2

3

ПРЕДИСЛОВИЕ Высшее образование, как и вся наша жизнь, стремительно меняется,

оно уже стало многоуровневым, более фундаментальным, гуманитарным многопрофильным и одновременно специализированным. Появились ранее неизвестные бакалавры, магистры, лицеи, колледжи, частные вузы и многое другое. Меняется не только структура, но и внутреннее содержание образования. Все это требует создание новых учебников и учебных пособий для студентов.

Применительно к гидрогеологии это особенно актуально по не-скольким причинам. Резко обострившаяся экологическая ситуация возвела проблему чистой воды в ранг наиболее острых и актуальных для всего человечества. По оценкам приоритетов в науках о твердой Земле, выполненным Академией наук США в 1993 г., к высшим приоритетам относятся проблемы: 1) вода необходимого качества (53%); 2) очистка загрязненных подземных вод (11%); 3) глобальные геохимические и биохимические циклы (4%); 4) предсказание геологических катастроф (4%); 5) флюиды внутри Земли и на поверхности (2%). Все эти проблемы в основной своей части являются гидросферными и требуют переосмысления именно с гидрогеологической позиции.

В 1996 г. исполняется 60 лет со дня выхода последнего тома "Истории природных вод" В.И. Вернадского, где впервые наиболее полно раскрыто особое положение воды на нашей планете и фундаментальные свойства гидросферы в целом. К сожалению, эти идеи до сих пор не нашли должного отражения в учебниках и остаются известными ограниченному кругу людей. Сложившаяся в мире водно-экологическая ситуация настоятельно требует коренного улучшения пропаганды и реального использования идей этого великого ученого.

Возникла синергетика — наука о саморазвитии систем материального мира, одним из главнейших компонентов (или стихий, как говорили в древние времена) которого является вода. Водные растворы, пронизывающие горные породы земной коры и все органические соединения, в силу своих особых свойств играют важнейшую роль в становлении и развитии всего окружающего мира. И гидрогеология, как наука о подземной гидросфере, не может стоять в стороне от развивающихся синергетических представлений.

В Гидрогеологии в настоящее время идет переосмысление содержания как самой науки, так и ее роли в решении многих практических задач. Из чисто геологической, она все больше превращается в науку комплексную о гидросфере в целом и ее роли в становлении, развитии и эволюции всего окружающего мира. В этой связи

4

меняются роль и значение гидрогеолога, который должен не только искать и разведывать месторождения подземных вод, но и оценивать роль и значения естественного и техногенного изменения водного режима территории на всю окружающую среду, разрабатывать прогнозы таких изменений.

Имеются и другие более частные предпосылки, которые требуют новых подходов к учебникам. Дело в том, что по новым учебным планам для бакалавров геологического направления введен курс гидрогеологии и инженерной геологии, в котором студенты знакомятся со многими положениями практической гидрогеологии. Поэтому на более высоком (третьем) профессиональном уровне появляется возможность читать более сложный, чем делалось ранее, курс общей гидрогеологии. Именно такай базовый курс с учетом уже ранее полученных студентами знаний и предлагается тем, кто выбрал себе профессию гидрогеолога.

Из сказанного ясно, что данный учебник не заменяет уже существующие, а развивает и дополняет многие положения, изложенные в них. Этот учебник предназначен для лиц, уже знакомых с некоторыми основами гидрогеологии. Он более труден для восприятия, так как более сложен по структуре изложения и перечню излагаемых понятий и вопросов. Он отражает тот новый уровень знаний о подземной гидросфере, который сложился к настоящему времени.

Тем не менее учитывая, что этот учебник для студентов вузов в нем даны формулировки основных базовых определений и понятий, используемых в гидрогеологии, описаны главные законы, постулаты, закономерности, процессы и явления, необходимые для усвоения материала. При этом первые главы написаны более просто и доступно, чем последующие. Постепенно изложение усложняется, а фактов и закономерностей приводится все больше, простые понятия заменяются более сложными, описание явлений углубляется. Поэтому рекомендуется изучать материал учебника в той последовательности, как он изложен, не пропуская разделов. Это значительно облегчит задачу усвоения материала. В последних главах изложение ведется не столько в форме констатации фактов и положений, а в форме приглашения студента к размышлению и анализу фактов или явлений. По своей сути это не просто описание содержания гидрогеологии и методов решения гидрогеологических проблем, а введение в изучение теоретических основ гидрогеологии.

Автор выражает глубокую благодарность рецензентам профессорам В.А. Кирюхину, В.М. Матусевичу, В.М. Швецу, Н.М. Рассказову и А.Р. Курчикову за практические замечания, высказанные в процессе подготовки учебника.

5

Глав а 1

СОДЕРЖАНИЕ, ИСТОРИЯ

И МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ГИДРОГЕОЛОГИИ

1.1. ПРЕДМЕТ, ЗАДАЧИ И СОДЕРЖАНИЕ ГИДРОГЕОЛОГИИ

1933 г. академик Ф.П. Саваренский дал следующее наиболее полное по тому времени определение гидрогеологии: "Гидрогеология имеет предметом

изучения подземные воды, их происхождение, условия их залегания, движения, свойства и условия, определяющие те или иные технические мероприятия по использованию подземных вод, регулированию их или удалению" [14]. Гидрогеология является частью геологии и изучает подземные воды на основе анализа истории развития земной коры в тесной связи с горными породами, слагающими литосферу, и ее структурными особенностями. Иначе говоря, гидрогеология — это наука о геологии воды.

Значение подземных вод, как одного из наиболее подвижных тел земной коры, исключительно велико во всех геологических процессах, что особенно четко было показано академиком В.И. Вернадским. Вот что он писал по этому поводу: "Вода, образующая сплошь одну из земных геосфер — гидросферу, определяет всю химию земной коры в доступной нашему непосредственному изучению ее области. Химические реакции идут главным образом в водных растворах, жидких или парообразных, и свойства растворов обусловливают в главной мере генезис вадозных и фреатических минералов. Они же определяют среду жизни." [2, с. 15]. В самом деле, исключительная роль воды бесспорна при всех геохимических процессах, которые происходят в земной коре, начиная от магматических, пегматитовых, гидротермальных, метаморфических и кончая разнообразными гипергенными и седиментационными процессами. Везде речь идет, по существу, об образовании минералов или их разрушении в результате взаимодействия сложных природных растворов с горными породами. В.И. Вернадский неоднократно подчеркивал особое положение воды среди природных химических соединений и настаивал поэтому на необходимости особенно тща-тельного и глубокого ее изучения.

Не менее велика и практическая роль подземных вод как "наиболее драгоценного ископаемого" (по выражению академика А.П. Карпинского). Издавна подземные воды используются человеком для питья и хозяйственных целей. В настоящее время сельское население практически полностью удовлетворяет свои потребности

В

6

за счет подземных вод. Последние являются также основным источником городского хозяйственно-питьевого водоснабжения в большинстве европейских стран. Так, по данным Европейской экономической комиссии, в Австрии, Бельгии, Венгрии, Дании, Нидерландах, Румынии, Швейцарии и Югославии доля подземных вод в общем балансе хозяйственно-питьевого водоснабжения составляет более 70%; в Болгарии, Италии, Португалии, Словакии, ФРГ и Чехии — от 50 до 70%. А для таких стран, как Дания. Мальта, Саудовская Аравия, Кувейт, подземные воды являются единственным источником водо-снабжения. Полностью или почти полностью на подземных водах основано водоснабжение таких крупных городов Европы, как Будапешт,. Вена, Гамбург, Копенгаген, Мюнхен, Рим и др. [6].

На территории бывшего СССР также почти 60% городов имеют исключительно подземные источники водоснабжения, порядка 20% смешанные (подземные и поверхностные) и только 20% — поверхностные. Подземное водоснабжение имеют не только малые и средние города (Красноярск, Новокузнецк, Вильнюс, Томск, Чита), но и многие крупные, с населением более 1 млн. Так, преимущественно подземными водами удовлетворяется потребность в воде питьевого качества таких крупных городов, как Алма-Ата, Баку, Ереван, Киев, Минск, Тбилиси, Ташкент, Харьков, Ашхабад и др.

Подземные воды широко используются для лечебных целей. Так, в СССР в 1981 г. добыча минеральных вод составила более 1,2 млн м

3. В

это же время насчитывалось 273 курорта и санатория и свыше 130 заводов розлива.

Исключительная роль принадлежит подземным водам как источнику химического сырья. Из подземных вод во многих странах давно добывается бор, натрий, магний, литий, хлор, бром, йод, в меньших объемах добывают германий, рубидий, стронций, кальций, цезий, на отдельных месторождениях также медь, цинк, уран, радий, вольфрам, мышьяк, серу и др.

Серьезное значение имеют подземные воды как источник тепловой энергии. Прогнозные ресурсы термальных вод с температурой 40-200° С только на территории бывшего СССР составляют 250 м

3/с, из них в

Западной Сибири 180 м3/с. С использованием тепла подземных вод

построены Паужетская геотермальная электростанция на Камчатке, осуществлено отопление микрорайонов в Тбилиси, Махачкале, Грозном, Зугдиди и др. Теплоснабжение за счет термальных вод частично осуществляется на Камчатке, в Тюменской и Омской областях, Бурятии, Казахстане и т.д.

Во многих случаях подземные воды являются вредным фактором и играют отрицательную роль. При строительстве гидротехнических сооружений, тоннелей, метрополитенов, при разработке месторождений полезных ископаемых подземные воды часто осложняют ведение работ и требуют значительных капиталовложений для борьбы с ними.

Ценность воды как природного минерала связана с ее исключительными свойствами. Главные среди них следующие:

7

1) исключительная подвижность; 2) способность к фазовым переходам в термодинамических ус-

ловиях земной коры; 3) чрезвычайная химическая активность: нет в условиях земной

коры природных тел, которые в той или иной мере не растворялись бы в природных водах;

4) "всюдность" (по выражению В.И. Вернадского) является одним из самых удивительных свойств воды. Нет на Земле уголка, где бы не было воды в той или иной форме.

Наша земная кора представляет собой своеобразный океан, из которого выступают небольшие участки суши. И это потому, что более 2/3 поверхности Земли занимают океаны, а главное потому, что везде в осадочной оболочке имеются целые подземные "моря", пропитывающие горные породы. По мнению ряда авторов, количество подземных вод в земной коре соизмеримо с количеством поверхностных. По данным американского исследователя А. Пол-дерваарта, масса всей подземной воды в породах земной коры составляет 840 млн. км

3. Еще большую величину приводит русский ученый В.Ф. Дерпгольц —

1050 млн. км3, которая соизмерима с количеством воды Мирового океана —

1370 млн. км3 [12].

Исходя из практических целей, чаще учитывают только свободные и физически связанные воды верхней части земной коры до глубины 5 км. В этом случае доля подземных вод в общем балансе всех природных вод относительно невелика и составляет 4,12%. (табл. 1.1).

