тем быстрее будет идти газовый обмен. На скорость реакции, как уже обсуждалось, влияет также гидростатическое давление.

При рассмотрении карбонатного растворения уже указывалось, что некоторые современные исследования А. Герштенхауэра и Д. Пфеффера (Gerstenhauer — Pfeffer, 1966) (более детально они будут изложены ниже), по-видимому, противоречат идеям А. Бёгли относительно скорости растворения; в частности, они подвергают сомнению обоснованность положений А. Бёгли о 1-й, 2-й и 3-й стадиях. Таким образом, если даже мы сохраняем четыре стадии А. Бёгли за их наглядность и поучительность, мы должны помнить, что в природе отдельные стадии никогда не встречаются последовательно, а всегда одновременно и во взаимодействии, иными словами, стадии, как таковые, в действительности не существуют. Во всей цепи реакций (рис. 2) звеном, имеющим самую низкую скорость, так сказать узким местом, является обмен между водой и воздухом (самая верхняя часть схемы). Таким образом, уместнее всего было бы поставить вопрос о том, что скорость гидрокарбонатного растворения в трехфазной системе определяется ah initio скоростью реакции абсорбции. Мы уже довольно подробно рассмотрели основные факторы и условия, контролирующие этот процесс.

Подземный карст

Автор работы: Пользователь скрыл имя, 29 Мая 2013 в 07:52, курсовая работа

Краткое описание

Карст (от нем. Karst, по названию известнякового плато Крас в Словении) — совокупность процессов и явлений, связанных с деятельностью воды и выражающихся в растворении горных пород и образовании в них пустот, а также своеобразных форм рельефа, возникающих на местностях, сложенных сравнительно легко растворимыми в воде горными породами (гипсами, известняками,мраморами, доломитами и каменной солью).

Содержание

ВВЕДЕНИЕ 3
1. КАРСТОВЫЙ ПРОЦЕСС…………………………………………..………4
1.2 ПОДЗЕМНЫЙ КАРСТ…………………………………………………….5
2.1 ТИПЫ КАРСТУЮЩИХСЯ ПОРОД И КАРСТА………………………..8
2.2 СТАДИИ ОБРАЗОВАНИЯ ПЕЩЕР……………………………………. 9
2.3 ИНТЕНСИВНОСТЬ КАРСТООБРАЗОВАНИЯ………………………..10
3. ОТЛОЖЕНИЯ ПЕЩЕР………………………………………………….…11
4. КАРСТ И ПРОБЛЕМЫ СТРОИТЕЛЬСТВА В БАШКИРИИ…………………………………………………………………….19

ЗАКЛЮЧЕНИЕ …. 24
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 25

Прикрепленные файлы: 1 файл

Юламанова..doc

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССКИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ

УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

БАШКИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Кафедра геологии и геоморфологии

___________ст.гр.1.5 Юламанова Д. А.

_________н.р.-м.н., доцент Швецов П. Н.

Карст (от нем. Karst, по названию известнякового плато Крас в Словении) — совокупность процессов и явлений, связанных с деятельностью воды и выражающихся в растворении горных пород и образовании в них пустот, а также своеобразных форм рельефа, возникающих на местностях, сложенных сравнительно легко растворимыми в воде горными породами (гипсами, известняками,мрамора ми, доломитами и каменной солью).

Вопрос карста действительно актуален для нашего времени, так как прецеденты были. 15 июля 1992 года в Дзержинске произошла катастрофа – ушёл под землю целый цех завода «Химмаш» и только по счастливой случайности обошлось без человеческих жертв. Это самое крупное происшествие в Европе, связанное с карстовыми провалами. Что касается более свежих новостей – в рабочем посёлке Бутурлино (всё той же нашей родной Нижегородской области) 10 апреля 2013 года (совсем-совсем недавно) вот так вот провалилось под землю три (. ) строения. В яму сполз один нежилой деревянный дом, зерновой склад и жилой кирпичный дом. Жители окрестных домов, в общей сложности 33 человека, были эвакуированы. В поселке был объявлен режим чрезвычайной ситуации. И это всё – далеко не единичные случаи.

Цель данной работы – подробно описать подземный карст. На основании цели в работе поставлены следующие задачи.

• Дать определение карста с различных точек зрения.
• Описать карстующиеся породы и условия развития карста.
• Перечислить и проанализировать подземные карстовые формы.
• Описать механизм изучения и контроля карстовых процессов.
• Описать натечно-капельные и кристаллические образования в пещерах.

