Твердая компонента горных пород состоит из минеральных частиц различной природы. Основное участие в строении твердого скелета горных пород принимают несколько десятков минералов, хотя общее их количество достигает 2000. Эти минералы получили название породообразующих. Породообразующие минералы имеют кристаллическое строение и делятся на следующие группы: первичные силикаты (кварц, полевые шпаты, оливин, пироксены и др.), в структуре которых преобладают ковалентные связи; простые соли (карбонаты, сульфаты, галоиды) с преобладанием в структуре ионных связей; глинистые минералы (каолинит, монтмориллонит, гидрослюда и др.) с несколькими видами связей; органическое вещество.

Силикаты являются главными породообразующими минералами магматических, метаморфических и большого числа осадочных горных пород. Силикаты являются диэлектриками. Среди осадочных горных пород широко распространены простые соли. Их основной особенностью является большая растворимость в воде. Это связано с ионным типом внутрикристаллических связей.

Глинистые минералы, образованные в процессе химического выветривания горных пород силикатной группы, отличаются высокой дисперсностью (линейный размер глинистого минерала – 10^-6 м и менее, удельная поверхность каолинита достигает 10 м²/г, а монтмориллонита – 800 м²/г) и слоисто-ленточным строением. Но главнейшей особенностью глинистых минералов является их способность к электрическому заряжению своей поверхности в результате изоморфизма.

При гетеровалентном изоморфизме с поверхности глинистого минерала уходит четырехвалентный ион кремния Si⁺⁴, а на его место из окружающей среды может прийти любой другой ион с меньшей или большей валентностью. В этом случае и возникает нарушение электронейтральности глинистого минерала. Чаще всего на поверхности образуется отрицательный электрический заряд, т.е. на место иона кремния приходят ионы меньшей валентности (Al⁺³, Ba⁺², Ca⁺² и др.). Величина заряда определяется интенсивностью изоморфных замещений и валентностью замещающего иона. По величине структурного отрицательного заряда глинистые минералы располагаются в следующей последовательности:

каолинит < монтмориллонит < гидрослюда.

В естественных условиях залегания глинистой горной породы отрицательный заряд поверхности глинистых минералов нейтрализован катионами-компенсаторами, которые располагаются на внешней поверхности глинистой частицы: положительные катионы, с одной стороны, и отрицательные заряды глинистой частицы, с другой стороны, образуют двойной электрический слой. Двойной электрический слой состоит из адсорбционного и диффузионного слоев ионов.

Глинистый минерал вместе с возникшим двойным электрическим слоем образует мицеллу, размер которой значительно превосходит размер частицы глинистого минерала, являющегося ядром мицеллы. В результате мицелллообразования объем глинистой горной породы при увлажнении может увеличиться многократно, причем процесс набухания развивается во времени. Размер мицеллы определяется природой глинистого минерала: чем больше величина структурного отрицательного заряда на поверхности глинистого минерала и выше дисперсность, тем больше прирост объема.

В водной среде вокруг ядра возникает раствор с аномальными физическими свойствами: в адсорбционной части двойного электрического слоя, т.е. непосредственно около ядра мицеллы, образуется прочно связанная вода. В диффузионном слое возникает связанная вода.

Образование связанной воды приводит к тому, что глинистая горная порода, будучи высокопористой (пористость доходит до 70 %), тем не менее, является водонепроницаемой. Фильтрация жидкости через поры, в которых находится связанная вода, возможна только при создании значительного перепада давления.

Образование двойного электрического слоя и развитие электрокинетических процессов обеспечивает значительное снижение прочности глинистой горной породы в водной среде, в этих условиях ярче проявляется склонность глин к текучему поведению. Способность глинистых минералов образовывать электрический заряд на своей поверхности приводит к тому, что даже 5 % ‑го содержания глинистых минералов в дисперсной горной породе достаточно для того, чтобы эта порода проявляла свойства глины. Это характерно, в частности, для водонефтеносных песчаников.

Плотность горных пород в значительной степени определяется плотностью входящих в их состав минералов, жидкости и газа, находящихся в порах, величиной пористости. Плотность ρ_т твердой компоненты большинства горных пород (масса единицы объема твердой фазы) составляет (2,2 – 2,84)10³ кг/м³. Масса единицы объема горной породы ρ (плотность) всегда меньше плотности ρ_т минерального скелета породы. Такое отличие обусловлено наличием пор в горной породе. С увеличением содержания в породе тяжелых минералов плотность породы растет. Плотность сухой горной породы называется объемной массой.

Вес единицы объема твердой фазы горной породы называется удельным весом  γ_ув  породы, а вес единицы объема сухой породы - объемным весом γ_ов. Удельный  вес горной породы  и  ее плотность связаны  соотношением γ_ув = g·ρ_т, где g – ускорение свободного падения. Плотность горных пород определяет величину геостатического давления, действующего в точке, расположенной в литосфере на рассматриваемой глубине от дневной поверхности.

1.4. Жидкая компонента горной породы

Жидкая фаза в горной породе представлена как полярной, так и неполярной жидкостями. В естественных условиях залегания горные породы обводнены поровыми, пластовыми, карстовыми и пр. водами, минерализованными различными солями и в различной концентрации. В качестве неполярной жидкости выступает нефть, газоконденсат. Физические свойства этих жидкостей различны. В качестве примера приведем некоторые физические свойства чистого керосина и дистиллированной воды при комнатной температуре (табл. 1).

                                                                                     Таблица 1