Таблица 1.1

Об ъе м ги д р ос фе р ы и и нте нс и вн ос т ь в о до о б ме на (п о М . И. Л ь в ов и чу )

Виды вод Объем воды. Доля % В о зо бн о в л ен и е

тыс. км3 зап асо в , лет

Мир ово й о кеа н 1 3 70 32 3 93,96 2600

Подзем ные вод ы, (60 00 0) 14,12) (5000)

в т .ч . з он ы ак т ивн о го в од оо б ме на 4 00 0 0,27 330

Ледники 24 000 1,65 (10 000 )

Оз ер а 280 0,019 -

Почве нная вл ага (85) (0,006) 10-9)

Пар ы ат мо сфе ры 14 0,001 0,027

Речные воды 12 0,0001 0,033

В с я г и д р о с ф е р а 1 4 54 19 3 100 2800

П р и м е ч а н и е . В ск о б ка х пр и ве д е н ы о ри е н ти р ов о чн ы е д а нн ы е .

8

Исключительность перечисленных свойств воды делает ее одним из

важнейших природных объектов. Сложность и многообразие вод на Земле привели к тому, что это единственное природное тело изучается целым рядом наук. Кроме гидрогеологии, о которой речь впереди, природные воды изучаются океанологией, гидрологией, метеорологией, гляциологией, гидравликой, в меньшей степени минералогией, вулканологией, почвоведением, петрографией, геохимией и многими другими науками, с которыми гидрогеология имеет генетическую связь. Кроме того, являясь геологической наукой, гидрогеология тесно связана с общей геологией, геоморфологией, динамической геологией, тектоникой, структурной геологией, учением о месторождениях полезных ископаемых и многими другими. С этими геологическими науками гидрогеологию объединяет, прежде всего, тесная связь горных пород с подземными водами и общность методики исследований.

В свою очередь, внутри гидрогеологии развивается целый ряд самостоятельных научных направлений, оформившихся в самостоятельные научные дисциплины, которые можно разбить на две группы, определяющие соответственно ее теоретическое и методологическое содержание. К первой группе относятся общая геология, гидрогеодинамика, гидрогеохимия, палеогидрогеология, региональная гидрогеология.

Общая гидрогеология изучает структуру, состав, строение и наиболее общие свойства подземной гидросферы, закономерности размещения и существования разных видов воды в недрах земли, роль воды в геологической истории Земли и происхождении жизни на Земле. Такой подход к общей гидрогеологии наиболее полно сформулирован известным исследователем Сибири Е.В. Пиннекером в работе [12] и наиболее соответствует современному уровню знаний.

Гидрогеодинамика исследует закономерности движения различных форм подземных вод: фильтрацию, конвекцию, диффузию, осмос, капиллярный перенос и т.д. с учетом конкретной структуры подземного потока, определяемого не в последнюю очередь геологическими особенностями территории.

Гидрогеохимия обеспечивает изучение особенностей миграции атомов химических элементов в подземной гидросфере на базе эволюционного развития системы вода —порода —газ —органическое вещество. Центральным вопросом гидрогеохимии является выявление путей формирования разнообразных геохимических типов подземных вод, а также прогноз изменения их качества. Последнее стало особенно актуальным в последние десятилетия в связи с ухудшающейся экологической ситуацией на Земле.

Региональная гидрогеология — наука о связи пространственно-временного распределения подземных вод в земной коре с характером и историей развития геологических структур. Проблемный вопрос в данном случае — роль геологической структуры в формировании ресурсов и состава подземных вод в конкретном регионе.

9

Палеогидрогеология изучает былые подземные гидросферы в тесной связи

со становлением и развитием литосферы. Она же восстанавливает палеогидрогеологические условия конкретной территории, включая геологическую роль воды в формировании месторождений полезных ископаемых.

Экологическая гидрогеология. Строительство водохранилищ, вырубка лесов, распашка земель, разработка месторождений полезных ископаемых — эти и другие виды деятельности человека во многом изменили режим и состав подземной гидросферы, масштабы которого не всегда поддаются простому учету. Возникла проблема глобального управления подземной гидросферой с целью оценки масштабов возможных изменений геологической и окружающей среды. Эта задача только еще делающей первые шаги экологической гидрогеологии.

Перечисленные фундаментальные разделы современной гидрогеологии, к которым можно добавить учение о минеральных водах, учение о режиме и балансе подземных вод, гидрогеотермию, тесно связаны между собой и составляют ее теоретическую основу.

Ко второй группе разделов гидрогеологии относятся дисциплины, непосредственно определяемые запросами производства: поиски и разведка подземных вод, разведочная гидрогеология, гидрогеология месторождений полезных ископаемых (рудных и нефтяных), мелиоративная гидрогеология, гидрогеохимические поиски месторождений полезных ископаемых, гидрогеология городов, охрана подземных вод и др. Все эти направления методологически тесно связаны и базируются на методах, применяемых в других науках о Земле и трансформированных к изучению подземной гидросферы. В значительной мере они заимствованы из геологии (съемка, кар-тирование, палеогидрогеологический анализ), гидравлики, геохимии, исторической геологии.

Картирование территории — один из основных методологических приемов в гидрогеологии, применяемых прежде всего

7 для изучения региональных

закономерностей. Вместе с тем подземная гидросфера — продукт длительного геологического развития, и ее изучение невозможно без исторического (генетического) подхода, который позволяет проследить этапы развития подземной гидросферы и на базе теоретических обобщений разработать прогноз ее изменений.

Вода отличается от других геологических объектов постоянным движением, участием в круговоротах. Формы ее движения различны (гравитация, диффузия, фильтрация, конвекция, осмос, капиллярный перенос и т.д./, но в общем виде являются частью геологического движения, познание которого невозможно без математического, термодинамического, физико-химического, гидравлического моделирования. Моделирование, как методология познания общего путем его разложения на отдельные составляющие, играет все возрастающую роль в гидрогеологии. Особенно велики перспективы моделирования с применением ЭВМ.

10

Подземная гидросфера в земной коре теснейшим образом взаи-модействует с литосферой, биосферой, атмосферой, а также мантией и космосом. Взаимодействие этих важнейших составляющих приводит к направленной эволюции, образованию новых продуктов в виде минералов, руд, пород, геохимических типов воды. Как выяснилось в самое последнее время, система вода —порода, например, обладает свойствами самоорганизации, т.е. относится к типу синер-гетических [20]. Это же, по мнению Ф.А. Летникова, относится и ко многим другим геологическим системам. Поэтому методологические приемы синергетики должны стать одними из главных в арсенале гидрогеологии.

Гидрогеология, как и другие геологические науки, опирается на принцип актуализма, гласящий, что "настоящее — ключ к познанию прошлого", а также на методы фундаментальных наук — математические, физические, химические, биологические, значение которых для специалиста — гидрогеолога обязательно. Для анализа и оценки гидрогеологических явлений и процессов применяются многие частные методы (опытно-фильтрационные работы, режимные наблюдения, мониторинг подземных вод лабораторные работы и др.).

Уже изложенное показывает, что объектом гидрогеологии служит подземная гидросфера, которую необходимо рассматривать в тесном единстве с другими составляющими земной коры — горными породами, газами, органическим веществом и, конечно же, деятельностью человека, который" по выражению В.И. Вернадского стал геологической силой.

К такому пониманию содержания гидрогеологии ученые пришли не сразу. Долгое время считалось, что гидрогеология изучает не подземную гидросферу, а подземные воды, что и отражено в приведенном выше определении Ф.П. Саваренского, который к последним относил "капельно-жидкую воду, заполняющую пустоты и поры в горных породах, способную к перемещению в них и вытеканию или извлечению из них" [14, с. 13]. Такое же понимание подземных вод можно найти в работах немецких (К. Кейльгак, Р. Кене, Е. Принц, В. Рихтер), французских (А. Шеллер, Ж. Марга, Ж. Кастани), американских (О.Е. Мейнцер, Ч. Толмен, Д.К. Тодд, С. Дэвис, Р. де Уист), бельгийский (П. Фурмарье) и других исследователей.. Но подземные воды, т.е. капельно-жидкая вода, — это только часть подземной гидросферы и, как выясняется, не самая ее большая часть. Все это позволило Е.В. Пиннекеру пересмотреть содержание гидрогеологии. И это не прихоть исследователя, а глубокий анализ объективного состояния конкретной ситуации.

Дело в том, что во второй половине XX в. гидрогеология вступила в качественно новый этап развития, связанный с освоением огромной массы нового фактического материала, пересмотром многих теоретических положений, переходом в своем развитии от ста-

11

дии собирания фактов к их объяснению и разработке прогнозов. Тем самым гидрогеология из учения о явлениях превратилась в науку о процессах и их закономерностях. Предметом гидрогеологии стали не просто подземные воды, а подземная гидросфера в целом .̂ Все это и позволило дать новое определение гидрогеологии, которое в несколько сокращенном виде формулируется следующим образом. Гидрогеология — это наука о подземной гидросфере, ее генезисе, истории развития, составе, закономер-ностях пространственного распределения и формирования, взаимодействия с другими оболочками земной земной коры, охраны, управления и использования [12].

1. 2. ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ЖИДКОЙ ВОДЫ И ЕЕ

НЕКОТОРЫЕ ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

1.2.1. Необычность физических свойств воды

Вода — одно из самых удивительных соединений на Земле — давно уже поражает исследователей необычностью многих своих физических свойств. Так, по результатам вычислений Д. Херда [17], температура плавления воды должна была составить по аналогии с температурой плавления гидридов других элементов, минус 120° С, а не 0° С, как это наблюдается на самом деле. По тем же соображениям ее температура кипения должна быть равной минус 112° С, а фактически она равна +100° С.

Не менее удивительным является тот факт, что плавление воды сопровождается не расширением, как у подавляющего большинства соединений, а сжатием. Наибольшей плотностью, а следовательно, и наименьшим удельным объемом вода обладает при температуре, равной 4° С (табл. 1.2), а не при 0° С, как это можно было бы предположить. При повышении температуры от 0 до 4° С плотность воды возрастает, и только при больших температурах она начинает уменьшаться.

Из всех жидкостей вода — самый могучий растворитель: она растворяет почти все вещества, кроме жиров и углеводородов. Это ее свойство обусловлено, в частности, ее исключительной диэлек- трической проницаемостью, равной 80 при комнатной температуре. Фактически это означает, что два противоположных электрических заряда в воде взаимно притягиваются с силой, равной 1/80 силы их взаимного притяжения в воздухе. Вследствие этого ионы в воде отделяются от кристалла соли значительно легче, чем если бы кристалл находился в воздухе.

Удивительные свойства воды можно было бы перечислять и дальше: к ним относятся необычная зависимость вязкости воды от давления, большая теплоемкость воды, ее большое поверхностное

12

Таблица 1 . 2

Некоторые свойства воды при температуре до 100° С [13]

Температура, Плотность, Удельный объем, Вя зко сть , Диэлектрическая

•с г/см3 см3/г м П а-с постоянная

0 0,99987 1,00013 1,787 87,74

5 0,99999 1,00001 1,516 85,76

Ю 0,99973 1,00027 1,306 83,83

20 0,99823 1,00177 1,002 80,1

30 0,9956 8 1,00434 0,7975 76,54

40 0,9922 1,0078 0,6531 73,15

50 0,9880 1,0120 0,5467 69,91

60 0,9832 1,0170 0,4666 66,81

70 0,9778 1,0227 0,404 63,85

80 0,971 8 1,0289 0,355 61,02

90 0,9653 1,035 9' 0,315 58,31

100 0,9683 1,0434 0,282 55,74

натяжение и др. Однако уже приведенные данные красноречиво говорят о необычности многих свойств воды, причина которых кроется в своеобразном строении молекулы воды, обусловленном наличием в воде водородного типа связи.