1. КАРСТОВЫЙ ПРОЦЕСС

Скорость движения подземных вод мала, поэтому они воздействуют на рельеф большей частью не механически, а путем растворения горных пород. Растворяются известняки, каменная соль, гипс и некоторые другие породы. Растворяя породу, вода образует полости, пещеры, провалы и т. д. Весь этот комплекс процессов и образующихся в результате их наземных и подземных форм рельефа носит название карст – по названию плоскогорья Карст, или Крас (Kras), на северо-западе Балканского полуострова (Гвоздецкий, 1981).

Карстовые явления распространены чрезвычайно широко. По геологическим условиям примерно третья часть площади суши земного шара имеет потенциальные возможности для его развития. Карст существенно влияет на ландшафтные особенности территории, ее рельеф, сток, подземные воды, реки и озера, почвенно-растительный покров, хозяйственную деятельность населения.

Дренирующая способность карста усиливает недостаток влаги в засушливых областях и, наоборот, создает более благоприятные условия для развития ландшафтов в областях, избыточно увлажненных. Карст ведет к деградации вечной мерзлоты, также заметно улучшая природные особенности территории.

Существующие многочисленные определения карста отражают три подхода к этому сложному природному феномену.

Проблемами изучения карста и его распространением интересуются геологи, гидрогеологи, геоморфологи, гидрологи, физико-географы, ландшафтоведы, инженеры-проектировщики и строители, многие специалисты других областей знания.

2. ПОДЗЕМНЫЙ КАРСТ

Среди подземных карстовых форм можно выделить карстовые колодцы и шахты, пропасти, пещеры.

Карстовые колодцы и шахты – это вертикальные или круто наклонные полости, различающиеся между собой по глубине; к шахтам относятся полости глубже 20 метров, достигающие нескольких десятков, а то и сотен метров. Полости колодцев и шахт могут быть провальными (гравитационными); гравитационно-коррозионными, образованными путем выщелачивания водой карстующейся породы по трещинам и частичных обрушений.

Карстовые пропасти представляют собой комбинации естественных шахт с горизонтальными и наклонными пещерными ходами. К ним относятся, в частности, глубочайшие карстовые полости мира, достигающие глубины 1000 метров и более.

Пещеры по их происхождению можно разделить на пять групп: тектонические, эрозионные, ледовые, вулканические и, наконец, самая большая группа — карстовые.

Большинство карстовых пещер образуется при ведущей роли выщелачивания, часто при совместном действии растворения и размыва горной породы. При восходящем развитии земной коры в условиях большой мощности известняковых толщ и складчатой структуры возникают многоэтажные системы пещерных галерей. Известны значительные многоэтажные пещерные системы.

Карстовые пещеры — подземные полости, сообщающиеся с земной поверхностью или замкнутые, образуются при выщелачивании растворимых горных пород. Подразделяются на подтипы: коррозионно – эрозионный, нивально – коррозионный, коррозионно — гравитационный, коррозионно – абразионный и травертиновый.

Самая крупная пещера России по объему подземных пространств и протяженности внутренних ходов – Большая Орешная. Она относится к категории конгломератовых пещер и образовалась в конгломератах нижнего ордовика; считается самой крупной пещерой этой категорией в мире. Пещера Большая Орешная расположена в 3 км. Восточнее села Орешное, в долине Таежного Баджея, в Манском районе Красноярского края.

Пещера «Большая Орешная»

Подземное озеро в пещере «Большая Орешная»

В регионах с холодным климатом и суровыми зимами в подземные карстовые полости проникает морозный воздух и застаивается там так, что даже летом температура воздуха в них близка к нулю или отрицательна. В таких случаях на потолке и стенах пещеры начинают образовываться лёд в виде корок, кристаллов, ледяных сталактитов и сталагмитов. Из таких ледяных пещер наибольшей известностью пользуется знаменитая Кунгурская ледяная пещера. Она находится в Пермской области (Северный Урал), это одна из самых крупных пещер России (длина ходов пещеры составляет 5,6 км.)

2.1. Карстуются следующие породы:

• известняки (порода, целиком состоящая из минерала кальцита);
• мергели (известняк с глинистой составляющей более 5%);
• меловые породы (разновидность известняка из останков планктонных водорослей);
• доломиты, доломитизированные известняки (известняк с примесью минерала доломита СаMg[CO₃]₂);
• гипсы (порода, целиком состоящая из минерала того же названия – гипс СаSO₄*2H₂O);
• ангидриты (как порода состоят из минерала ангидрита (безводного гипса) CaSO₄ );
• соленосные толщи;

Соответственно выделяют три типа карста – карбонатный, гипсовый и соляной.