Коротко, суть водородной связи сводится к тому, что ион водорода, связанный с каким-то ионом другого элемента, способен электростатически притягивать к себе другой ион того же элемента. Графически этот факт изображается так: А — Н...В, где А и В ионы какого-либо элемента (в данном случае кислорода).

Левая часть приведенного выражения характеризует прочную химическую связь между водородом и кислородом, существующую в самой молекуле воды, а правая — более слабую и по расстоянию более длинную водородную связь между водородом и атомом кислорода другой (соседней) молекулы воды. Следовательно, наличие водородной связи в воде способствует возникновению молекулярных агрегатов, которые представляют собой не что иное как группы молекул воды, размеры и свойства которых меняются в зависимости от температуры, определяя тем самым аномальные свойства воды. Рассмотрим этот вопрос несколько подробнее.

13

1.2.2. Строение жидкой воды

Состав молекулы воды из двух атомов водорода и одного атома кислорода обеспечивает наличие в ней трех электрических центров: двух положительных и одного отрицательного. Благодаря такому строению каждая молекула воды в состоянии образовать четыре водородных связи (рис. 1.1). В настоящее время установлены следующие расстояния между отдельными атомами в молекулах воды, соединенных водородной связью: О - Н = 0,0976 нм и Н...0 = 0,176 нм, т.е. водородная связь оказывается длиннее химической на 70%. Угол связи, образованный двумя атомами водорода Н-О-Н, равный 107,2° (рис. 1.2), близок к углу тетраэдра. Поэтому молекулу воды уподобляют тетраэдру, два угла которого заряжены положительно, а два — отрицательно. Вследствие этого молекула воды оказывается электрическим диполем с дипольным моментом, равным 0,615-10""

29 Кл-м, и диэлектрической постоянной,

равной 87,74 при 0° С. Таким образом, аномально высокая диэлектрическая проницаемость воды и

связанная с нею способность растворять соли в основном определяются наличием в воде водородных связей.

Указанные выше размеры водородной связи не следует считать неизменными при любых условиях. Например, для льда установлена прямая зависимость длины связи от температуры: при понижении последней на 1˚С длина водородной связи уменьшается на 0,16·10

-4 нм, что определяет заметное

увеличение вязкости льда [1]. Благодаря наличию в воде водородных связей в расположении ее молекул отмечается высокая степень упорядоченности, что сближает

Рис. 1.1. Тетраэдрический харак- Рис. 1.2. Межъядерные рассто-

тер водородной связи в воде яния и угол связи в воде

14

Рис. 1 .3. Тетраэдричес-ки координированная решетка воды, напоминающая решетку триди-мита [1]

ее с твердым телом. С другой стороны, вследствие таких связей в ее структуре возникают многочисленные пустоты, определяющие очень большую рыхлость строения последней (рис. 1.3). Этим и объясняется несоразмерно высокая температура плавления воды, так как для разрыва водородных связей необходима значительно большая энергия, чем в случае действия лишь одних ван-дервааль-совых сил, которые связывают молекулы в газах. Следовательно, наличие аномалий в физических свойствах воды объясняется наличием водородных связей. Более подробное изложение характера водородной связи и строения молекул воды можно найти у Ч. Коулсона [9].

Начало современным исследованиям воды с позиций существования в ней водородных связей принадлежит английским исследователям Дж. Берналу и Р. Фаулеру. На основании спектроскопических и рентгенографических исследований они установили, что структура воды имеет тетраэдрический характер, при котором каждая ее молекула окружена по тетраэдру четырьмя другими молекулами (см. рис. 1.1). Эти ученые выдвинули гипотезу, что в воде сосуществуют три типа расположения ее молекул, преобладающих при различных температурах: вода I — типа льда — тридимита устойчива при температуре ниже 4° С, вода II — типа кварца — преобладает в интервале температур от 4 до 200° С и вода III — плотно уложенная идеальная жидкость типа аммиака, т.е. не имеющая водородных связей, существует при температурах выше 200° С. С изменением температуры эти формы связи непрерывно переходят одна в другую, однако это не значит, что в воде имеются отдельные объемы

15

с разной структурой. При всех температурах вода остается гомогенной и только средние взаимные расположения молекул в большей или меньшей степени напоминают воду I, II или III.

О.Я. Самойлов [15] на основании экспериментальных работ и теоретических расчетов предложил одноструктурную модель жидкости, согласно которой каждая молекула воды соединена водородными связями с четырьмя соседними молекулами, расположенными по углам тетраэдра. При этом расположение молекул воды в непосредственной близости друг от друга соответствует по форме льдо-подобному каркасу, слегка нарушенному тепловым движением, пу-стоты которого частично заполнены молекулами воды. При таком подходе в жидкой воде нельзя выделить структурно разнородные участки. Вода в этом случае представляет собой единое целое, любые элементарные объемы которой в каждый данный момент структурно соответствуют друг другу. По последним данным, модель О.Я. Самойлова лучше других согласуется с экспериментальными данными и более реально характеризует строение воды.

Несколько иной подход к оценке природы водородных связей и существующих в воде агрегатов ее молекул предложил итальянский исследователь М. Аджено. Основываясь на представлениях квантовой механики, он полагает, что связь между молекулами воды осуществляется с помощью водородных мостиков, которые образуют кольцевые структуры. В таком кольце водородных мостиков нельзя разрушить один из них, не затронув при этом состояние других. Тем самым существующая в кольце связь в полной мере соответствует понятию коллективной связи.

Кольцевые образования могут создавать агрегаты молекул воды различной конфигурации (рис. 1.4). Возможность возникновения в жидкой воде такого рода агрегатов М. Аджено объясняет тем, что молекулы воды в состоянии участвовать не в четырех водородных связях, как указывалось выше, а лишь в двух, что значительно упрощает схему строения воды и объясняет такие ее свойства, как анизотропность.

В воде в один и тот же момент могут присутствовать все возможные типы агрегатов молекул, причем равновесие между ними будет зависеть от термодинамических условий системы. При тепловых движениях эти агрегаты, сталкиваясь между собой, могут терять часть своих молекул и тем самым преобразовываться в другие типы. Однако общее число водородных мостиков при неизменных термодинамических условиях будет постоянным.

Что касается геометрической формы возникающих в воде агрегатов, то по этому вопросу существуют различные точки зрения. Отметим, что большинство авторов исходит из того, что молекулы объединяются в трехмерные ассоциаты, и только М. Аджено предполагает двумерное их строение, а следовательно, и геометрия двухмерных фигур будет в этом случае отличной от геометрии трехмерных фигур.

16

Независимо от характера образующихся геометрических фигур характер структуры жидкой воды, по мнению большинства авторов, в каждый данный момент определяется соотношением в ней льдо-подобных ассоциатов с мономерными молекулами воды, т.е. соотношением групп молекул, имеющих водородные связи, с одиночными молекулами, лишенными этих связей. Эта соотношение зависит от целого ряда факторов, и одно из самых важных мест в этом ряду занимает температура.

Лед отличается от жидкой воды тем, что имеет кристаллическую структуру, в нем все 100% молекул воды связаны между собой водородными связями. В то же время в воде всегда имеется некоторое количество мономерных молекул. Плавление льда сопровождается разрушением его кристаллической решетки и разрывом части водородных связей или по крайней мере их искажением. Сохраняющиеся при этом агрегаты молекул воды с водородными связями представляют собой как бы островки кристаллических структур, разбавленными мономерными молекулами воды. Соотношение между этими группами молекул и одиночными молекулами воды зависит, кроме температуры, от давления, состава воды, характера связи воды с твердым телом, влияния внешних полей (электрических, магнитных) и других факторов. В реальных природных условиях структура воды непрерывно меняется под влиянием тех или иных факторов (температуры, давления, состава, влияния физических полей и т.д.). По сути мы имеем воду с разной структурой в разных точках земли, которая к тому же меняется подобно течению воды в реке.

Рис. 1.4. Примеры молекулярных агрегатов в жидкой воде. По М. Аджено

17

Таким образом, в жидкой воде, по сути дела, происходят взаимодействия не между разупорядоченными молекулами, свойственными жидкому состоянию, а между зародышами кристаллических образований. В этом смысле вода занимает как бы промежуточное положение между кристаллическим и жидким состоянием и более сходна с твердым телом, чем с идеальной жидкостью, т.е. относится к числу "жидких кристаллов". По этой же причине состав воды лучше писать не в виде Н2О, а в виде (Н2О)п . В этой формуле п может колебаться в значительных пределах: от 12 до 860 в зависимости от температуры и только при Т > 250-370° С (по разным данным) становится равным 1, т.е. формула воды приобретает вид Н2О.

В области надкритических температур и давлений, т.е. при Т > 374° С и Р > 21,8 МПа, по современным представлениям, вода находится не только в форме пара, как это можно было бы предполагать, но образует и жидкую фазу. Появление последней объясняется эффектом повышенного давления, сопровождающегося увеличением плотности газовой фазы. При сжатии пара наступает состояние, при котором средняя длина свободного пробега молекулы уменьшается настолько, что каждая частица на достаточно длительное время оказывается в поле действия притяжения соседних молекул. Так могут возникнуть ассоциации молекул воды, соединенные водородными связями, т.е. вода физически будет соответствовать жидкой.

Структурные особенности воды изменяются не только под действием температуры и давления, но и под влиянием растворенных солей, электрического, магнитного и других физических полей, взаимодействия с твердыми и газообразными телами. Все это имеет большое геологическое значение, так как позволяет решить такие важные вопросы гидрогеологии и геологии в целом, как формирование химического состава подземных вод, формирование высококонцентрированных рудообразующих растворов, условия образования гидротермальных, многих эпигенетических и метаморфических месторождений и т.д. Изучение этих вопросов только начинается и сулит большие перспективы.

1.2.3. Структура и свойства тяжелой воды

Еще в 1931 г. была доказано, что, кроме кислорода с атомным весом 16, существуют его изотопы с атомными ве сами 17 и 18. Соотношение этих изотопов в воде является следующим

16О :

17О :

18О =

99,760 : 0,042 : 0,198. Несколько позднее, в 1932 г., был открыт также изотоп водорода с атомным весом 2 — дейтерий (D), а в 1939 г. — изотоп водорода с массовым числом 3 — тритий (Т). Распространенность этих изотопов характеризуется следующим соотношением:

1Н :

2Н = 99,9844 :

0,0156. Различные сочетания указанных изотопов могут образовать 18 различных типов воды. Среди последних особое внимание исследователей привлекла так называемая тяжелая вода,

18

Таблицa 1 . 3

Сравнительные данные для некоторых констант тяжелой и обычной воды

С в о й ств а В о да о б ыч н ая В о да тя жел ая

Плотность при 25' С, г/см3 0,9970 7 1,10775

Точка замерзания, "С 0 3,8

Точка кипения, 'С 100 101,42

Температура наибольшей плотности, 'С 4 11,6

Вязкость при 20" С мПах 1,002 1,42

Растворимость при 25' С, г/л:

В аС 12 357 289

N aC I 359 305

состоящая из дейтерия и обычного кислорода — 2Н2

16О, главным образом

благодаря необычности ее свойств (табл. 1.3).

Особенно резко отличаются биологические свойства обычной и тяжелой воды. Достаточно указать, что рыбы и мыши не могут прожить в тяжелой воде даже короткое время, в ней не прорастают даже семена, а химические реакции протекают в тяжелой воде гораздо медленнее, чем в обычной.

Распространение тяжелой воды в природе крайне неравномерно: ее содержание ничтожно мало в снеге, дождевых и поверхностных водах, значительно больше в океанах, растениях и животных, а особенно в некоторых минералах, в том числе метаморфических хлоритах.

Разница в физических свойствах тяжелой и обычной воды связана с различиями в размерах их молекул. Установлено, что расстояние O-D в молекуле тяжелой воды составляет 0,976 ± 0,0003 нм против 0,970 ± 0,000025 нм в обычной воде, а угол DOD — 104,2 ± 3° против 107,2 ± 3° для угла НОН.

Благодаря меньшим размерам и одновременно большей массе молекул тяжелой воды последние при возникновении льдоподобных структур оказываются ближе друг к другу, чем, молекулы обычной воды. Поэтому дейтериевая связь заметно прочнее водородной, что, в частности, сказывается в том, что величина концентрации льдоподобных ассоциаций при нагревании тяжелой воды уменьшается значительно медленнее, чем обычной. Если при 20° С концентрация льдоподобных ассоциаций в тяжелой воде в полтора раза выше, чем в обычной, то уже при 40° она выше в два раза. Все это хорошо увязывается с наблюдаемыми фактами.

19

1.3. КРАТКАЯ ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИИ

Гидрогеология, подобно другим областям знаний, возникла в глубокой древности из практических потребностей человека, но оформилась как наука только в конце XIX в., хотя отрывочные сведения о подземных водах можно найти еще в документах, относящихся к весьма отдаленным периодам истории развития человеческого общества. Так, на Ближнем Востоке строили колодцы большого диаметра и глубиной до 50 м уже в V—III вв. до н. э., которые располагались вдоль караванных путей и обеспечивали водой всех путешественников.

Первые каменные водопроводы в Древней Греции и Риме известны уже в VII-VI в. до н. э. На острове Самос (Греция) был сооружен подземный тоннель длиной 1200 м для водоснабжения города Мегора. В 312 г. до н. э. был построен подземный самотечный тоннель в г. Аффлиано длиной около 5 км для перехвата воды в известняках. Сохранились останки древних каменных колодцев на подземные воды на территории Акрополя (окрестности Афин), в районе Эль-Джем (Тунис), на Синайском полуострове, в Алжирской Сахаре и других местах. Лечебные воды Буды (Венгрия) были известны еще в Римскую эпоху.

Однако необходимо представить, что в это время господствовали мифические взгляды об окружающем мире. При этом большое значение придавалось действию разных богов. Так, у шумеров наполнение рек и источников связывалось с приближением к земному диску мудрейшего бога Энки, обитающего в Великой бездне Абзу. По представлениям, бытовавшим в Палестине в XI в. до н.э. между зловещим подземным царством и плоской землей находятся подземные воды, которые по каналам проникают на поверхность и питают моря и реки. Греческий философ-материалист Анаксимандр (610-546 гг. до н.э.) считал, что при высыхании земли образуются трещины, по которым циркулируют воздух, вода и пламя, сотря-сающие землю при выходе на поверхность.

Но мировоззрение древних людей не мешало им вести практическую деятельность. Огромным их достижением является изобретение способа сооружения водосборных галерей, берущих воду из аллювиальных отложений конусов выноса и рыхлых пород. Такие сооружения, которые, вероятно, впервые были построены более 2500 лет назад в Иране, а затем в Афганистане и Египте, имели длину в несколько километров и накапливали воду для водоснабжения и орошения [5].

В начале нашей эры был известен в» общих чертах и химический состав подземных вод. Так, у одного из известных врачей первого века — у Архигенеса из Апамеимы находим деление минеральных вод на щелочные, железистые, соленые и серные.

Первые представления о генезисе и механизмах движения воды также возникли в глубокой древности. Первым ученым гидрологом

20

можно назвать Фалеса из Милета (около 624-547 гг. до н.э.), родоначальника Ионийской школы философов. Он считал, что вода — есть начало всего и она образует основу окружающего мира, на которой "плавает суша". Все вещи возникли из воды, в которую они в конце концов превращаются. Морская вода, по его представлениям, ветром загоняется в земные недра, из которых под действием давления поднимается на поверхность, образуя родники. Хотя взгляды этого ученого далеки от реальности, тем не менее они весьма важны и поучительны для понимания развития представлений о роли воды в окружающем нас мире.

Близкие взгляды позже развивал древнегреческий философ Платон (427-347 гг. до н.э.), который источником всей речной воды считал огромную подземную пещеру, куда по каналам поступает морская вода. Правда, некоторые историки науки утверждают, что в свое время труды Платона прочитали не совсем верно, и его идеи, оказавшие большое влияние вплоть до средних веков, восприняты неправильно. В своем труде Critias якобы Платон довольно точно описывает круговорот воды в природе [4].

Ученик Платона Аристотель (384-322 гг. до н.э.) переработал и углубил идеи своего учителя. Он указывал, что морская вода попадает в реки после испарения и прохождения через сложную губкообразную систему подземных пустот. Он также признавал, что в пещеры вода попадает и из атмосферных осадков. Аристотелю же принадлежат и первые идеи о причинах разнообразия состава воды, которые он полностью объяснял составом горных пород. Его знаменитый постулат о том, что "воды суть такого качества, какого земли, (т.е. горные породы — С. Ш.) через которые они текут" в своей основе верный только частично, больше двух тысячелетий господствует в науке без каких-либо ограничений.

И все же если учесть огромную роль воды в жизни древних людей, необходимо согласиться с мнением американского исследователя Р. де Уиста [5], что греки, как ни странно, не достигли больших успехов в решении вопроса о происхождении подземных вод. Высказывается предположение, что отрицательную роль сыграл неверный тезис Платона и его последователей о том, что наука не должна основываться на экспериментальных наблюдениях. В результате между теорией и практикой возник огромный разрыв, который в течение 2000 лет позволял развиваться догматической науке о Земле и приводил ко многим абсурдным заключениям.

В древнем Риме также пытались разгадать природу подземных вод. Наибольший вклад внес архитектор и инженер Марк Ветрувий Поллио (вторая половина I в. до н.э.), который, вероятно, первым правильно понял сущность круговорота воды в природе. Он считал, что вода тающих снегов просачивается в землю горных областей и появляется вновь на меньших высотах в виде родников, что совершенно правильно. Поэтому нужно согласиться с мнением Е.В. Пиннекера о том, что Витрувий Поллио является родоначаль-

21

ником инфильтрационной теории происхождения подземных вод. В противоположность Витрувию Луций Анней Сенека (I в. н.э.) — представитель философского направления римского стоицизма, придерживался взглядов Аристотеля, но отрицал возможность инфильтрации атмосферных осадков. Неверное утверждение Сенеки о невозможности атмосферных осадков проникать в недра земли принималось в Европе учеными в течение 1500 лет. Все это время прогрессивные идеи Витрувио Поллио были практически забыты. Исключение составляют только работы французского испытателя Бернара Палисси (род. около 1510 г. — умер 1589 или 1590 г.), который в диалоге Теории и Практики, приведенном в его работе "Воды и родники", развивал вполне современные взгляды о круговороте воды в природе. Необходимо также назвать работы Саксонского, естествоиспытателя Г. Агриколы (1494-1555 гг.), который, опираясь на конкретные наблюдения за водопритоками в горных рудниках и изучая морфологию рудных тел, обосновал идеи о появлении здесь воды за счет просачивания с поверхности или сгущения водяных паров, поступающих снизу, принимавших непосредственное участие в рудооб-разовании. Идеи Г. Агриколы, к сожалению, во многом забыты и в гидрогеологии мало известны.

Тем не менее воззрения Платона и Аристотеля в интерпретации Сенеки, отрицавшего возможность питания подземных вод за счет просачивания атмосферных осадков, господствовали практически до конца XVII в. Это подтверждают работы двух влиятельных ученых своего времени: Иоганна Кеплера (1571-1630 гг.) — выдающегося немецкого астронома и Атанасиуса Кирхера (1610-1680 гг.) немецкого естествоиспытателя и математика. Кеплер утверждал, что Земля подобна большому животному, вдыхающему морскую воду, которая в нем переваривается и ассимилируется. В результате обра-зуется пресная вода родников — конечный продукт обмена в организме земли. Кирхер в 1664 г. опубликовал книгу "Подземный мир", которая пользовалась большой популярностью у ученых XVII в. Это сочинение, основанное на взглядах античных мыслителей, но приспособленное к догмам церкви, было претенциозным по размаху воображения и непревзойденным по фантазии. Образование подземных вод он связывал с поступлением морских вод по каналам в огромные пустоты в горах, откуда она вытекает в виде родников. Водовороты типа мистического Мальстрома у берегов Норвегии Кирхер считал местами, где вода уходит в глубь земли через огромные отверстия в дне моря. В то же время он допускал, что морская вода в огненном жерле может нагреваться и давать родники горячих вод.

Не так к проблемам подземных вод подходили мыслители Ближнего Востока и Средней Азии. Примером являются труды выдающегося арабского философа, уроженца Хорезма А. аль-Бируни (972 или 973-1048 гг.), который опередил европейских

22

ученых на шесть-семь столетий в понимании природы фонтанирующих источников и причинах гидростатического напора. Он первым догадался, что для того чтобы вода била вверх, она должна поступать из подземных хранилищ, залегающих выше места расположения родника.

Другим примером является труд персидского исследователя М. Каради (умер в 1016 г.) "Поиски скрытых подземных вод", в котором по сути правильно, хотя и формально, дано представление о круговороте воды, ее напоре и качестве, описаны методы поисков, включая бурение.

Нельзя в этой связи не отметить, что бурение для получения воды зародилось в Китае, где еще несколько тысячелетий назад был изобретен ударно-канатный способ сооружения колодцев, который в принципе не отличался от современных. Еще в III тысячелетии до н.э. египтяне применяли колонковое ручное бурение в каменоломнях. Бурение колодцев длилось несколько лет, иногда десятилетий, но достигало огромных глубин (1200-1500 м).

В Европе бурение началось только в XII в. К 1126 г. относится проходка скважин на воду на севере Франции в провинции Артуа, которые вскрыли фонтанирующую воду. От названия этой провинции напорные подземные воды стали называть артезианскими. С 1137 г. производится бурение рассолодобывающих скважин и на Руси, где техника "верчения" и обсадки стволов деревянными трубами достигла высокого уровня [12]

В ряде районов России в XI—XIII вв. подземные воды широко использовались не только для питьевых целей, но и для орошения земель и лечения. В XVIII в. устраиваются мощные подземные водопроводы в г. Пушкино, вблизи Санкт-Петербурга, и в Мытищах. По указу Петра I впервые была установлена санитарная охрана питьевых вод и назначены различные поощрения за находку

лечебных вод. По настоящему научные исследования с использованием "числа и меры"

начались только в XVII в. и связаны с именами французских исследователей Пьера Перро (1608-1680 гг.) и Эдма Мариотта (1620-1684 гг.), которых по праву можно отнести к основателям современной гидрогеологии. Они на примере р. Сены количественно показали, что атмосферные осадки — источник речной воды. Ими были заложены основы изучения речного баланса, что позволило отказаться от бытовавших взглядов на проникновение морской воды в недра.