Кроме того, растворению может подвергаться карбонатный цемент обломочных пород: (конгломератов, песчаников, а также известняковые вулканические туфы.). (По Ф.П. Саваренскому и Д.С. Соколову) (1962)

Условия развития карста:

1) Наличие растворимой в природных водах горной породы, как правило (исключением являются случаи поверхностного контактного выщелачивания) водопроницаемой вследствие трещиноватости или пористости;

2) Наличие растворителя, т.е. воды, агрессивной по отношению к горной породе;

3) Наличие условий, обеспечивающих водообмен, – отток насыщенной растворенным веществом воды и постоянный приток свежего растворителя.

Если первое условие определяется геологическим строением местности, то второе и отчасти третье тесно связаны с физико-географической обстановкой, второе – с климатом и почвенно-растительным покровом, третье – помимо геологической структуры и гидрогеологических особенностей, с геоморфологическими и гидрологическими условиями.

Выделяют поверхностный и подземный карст.

К поверхностным карстовым формам относятся карры, желоба и рвы, воронки, блюдца и западины, котловины, полья, останцы. Объектом настоящего исследования является только подземный карст.

2.2. Стадии образования пещер.

Образование пещер происходит в определенной последовательности.

Трещинная стадия – водозная (воклюзовая) – натечно-осыпная – обвально-цементационная.

Стадии формирования полости идут последовательно, и каждая новая является следствием предыдущей.

Различные авторы выделяют еще дополнительные промежуточные стадии, но мы будем руководствоваться этой достаточно простой схемой. Важно запомнить, что каждая стадия применима не ко всей пещере в целом, а к отдельным ее фрагментам, каждый из которых может находиться на своей стадии развития. Особенно это проявляется в полостях, характеризуемых сложным строением (каскадные шахты, многоярусные пещеры).

Именно с образования разломов и системы трещин (тектонических нарушений) начинается образование каждой пещеры. Нарушения земной поверхности появляются при подвижках земной коры и землетрясениях. Расположение нарушений в пространстве массива (могут быть ориентированы в любой плоскости), а также относительно друг друга (пересекаться или идти параллельно) — все это определяет облик каждой пещеры. Даже в одной пещере встречаются различные «составные» элементы, которые образуются по разному.

Водозная (воклюзовая) стадия.

На данной стадии в пещере появляется свободно текущая или стоячая вода. Вода проникает в трещины либо при наличие поверхностного водосбора, либо в случае если нарушение вскрывает подземный водоносный горизонт. Под воздействием воды трещины начинают расширяться, формируя пещеру.

Зачастую за счет уничтожения склоновой денудацией поверхностных водосборов или вреза речной долины, поступление воды в прежних объемах замедляется или прекращается вовсе, в пещере осушаются целые залы, галереи, колодцы. Начинается натечно-осыпная стадия. На данной стадии в пещерах начинают формироваться разнообразные натечные формы.

Обвально-цементационная стадия.

Данная стадия является завершающей в процессе существования пещеры. На данном этапе в пещере часто происходят разрушения сводов и стен, с образованием различных обвальных отложений.

2.3 Интенсивность карстообразования.

Интенсивность карстообразования определяет:

1. Уровень грунтовых вод.

Например в Московской области, карстующиеся породы имеют мощность до сотни метров, но современный карст практически отсутствует, так как грунтовые воды залегают всего на глубине 5-10м.

2. Химическая инертность пород.

Примеси магния резко снижают интенсивность карстообразования. (Пример: Скалистый хребет в Северной Осетии.)

3. Примеси глинистого материала. Микротрещины забиваются глинистыми частицами (кольматация трещин), поэтому карст не развивается по мергелевым толщам.

4. Экспозиция склона.

Более благоприятен северный склон, так как там больше влажность и дольше держится снеговой покров, поэтому более интенсивны нивальные процессы.

Особенно благоприятны закрытые котловины, днища с откосами до 15 градусов.

Мощность и биология почв влияют на обогащение вод углекислотой и, следовательно, на интенсивность карстовых процессов. Особенно благоприятны горные черноземы, горные лесные почвы. Не благоприятны скелетные маломощные почвы.

7. Механические свойства пород. Трещиноватость, напластование.

Например в Арабике карст особенно интенсивен на участках, где пласты известняка залегают крутонаклонно или даже субвертикально.)

8. Количество осадков. Климат. Интенсивность испарения. Нивация.