Книга П. Перро "Происхождение источников", изданная в 1674 г. считается первой работой в области научной гидрологии, трехсотлетие которой, по инициативе ЮНЕСКО, широко отмечалось в 1974 г. В этой книге на примере бассейна р. Сены показано, что речной сток составляет только 1/6 часть от общего количества осадков и что "последних вполне достаточно для непрерывного тока воды в реках и источниках". Несколько позже известный англий-

23

ский астроном и геофизик Эдмунд Галлей (1656-1742 гг.) измерил количество испарений с поверхности Средиземного моря, которое оказалось равным количеству воды, поступающей с реками. Данные Галлея послужили первым доказательством круговорота воды.

Инфильтрационную теорию происхождения подземных вод под-.держивал и развивал великий русский ученый М.В. Ломоносов (1711-1765 гг.). В своей работе "О слоях Земных" (1740-1750 гг.) он показал значение подземных вод в геологических процессах и в горном деле, сформулировал ряд научных положений о подземных водах, как сложных природных растворах, обосновал возможность питания их атмосферными осадками, описал круговорот воды в природе, подчеркивал роль горных пород в формировании их состава, возможность использования воды при поисках рудных тел.

В это же время по инициативе Петра I и М.В. Ломоносова в России Академией наук организуются экспедиции по комплексному изучению природных богатств, включая подземные воды. В работах экспедиций принимали участие крупные русские ученые — СП. Крашенинников, В.Ф. Зуев, Н.И. Лепехин, Н.Ф. Озерецков-ский, В.М. Севергин и др., которые собрали первые сведения о географическом распределении родников, их составе, условиях залегания верхних водоносных горизонтах, строении бассейнов, заложили первые "кирпичи" в здание региональной гидрогеологии.

Надо себе, однако, представлять, что в это время вода считалась компонентом мироздания, имеющим простое строение без деления на какие-либо еще более простые соединения. И тут понадобился гений французского исследователя с очень драматичной судьбой — Анту-ана Лавуазье, который рядом точных опытов показал, что при горении вещество не разлагается с выделением флогистона, как думали раньше, а, наоборот, происходит присоединение кислорода. Хотя этот газ был открыт раньше К.В. Шееле и Дж. Пристли, но его место и значение не было понято. Для этого нужно было А. Лавуазье показать, что вода — это не простое вещество, а сложное соединение, состоящее из кислорода и водорода. Тем самым был нанесен последний удар по теории флогистона и открыты новые пути в химию воды.

Развернувшаяся в конце XVIII в. и начале XIX в. ожесточенная дискуссия между плутонистами — сторонниками магматического образования горных пород (школа Д. Геттона) и нептунистами — сторонниками осадочно-морского происхождения горных пород (школа А.Г. Вернера), оказала большое влияние на развитие представлений о подземной гидросфере. Именно в это время (1802 г.) был предложен термин "гидрогеология" известным французским - есте-ствоиспытателем Ж.Б. Ламарком (1744-1829 гг.), представителем школы нептунистов. Под гидрогеологией Ламарк понимал науку о геологической деятельности воды, явлении разрушения и отложения водой горных пород. Другой французский исследователь Л. Эли де Бомон (1798-1874 гг.) указал на возможность форми-

24

рования подземных вод за счет кристаллизующейся магмы, положив фактически начало учению об ювенильных водах.

В середине XIX в. в гидрогеологии разрабатываются законы движения подземных вод. Так, в 1856 г. французский инженер Анри Дарси (1803-1858 гг.), занимаясь проблемами водоснабжения города Дижона, установил основной закон фильтрации в пористом грунте, известном сейчас как линейный закон фильтрации, или закон Дарси, являющийся базовым в подземной гидродинамике. В 1857 г. другой французский инженер-гидравлик Ж. Дюпюи применил закон Дарси к исследованию движения подземных вод в водоносных горизонтах и вывел ряд важных уравнений для определения водопритоков в скважинах. Несколько позже немецкий гидравлик А. Тим и австриец Ф. Форхгеймер широко использовали математические методы изучения законов движения подземных вод.

Наряду с гидродинамикой ведется глубокое изучение и химии воды. В этом плане нельзя не назвать величайшее открытие XIX в., посвященное закону периодической системы элементов великого русского химика Д.И. Менделеева. Этот закон является одним из фундаментальных в области естествознания и является основополагающим для правильного понимания химии всех водных растворов земли и базовым для геохимии в целом и гидрогеохимии в частности [2].

Таким образом, ко второй половине XIX в. сформировались достаточно верные представления о происхождении, составе и распространении подземных вод в верхней части земной коры, сформулированы первые законы, заложены основы изучения региональных закономерностей, появились первые классификации подземных вод. На водоснабжение за счет подземных вод переводятся крупные города — Париж, Вена, Берлин, Чикаго и др. В это же время уже широко используются и изучаются минеральные, карстовые и арте-зианские воды. Появились первые гидрогеологические карты. Все это позволяет заключить, что становление гидрогеологии, как науки, состоялась именно в это время [12]. Об этом же свидетельствует и тот факт, что в конце XIX в. выходят на французском (А. Добре, 1887 г.) и немецком (И. Гааз, 1895 г.) языках книги, посвященные систематизированному изложению основ учения о подземных водах.

В дальнейшем гидрогеология развивалась по нескольким направлениям: 1) региональному — исследовались все новые и новые бассейны подземных вод в разных странах мира и геологических структурах; 2) генетическому — в научный анализ включались воды все более и более глубоких горизонтов: соленые, рассолы, термальные; 3) гидродинамическому — вывод новых формул и выявление закономерностей движения воды разных видов в различ-ных геологических структурах, математическое моделирование; 4) гидрогеохимическому — исследование состава и условий формирования разнообразных типов воды, использование полученных

25

данных в решении различных задач, включая поиски полезных ископаемых; 5) палеогидрогеологическому — история воды и ее геологическая роль; б) экологическому — охрана, рациональное использование и управление подземными водами. Это последнее направление исследований только начинается. Остановимся только на некоторых наиболее общих достижениях гидрогеологии до обобщающих работ В.И. Вернадского.

Все более глубокое проникновение в недра земли вскрыло широкое развитие в них соленых вод и рассолов, генезис которых нельзя было объяснить инфильтрацией атмосферных осадков. Возникла идея наличия в земных недрах ископаемых вод морского генезиса. Эта идея высказана независимо друг от друга австрийским геологом Г. Гѐфером (1902 г.), русским академиком Н.И. Андрусовым (1908 г.) и американским гидрологом А.Ч. Лейном (1908 г.). Так, идея древних мыслителей о проникновении морской воды получила новое рождение, правда, на принципиально новой основе. Ископаемые воды — воды древних морей попадают в недра Земли вместе с захоронением донных отложений и сохраняются в течение геологически длительного времени как реликт морских бассейнов прошлых геологических эпох. Как видим, механизм проникновения морской воды в недра оказался совершенно не таким, как представлял себе А. Кирхер.

Идея ископаемых морских вод получила развитие в работах многих исследователей и в настоящее время является базовой для понимания многих геологических явлений, и процессов, протекающих в земной коре. На основе этой идеи развилось представление о принципиально новом геологическом круговороте воды в земной коре. Это представление наиболее полно развито русскими исследователями А.Е. Ходьковым, Г.Ю. Валуконисом, А.Н. Павловым, С.Л. Шварцевым.

Разработка идеи геологического круговорота воды поднимает гидрогеологию на принципиально иной уровень. Собственно говоря, только с этого времени гидрогеология стала по настоящему геологической наукой, ибо ранее она являлась частью гидрологии и изучала подземную ветвь климатического (гидрологического) круговорота. С этого же времени она становится наукой о подземной гидросфере.

Идея ископаемых морских вод рождалась также не без споров и критики оппонентов. Явное несоответствие состава и солености захороненных вод современным морским водам вызывает и сегодня противоречивые мнения. Одни исследователи (Р. Миллс, Р. Уэллс, В.А. Сулин, Е.В. Посохов и др.) развивали идеи о том, что древние моря были иного, чем современные, состава, близкого к подземным рассолам; другие (Д. Роджерс, Л. Мразек, Р. Нил, А.Д. Архангель-ский, Н.С. Курнаков, М.Г. Валяшко и др.) выдвинули идею о метаморфизации (направленном изменении состава) морских вод в процессе их захоронения и взаимодействия с горными породами.

26

Однако механизмы такого взаимодействия и масштабы их проявления до конца не поняты до сих пор.

Другие типы воды, встречающиеся в районах активного вулканизма, горячие с выделением газов (гейзеры) издавна также интересовали исследователей. Однако только в начале XX в. (1902 г.) была предложена австрийским геологом Э. Зюссом (1831-1914 гг.) более или менее обоснованная гипотеза ювенильных вод. Так он назвал воды, генерируемые в глубинах Земли из водорода и кислорода. Ювенильные, т.е. первозданные воды, в отличие от вадоз-ных (мелких или поступающих с поверхности земли, экзогенных) выделяются из магмы при ее остывании, т.е. по своей природе являются эндогенными, и через нарушения или вулканы включаются в круговорот.

Концепция ювенильных вод также подверглась резкой критике. В частности, швейцарский геолог Л. Брун (1911 г.) обосновал положение о безводности вулканов, точнее он приписывал воде вулканического происхождения вторичный генезис, обусловленный ее захватом из вмещающих горных пород. Г. Гѐфер (1925 г.) полагал, что ювенильна не вода, а только ее теплота. Многочисленные попытки исследователей отыскать ювенильную воду в природе пока не увенчались успехом. По последним данным В.И. Ферронского и В.А. Полякова, основанным на изотопных данных водорода и кислорода, доля ювенильной воды в вулканах не превышает 5%.

В отличие от ювенильной гипотезы все большее значение приобретает учение о возрожденных водах, развитое русским ученым A.M. Овчинниковым (1904-1969). Возрожденные воды образуются при метаморфизме осадочных или магматических горных пород из связанных вод, которые в условиях перекристаллизации породы переходят в свободные и включаются в геологический круговорот. Источником возрожденных вод являются воды конституционные, кристаллизационные, цеолитные, гигроскопические, пленочные, капиллярные и частично свободные тонких пор и капилляров.

Региональные закономерности подземных вод исследовались во многих странах, но наибольших успехов в этом направлении добились, пожалуй, русские исследователи. К первым широким обобщениям этого плана относятся работы С.Н. Никитина (1900 г.), Н.Ф. Погребова (1902 г.), И.В. Мушкетова (1905 г.) и других исследователей, которые дали представление о закономерностях распространения и географической зональности подземных вод, их составе, глубине залегания и тем самым заложили реальные основы региональной гидрогеологии. Особенно велика роль С.Н. Никитина, которого по праву называют основоположником отечественной гидрогеологии. В его понимании, гидрогеология -наука "о подземных водах, их происхождении, условиях залегания и распределении в недрах земных, их движении и выхода на поверхность в виде источников". Основным законом гидрогеологии С.Н. Никитин считал круговорот воды, а также ее зональность (гидродинамическая и гидрогеохимическая).

27

Работы великого русского ученого-почвоведа В.В. Докучаева о зональности почв оказали глубокое влияние на развитие учения о зональности грунтовых вод, которое с успехом развивали П.В. Отоцкий, B.C. Ильин, Ф.П. Саваренский, Г.Н. Каменский и др.

Среди работ начала XX в. особняком стоят исследования американского геохимика Ф.У. Кларка, впервые рассчитавшего средние содержания химических элементов в горных породах, морских и поверхностных водах. Тем самым в научный обиход была введена новая константа, характеризующая состав земных объектов, — кларк, играющая важную роль и в гидрогеологии.

В это же время значительный вклад в науку о подземных водах внесли французские (А. Маже, Л. Поше, Р. Чало, Ж. Буссинеск и др.), немецкие (К. Кейльгак, Е. Принц, Е. Люгер и др.), американские (Ч. Слихтер, Д. Мид, О. Мейнцер и др.), русские (П.Н. Чирвинский, П.И. Бутов, Н.Ф. Погребов, А.Н. Семихатов, А.Ф. Лебедев, Ф.П. Саваренский, Г.Н. Каменский и др.) исследователи. Особенно популярными были работы К. Кейльгака "Подземные воды и источники суши", выдержавшая три издания (1912, 1917, 1935 гг.), Е. Принца "Гидрогеология" (1922 г.) и 0.Е Мейнцера "Гидрогеологические понятия, определения и термины" (1923 г.). Эти и другие труды зарубежных ученых (Ч. Слихтера, В. Рихтера, Г. Гѐфера) были переведены и изданы на русском языке.

Среди работ русских исследователей можно назвать первый учебник по гидрогеологии П.Н. Чирвинского [19], "Подземные воды СССР", А.Н. Семихатова (1925 г.), "Краткий курс общей гидрогеологии" O.K. Ланге (1931 г.) и др. Однако наибольшее значение имела книга А.Ф. Лебедева "Почвенные и грунтовые воды" (1936 г.), в которой он поставил последнюю точку в тысячелетней дискуссии о механизмах проникновения воды в Землю: он доказал, что подземные воды передвигаются под действием не только силы тяжести, но также и сил молекулярного притяжения в виде пленочной или парообразной воды, Им же было разработано учение о видах воды в горных породах, сохраняющее свое значение и до настоящего времени.

В 30-е годы наиболее выдающиеся работы, без всякого сомнения, созданы одним из наиболее гениальных людей XX в. — русским ученым В.И. Вернадским (1863-1945 гг.). Его труд "История природных вод", опубликованный в 1933-1936 гг. [3] по широте и глубине охвата гидрогеологических проблем намного превосходит все когда-либо издававшиеся работы и занимает выдающееся место в науке в целом. В этой работе В.И. Вернадский наиболее полно показал значение подземных вод в геологической истории Земли. На основании большого количества эмпирических фактов он обосновал положение о единстве природных вод, что является крупнейшим вкладом в мировую науку. Он же первый обосновал принцип постоянства химического состава вод в опреде-

28

ленную геологическую эпоху и создал целое новое направление в изучении природного равновесия: вода—горная порода—газы—живое вещество. В.И. Вернадский первый показал связь химического состава вод с развитием жизни на Земле и поэтому по праву считается основоположником особой отрасли знаний — гидрогеохимии, которая изучает природные воды как подвижные системы, находящиеся в равновесии с другими составляющими земной коры.

Идеи В.И. Вернадского, хотя и получили широкое признание во всем мире, но они до сих пор осознаны не полностью и не все из них вошли в обиход повседневной научной работы. Его книга "История природных вод" — современная энциклопедия по геологии воды признается важнейшим трудом, завершающим становление современной гидрогеологии [12]. В СССР идеи В.И. Вернадского наиболее полно развивали крупные ученые Н.Н. Сла-вянов, Б.Л. Личков, A.M. Овчинников, Н.И. Толстихин, Е.В. Пиннекер, А.И. Перелъман, И. К. Зайцев, Е.А. Басков, П.А. Удодов и многие другие. В табл. 1.4 в хронологическом порядке приводят-

Таблииа 1.4

Наиболее важные вехи становления гидрогеологии

Важнейшие открытия Дата Автор

(приоритет)

1 2 3

Зарождение конденсационной теории происхождения IV в. до н.э. Аристотель подземных вод, формулировка постулата "Каковы породы, таковы и воды" Зарождение инфильтрационной теории происхождения 1 в. до н.э. М. Витрувий

подземных вод и учения о круговороте воды в природе Открытие роли гидростатического напора в появлении 1001 г. А. Бируни

родников Первое изложение сведений о поисках подземных вод 1016 г. М. Каради

Первые сведения о роли воды в рудообразовании. 1545 - 1549 гг. Г. Агрикола

Объяснение происхождения подземных ру дничных вод за счет инфильтрации и конденсации Первый научный труд об основах круговорота воды в 1674 г. П. Перро

природе. Официальная дата начала научной гидрогеологии Разработка основ истории природных вод 1680 - 1690 гг. Р. Бойль

Первый расчет водного баланса и научное обоснование 1686 г. Э. Мариотт

инфильтрационного происхождения подземных вод Создание гидродинамики и вывод уравнения стационарного 1738 г. Д. Бернулли

движения идеальной жидкости Становление учения о роли подземных вод в рудообразо- 1742-1757 гг. М.В. Ломоносов

вании

29

П р о д о л ж е н и е т а б л . 1 . 4

1 2 3

Раз рабо тка у че н ия о вод е, как гео ло ги че с ком фак то ре раз - 1752 г. М.В. Ло моно сов

вития З емл и (о ро ли вод ы в п роц ессах породообразовани я, ме таморф изма и д р.) Создани е нача л уче ния о подзем н ых водах как п ри родн ых 1744 - 1754 гг. М.В. Ло моно сов

растворах Доказате льс тво сло жного со с тава вод ы из хим иче ских 1783 -1785 гг . А. Лавуазье

элемен тов Введ ен ие в науку терм ина "г идро гео лог ия". Раз работка ос нов 1802 г. Ж.Б. Лама рк

учения не пту нис тов П ерво е хи ми че ско е и ссл едова ни е ор ган ич ес кого в ещ ес тва 1825 г. Дж. Бе рц елиу с

подземных во д П ервое ис следова ни е по теор ии ф иль траци и 1848 г. Ж. Дюпюи

О тк р ы тие о снов ного зако на фи ль трац ии 1856 г. А. Дар с и

Зарожде ни е уче ния о ро ли подз ем н ых вод в терм ич еско м 1862 г. А. Ф. М идд ендо рф

реж им е зем ной кор ы П ервое гидро геох ими че ское ис следова ни е 1864 г. Б. Л ер ш

О тк р ы тие пе риоди че ской си с тем ы эле ме нтов — одно го из 1869 г. Д. И. М е нд ел е ев

основн ых законов е стес твознан ия, явля ю ще гося базой соврем енно й гидро геохим ии Пос тановка проблем ы изуче ния подзе мн ых вод в 1887 г. А. Доб ре

ис тори че ском план е (начала палео гидро геоло ги и) П ервая в сес торо нн яя оце нка ро ли вод ы в геоло ги чес ких 1888 г. И .В. М уш к е то в

проц ессах Ста новл ен ие теор ии фил ьтрац ии 1889 г. М.Е. Жуковский

П ерво е с ис тема ти зиро ван ное изло же н ие с вед ен ий о подзе м - 1890-19 16 гг. А.В. Львов

ных водах геок риос фер ы (с тановле ни е гидро геок риолог ии ) Создан ие о снов ре гио нал ьно й г идро геоло ги и и на прав ле ния 1900 г. С. Н. Ни к итин

по гидро гео логи че скому ра йон ирован и ю Разработка г ипо тез ы юве ни льн ых вод 1902 г. Э. З ю сс

Ана ли тич ес кое оп и сан ие неу ста нов ив ше гося и ус та но - 1904 г. Ж. Бусс ин ес к

вивш егося дв иже ни й подзем н ых вод со свободной поверх - ностью П ер в ы е кла рк и сос тава о к еана и ре к 1908 г. Ф. У. К л ар к

Выявл ени е колич ес твен ного соотнош ения и нфи льтра ции и 1908 -1913 гг . А. Ф. Л еб ед ев

конденсац ии в пи тани и -подзем н ых вод Разработка теор ии широ тной зона льнос ти гру н тов ых вод 1914 г. П.В. О то цк ий

Зарожде ни е уче ния о м ин ераль н ых водах 1920 - 1947 гг. А. П. Гера си мов,

А.М. О вч и нн ико в Пос та новка п робле м ы изуч ен ия со става поров ых вод оса доч - 1929 г. В.И. В ернад ск ий

н ых гор н ых пород и их роли в гео лог иче ск их про це ссах

30

П р од о л же н ие т а б л . 1 . 4

1 2 3

Разработка основ современной гидрогеохимии 1929 г. В.И

Вер на д ск ий

Разработка теории неустановившегося движения подземных 1933 -1935 гг. Г.Н

. К ам ен ски й,

вод К.В . Т ей с Публикация "Истории природных вод" 1933 -1936 гг. В.

И

Вер на д ск ий

ся наиболее важные вехи становления мировой гидрогеологии по Н.Н. Веригину и др. [18] до обобщающих работ В.И. Вернадского. Более подробно историю становления современной гидрогеологии любознательный читатель найдет в специальных изданиях и учебниках [2,4,12,17]. В последние годы наиболее полно содержание современной гидрогеологии изложено в б-томном издании Основ гидрогеологии, изданном под ред. Е.В. Пиннекера в 1980-1984 гг.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Расскажите о теоретическом и практическом значении гид рогеологии.

2. Что вы знаете об использовании подземных вод из Ваших лич ных наблюдений?

3. В чем заключаются особые свойства воды? Почему лед легче жидкой воды?

4. Насколько сопоставим объем подземных вод с объемом океана? 5. В чем различие понятий "подземные воды" и "подземная

гидросфера"?. б.. Что вызвало зарождение науки гидрогеологии? 7. В чем необычность и причины физических свойств воды? 8. Что такое водородная связь? 9. Как правильно писать состав молекулы воды? 10. Чем отличается лед от жидкой воды? И. В чем специфика и необычность тяжелой воды? 12. Почему не промерзают до дна реки Сибири? 13. Назовите шесть фамилий ученых, внесших наиболее крупный

вклад в развитие гидрогеологии. 14. Кого из ученых можно назвать основателями гидрогеологии? 15. Чем отличаются представления о происхождении подземных

вод древних людей от современных?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Блох A.M. Структура воды и геологические процессы. - Л.: "Не дра", 1969.

2. Вернадский В.И. История минералов земной коры//Избранные сочинения. Т. IV. Кн.2. - М.: Изд-во А Н СССР, I960.

3. Гѐфер Г. Подземные воды и источники. Пер . с нем. - Л. - М.: Госиздат, 1925.

31

4. Гордеев Д.И. Основные этапы истории отечественной гидрогеоло гии/ Тр . Лабор . гидрогеол. пробл. Т.7. - М.: Изд-во А Н СССР, 1954.

5. Де У ист Р. Гидрогеология с основами гидрологии суши. Пер. с англ. - М: Мир, 1969.

6. Зекцер И.С, Язвин Л.С, Боревский Б.В. Подзем ные воды на службе городов/Природа. - 1993. - № б. - С. 3-9.

7. Кейлъгак К. Подзем ные воды. Пер . с нем. - М - Л • ОНТИ 1935.

8. Кѐне В. Учение о грунтовых водах. Пер . с нем . - М. - Л/ Гос- стройиздат, 1932.

9. Коулсон Ч. Валентность. - М: Мир, 1965. 10. Мейнцер О.

Учение о подземных водах. Пер . с англ - Л - М • ОНТИ, 1935. "

11.Овчинников A.M. Общая гидрогеология. - М.: Госгеолтехиздат,

12. Основы гидрогеологии. Общая гидрогеология/ Ё.В.Пиннекер, Б.И.Писарский, С.Л.Шварцев и др . - Новосибирск: Наука, 1980.

13. Робинсон Р., Стоке Р. Растворы электролитов. - М.: ИЛ, 1963.

14. Саваренский Ф.П. Гидрогеология. Изд. 2-е - М - Л • ОНТИ 1935. '

15. Самойлов О.Я. Структура водных растворов электролитов и гид ратация ионов. - М.: Изд. А Н СССР, 1957.

16. Федосеев И.А., Плахотник А.Ф. Человек и гидросфера. Крат кая история взаимодействия. - М.> Наука, 1985.

17. Херд Д. Введение в химию гидритов. - М.: Изд.ИЛ, 1955. 18. Хронология нововведений в гидрогеологии (научные идеи, собы

тия, факты)/Водн. ресур . - 1990. - № 4. - С. 126-136. 19. Чирвинский П.Н. Учебник гидрогеологии. - Ростов-на-Дону Го

сиздат, 1922. у'.

20. Шварцев С.Л. К проблеме самоорганизации геологической сис темы вода -порода/Геол. и геоф. - 1995. - № 4. - С.22-29.

21. Эйзенберг Д., Кауцман В. Структура и свойства воды. Пер . с англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1975.

22. Castany G. Traite prat ique des eaux souterraines. - Paris, 1963. 23. Fourmarier P. Hydrogeologie. - Paris: Masson, 1958. 24. Mead D. Hydro logy, the fundamental basis o f hydrau lic eng ineer

ing. 2 ed., N.Y., Me Grow - Hill, 1950. 25. Pinneker E.V., Pissarsk ii B.I. , Shvartsev S .L. et .al. General Hy -

drogeology. - Cambridge: University Press, 1983. 26. Pinneker E.V., Pissarskii B.I., Schwartsew S .L. et .al. Das Wass-

er in der Litho- und Asthenosphare. Wechselwirkung und Gesch ichte - Berlin, Stuttgart : Gebruder Borntraeger, 1992.

27. Prim E. Handbuch der Hydro log ie. - Berlin, Springer - Verl.,

28. Richter W., Lillich W. Abriss der Hydrageo log ie. - Stuttgart , E Schweizerbartsche Verl., 1975.

29. Schoeller H. Les eaux souterraines . - Paris: Mason, 1962. 30. Slich ter C.S . The mot ion of g round W ater//U.S.Geol Surv

Water - Suppl. Paper. - 1902. - N 67. - P. 106. 31. Thurner A. Hydrogio log ie. - W ien - N.Y.: Springer Verl, 1967. 32. Todd D.K. Ground W ater Hydro log ie - N.Y. - London , 1959,

334 p.

32

Г л ав а 2

ВОДА В НЕДРАХ ЗЕМЛИ

2.1. ОБШИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ВОДЫ В

ЛИТОСФЕРЕ

«Вода охватывает, проникает насквозь — как пленчатая губка и как пар — всю земную кору... Неудивительно поэтому, что всегда и везде, где бы мы ни стали проникать в земную кору, — ни стали бурить, — мы встретим в конце концов воду в капельножидких ее массах» — так писал великий ученый В.И. Вернадский о распространении воды в земной коре [1, с. 620]. В самом деле в земной коре нельзя найти горные породы, которые не заключали бы в себе воду. Тончайшая сеть волосных пустот пронизывает каждый минерал, каждую песчинку, создавая тем самым благоприятные условия для накопления подземных вод.

Вода находится во всех геосферах земной коры, каждая из которых характеризуется определенным равновесием молекул и атомов, стремящихся принять то или иное устойчивое динамическое состояние. В различных оболочках встречаются и различные агрегатные состояния воды, обусловленные соответствующими температурами и давлениями. В условиях земной коры температура изменяется от -93° С (минимальная температура, зафиксированная в Антарктиде) до, примерно, 1200° С (температура магматического расплава), а давление — от сотых долей (в верхних слоях тропосферы) до 3000 МПа (на нижней границе земной коры). Поэтому вода в земной коре встречается в различных агрегатных состояниях: жидком, газообразном, твердом, физически и/или химически связанном с горными породами, в форме диссоциированных молекул. Рассмотрим соотношение основных фаз в земной коре.

Твердая фаза в земной коре широко распространена в районах криолитозоны (многолетней мерзлоты), характеризующейся отрицательными среднегодовыми температурами. В России эта зона особенно широко развита на севере Восточной Сибири (севернее р. Ангары). Здесь ее мощность местами достигает 1000 м, а температура — минус 15° С. При этой температуре все пресные и частично соленые воды образуют лед, заполняющий пустоты и поры горных пород. И только высокоминерализованные рассолы, температура замерзания которых значительно ниже 0° С могут сохраняться жидкими даже в толще мерзлых пород.

Жидкая вода наиболее широко распространена в верхней части земной коры. Она охватывает практически весь разрез континентальной коры до глубины критической температуры воды; за

33

исключением мерзлых зон и участков нефтяных и газовых ме-сторождений.

Ниже приводится зависимость температуры кипения воды от давления.

Давление,

МПа 0,1 0,2 0,4 0,8 1 2 5 10 15 21,8

Температура

кипения,° С 100 120 143 170 179 211 246 293 338 374

Как известно, температура кипения воды зависит от давления, с увеличением которого она резко возрастает и приближается к критической точке, равной 374° С (рис. 2.1). А так как природная вода представляет собой сложный химический раствор, ее критическая точка кипения фактически несколько выше и может достигать 400 и даже 450° С. Благодаря тому, что давление в земной коре возрастает значительно быстрее, чем соответствующая температура кипения воды, последняя может находиться в жидком состоянии до критической точки, т.е. до 374-450° С.

Если примем среднюю геотермическую ступень* равной 30 м, то соответственно получим, что критическая температура воды должна наблюдаться на глубине 12000 м. Величина геотермической ступени в разбуренных районах России до глубины 1000 м, по данным Д. И. Дьяконова, изменяется от 20 до 100 м, следовательно, и глубина нижней границы жидкой воды должна изменяться от 8 до 40 км. Большинство ученых в настоящее время считают, что нижняя граница жидкой воды находится на глубине примерно 16-20 км и только в районах активной вулканической деятельности эти глубины могут уменьшаться вплоть до нескольких сот метров и даже меньше. Американский ученый Ф. Г. Смит, например, считает, что жидкая вода в земной коре может находиться до глубины 30 км. Ниже распространен пар, находящийся под большим давлением и

Рис. 2 .1 . Диаграмма состояний воды в

координатах давления и температуры. По

К. Краускопфу: 1-3 - фазы: 1 - ль да, 2 - жидкой воды, 3 -пара; 0 — тройная точка (точка одновременного существования пара, жидкой воды и льда)

*Расстояние по вертикали в метрах, на

протяжении которого температура изменяется на 1°С.

34

образующий новое надкритическое состояние воды — водный флюид, свойства которого до сих пор изучены недостаточно.

СМ. Григорьев, Ф.А. Макаренко и некоторые другие исследователи считают, что нижняя граница жидкой воды может залегать еще глубже и достигать 70 км, т.е. охватывать всю мощность земной коры. Более того, по их мнению, граница земной коры (граница Мохоровичича) и есть не что иное, как граница фазовых переходов воды и связанных с этим грандиозных физико-химических процессов [3].

В магме вода находится в растворенном и диссоциированном состоянии. По современным воззрениям, магма содержит 5-7% воды, из которых большая часть диссоциирована не только на ионы Н

+ и ОН

-, но также образует О

2-,

являющийся индикатором щелочности расплава. При остывании магмы большая часть воды выделяется в виде пара и по зонам разломов поднимается к поверхности.

С глубиной изменяются не только фазовое состояние и структура воды, но и ее количество. При погружении пород на большую глубину подземные воды испытывает все большую тенденцию к восходящему движению. При этом с глубиной роль связанных вод в общем объеме гидросферы увеличивается, а общее количество воды уменьшается (табл. 2.1).

Т а б л и ц а 2 . 1

И з м е не н ие о б ъ е м н о г о с о д е р жа н и я в о д ы в л и т ос ф е р е , % [5 ]

Слой литосферы Зона литосферы Содержание воды

Осадочный Диагенеза 80-30

Осадочный Катагенеза 30-2

Гранитный Метагенеза 4-1

Базальтовый -"- 1,0-0,5 Эклогитовый -"- До 0,5

Общая схема распределения воды в литосфере показана на рис. 2.2. Отметим, что степень структурированности воды в глубоких слоях литосферы резко меняется. По данным В.А. Ильина [8], в гранитном слое, где Т и Р равны соответственно 200-500° С и 1000-3500 МПа, вода находится преимущественно в молекулярном состоянии. Это зона жидких структурированных вод. Глубина ее распространения в регионах древних платформ достигает 80 км. В базальтовом слое, где Т возрастает до 600° С, а давление до 7500 МПа, вода диссоциирует на Н

+ и ОН

-, которые входят в

решетку минералов. Это зона уплотненного флюида, где водородные связи в основном разорваны, но образуются, вероятно, нестойкие димерные ассо-циаты воды. Подошва этой зоны располагается на глубинах около 160 км. В эклогитовом слое Т увеличивается до 800-1000° С, а Р

35

Рис. 2.2.

Принципиальная схема фазовой зональности подземной гидро сферы [10]: 1 — кр ио лито зо на; 2 — зона насыщения; 3 — во да в надкр итическо м со стоянии; 4 — верхняя мантия; 5 -6 — гр аницы осадо чных и гр анитных поро д Конрада (отделяет гранитный слой от базальтового); 7 — по верхность Мохо-ровичича (Мохо)

до 7500-11000 МПа. В этих условиях возможно существование только мономерной воды, которая в той или иной мере диссоциирует на Н

+ и ОН

-.

Глубина расположения такой воды достигает 270 км. Практически распределение воды в земной коре в настоящее время

изучено до глубины 5-12 км на платформах и 2-3 км в горных складчатых сооружениях. В пределах изученной части земной коры с точки зрения распределения подземных вод выделяют два этажа: 1) нижний этаж, представляющий собой основание платформ и сложенный плотными метаморфическими породами, гнейсами, гранитами, метаморфическими сланцами, практически является водоупоромг Подземные воды в породах этого типа развиты в ограниченном количестве по зонам тектонических нарушений и в коре выветривания. Последний случай наблюдается когда этот этаж выходит на поверхность в виде щитов (Балтийский, Алданский и др.); 2) верхний этаж, представляющий собой чехол платформ и складчатые сооружения. Для него характерно наличие крупных скоплений подземных вод в виде бассейнов различного типа, главным образом в породах осадочного происхождения, реже в пористых эффузивах. Именно эти бассейны подземных вод представляют наибольший практический интерес.

Верхняя граница распространения подземных-вод, как правило, не совпадает с дневной поверхностью, а находится несколько ниже последней, поэтому по характеру распределения подземных вод выделяют обычно зону аэрации и зону насыщения. Первая представляет собой буферный слой между атмосферой и подземной гид-

36

Рис. 2.3. Схема взаимодействия зон аэрации и полного насыщения: / — зона аэрации; 2 — по дзона капиллярного поднятия; 3 — зона полного насыщения; 4 — во доупор; 5 — направление дви жения во ды; 6 — ро дник

росферой, а вторая — собственно подземную гидросферу. Через зону аэрации происходит вертикальное просачивание по свободным порам атмосферных осадков или поверхностных вод. Цоэтому эта зона заполняется подземными водами только периодически и является зоной неполного насыщения. Поры же и пустоты зоны насыщения всегда полностью заполнены водой. В нижней части зоны аэрации залегает горизонт капиллярной воды, который некоторыми авторами выделяется как самостоятельная зона под названием зоны капиллярного поднятия. Взаимоотношения этих зон показаны на рис. 2.3.

Граница между зоной насыщения и зоной аэрации определяется положением местного базиса эрозии и закономерно углубляется от полюса к экватору. В зоне тундры эта граница почти совпадает с поверхностью земли, тогда как в зоне степей ее глубина достигает уже несколько десятков метров, а в зоне пустынь — иногда несколько сот метров.

Наибольший практический интерес представляет зона насыщения, однако последняя получает питание через зону аэрации, которая особенно активно осваивается человеком. Именно через зону аэрации техногенные загрязнения поступают в водоносные горизонты. Засоление земель происходит также в зоне аэрации. Вырубка лесов, осушение заболоченных территорий, разработка полезных ископаемых, создание водохранилищ — все это изменяет характер зоны аэрации, ее строение и свойства. В этом смысле познание процессов и роли зоны аэрации особенно актуальны в наше время — время глобальных экологических проблем.

2.2. КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Горные породы по своему происхождению и вследствие вторичных процессов (выветривания, выщелачивания, тектонических движений и др.) не являются абсолютно монолитными, а содержат в себе свободные пространства различных величины и формы. Происхождение и морфология указанных пустот различны, поэтому выделяют трещиноватость и пористость горных пород.

Пористость в горных породах обусловлена мелкими промежутками, существующими между отдельными минералами и частицами горной породы. Она свойственна всем горным породам — магма-

37

тическим, метаморфическим и осадочным, но происхождение пор в них различно. Поры в магматических горных породах возникают вследствие затвердевания магмы, когда внутри отдельных кристаллов и между ними образуются пустоты, заполненные водяным паром или другими газами. Особенно много пустот образуется в верхней части лавовых потоков в результате выделения из лавы водяного пара и газов. Поры в метаморфических породах обязаны своим происхождением процессу перекристаллизации первичных осадочных горных пород в результате метаморфизма. Наконец, поры в осадочных породах, наиболее значительные по размеру, обусловлены происхождением этих пород на небольших глубинах и последующем их преобразованием в процессе диагенеза.

Пористость горных пород зависит, таким образам, от условий образования горных пород, формы и размеров слагающих их частиц, их плотности и типа цемента (для осадочных пород). По форме поры бывают близки к ромбоидальным, тетраэдрическим, щелевидным, ячеистым и г.д. (рис.2.4).

По размеру поры обычно подразделяются на макропоры (больше 1 мм) и микропоры (меньше 1 мм). Макропоры образуют пустоты, называемые иногда скважностью. Скважность чаще всего определяется трещиноватостью горных пород, т.е совокупностью их разрывов сплошности, обычно сообщающихся между собой. По происхождению обычно различают трещины: тектонические, литогенетические, отдельности, петрогенные, выветривания, напластования, гидравлического разрыва, контракционные, гравитационные и др. Различное

Рис. 2.4.

Основные типы

пористости горных пород. По О.Мейнцеру: а-г — рыхлые породы: а — с хорошо отсортированными зернами и высокой пористостью, б — с плохо отсортированными

зернами и малой пористостью, в - состоящие из пористых галек и имеющие высокую

пористость, г — со сниженной пористостью вследствие образования цемента; д — кавернозная порода, пористость которой увеличена вследствие выщелачивания; е — корен-

ная порода, проницаемостъ которой обусловлена развитием трещин

38

происхождение трещин обусловливает их широкое развитие в земной коре и способствует накоплению значительных запасов подземных вод в них. Микропоры диаметром менее 0,1 мм выделяют в отдельную группу и называют ультракапиллярными порами. Иногда по размеру поры классифицируют на сверхкапиллярные (больше 0,1 мм), капиллярные (0,1 — 0,0002) и субкапиллярные (меньше 0,0002 мм).

Величину пористости определяют отношением объема пустот к объему всей породы в сухом состоянии и выражают в долях единицы или в %. Объем всех пустот в породе независимо от их размера характеризуется общей пористостью — п:

п = Vn/Vобщ , (2.1)

где Vn — объем пор; Vобщ — сумма объема скелета породы и объема пор. Пористость можно вычислить зная плотность γ и объемную δ массу породы

п = (V-V CK )/V = 1-V CK /V = 1- δ / γ , (2.2)

где VCK — объем скелета грунта. Общая пористость породы выражается также в виде коэффициента

пористости ε или приведенной пористости, представляющей собой отношение объема пор в породе к объему, занимаемому только скелетом породы VП/VCK, или

ε = γ /δ -1. (2.3)

Между общей пористостью и коэффициентом пористости существует следующая зависимость:

ε = п/(1 -п) или п = ε ( 1+ ε). (2.4)

Пористость различных по возрасту, составу и происхождению горных пород колеблется в весьма широких пределах (табл. 2.2).

Таблица 2.2

К оэ ф ф и ци е н т по р ис т ос т и г ор н ы х п ор од ( п о Г .А . М а кс им о в и чу )

Тип пород Коэффициент пористости

Тип пород Коэффициент пористости

Илы 50-90 Глинистые сланцы 0,5-10

Почвы 45-65 Гнейсы 0,3-2,5

Пески 18-48 Граниты 0,02-2

Глины 18-55 Габбро 0,6-2

Песчаники 2-48 Основные эффузиввы 0,6-6

Известняки 1-35

Кроме общей пористости, различают также эффективную пористость, по которой возможно передвижение жидкости или газа. Эта пористость определяет максимальное количество воды, которое

39

может вместить порода. Чем больше эффективная пористость, тем больше воды может содержаться, в породе. Если все поры заполнены водой, порода называется насыщенной.

2.3. ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

Подземные воды в горных породах находятся в различных формах, поэтому вопрос о их разделении имеет исключительно важное значение. Виды воды в породах изучались преимущественно почвоведами и грунтоведами (А.Ф. Лебедев, СИ. Долгов, A.M. Васильев, А.А. Роде, И.А. Тютюнов и др.). Наиболее полно этот вопрос был разработан А.Ф. Лебедевым [9] в результате его многочисленных и тщательно выполненных экспериментальных исследований. Он предложил следующую классификацию видов воды в породах (рис. 2.5).

Рис. 2.5. Схематическое изобра-жение видов воды в горных по-родах [9]: / — частица поро ды; 2 — мо леку ла воды; а — порода с гигроскопической во до й непо лного запо лнения; 6 — то же, по лного заполнения; в-г — порода с пленочной водой разного объема: вода движется к частице с более тонкой пленкой (пунктиром показана равная толщина пленки); д — пород со свободной во дой

40

1. Вода в форме пара — находится в свободных от жидкой воды порах пород в зоне аэрации. 2. Гигроскопическая вода — слой адсорбированных частицами породы молекул воды. 3. Пленочная вода — образует на поверхности частиц пленки

капельно-жидкой воды различной толщины. 4. Гравитационная вода — свободная вода, передвигающаяся под

влиянием силы тяжести, которая подразделяется на: а) капилляр ную воду, заполняющую капилляры выше уровня подземных вод; б) подвешенную воду, заполняющую капилляры, не связанные с уровнем подземных вод; в) собственно гравитационную воду.

5. Вода в твердом состоянии — лед. 6. Кристаллизационная вода — вода, входящая в кристалличес-

кую решетку минералов. 7. Химически связанная вода.

Эта классификация видов воды в горных породах, предложенная А.Ф. Лебедевым, в последующие годы подверглась дальнейшей разработке и уточнению (В.А. Приклонский, А.А. Роде, СИ. Долгов, Б.В. Дерягин, Р.И. Злочевская, Е.М. Сергеев и др.). Поэтому в настоящее время схема подразделения видов воды в горных породах может быть представлена в более современном виде:

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов или химически связанная вода: 1) конституционная; 2) кристаллизационная; 3) цеолитная;

II. Физически связанная вода горными породами: 1) прочно связанная или адсорбированная; 2) рыхло- или слабо связанная;

III. Свободная вода: 1) капиллярная; 2) гравитационная; IV. Вода в твердом состоянии — лед; V. Вода в состоянии пара. Рассмотрим более подробно выделенные основные виды воды в горных

породах. I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов, образует

химически единое целое с другими элементами решетки и по степени связи с ними делится на конституционную, кристаллизационную и цеолитную (табл. 2.3).

Конституционная вода входит в состав решетки минералов в виде отдельных ионов, ее удаление возможно только путем нагревания при высоких температурах и перестройке решетки.

Кристаллизационная вода входит в кристаллическую решетку минералов в виде молекул Н2О. Примером может служить гипс CaSO4·2H2O, удаление воды которого при повышении температуры ведет к перестройке его кристаллической решетки и образованию ангидрита.

Цеолитная вода связана с минералами весьма непрочно, она выделяется при низких температурах, и количество ее зависит от температуры и влажности воздуха. При нагревании она удаляется постепенно, минералы при этом сохраняют свою кристаллическую структуру, меняя лишь оптические свойства.

41

Таблица 2 .3

Характеристика видов воды, входящих в решетку минералов (по Д.С. Белянкину)

Вид воды Характеристика Температура

выделения, °С

Пример

минерала

Конституционная Н и О находятся в молекуле

минерального соединения в столь

тесной связи, что могут быть

выделены из него лишь при полном

разрушении молекулы, обычно при

t>4000 °C

450-500 Диаспор

AlO(OH)

Мусковит

K,Al2(OH,F)2·

[AlSi3O10]

Кристаллизационная Н и О входят в минерал в виде

Н2О. При дегидрадации остается

безводное соединение,

полученное как бы простым

вычитанием воды из

первоначального гидрата, хотя

структура минерала меняется

<400 Гипс

CaSO4·2H2O

Моренозит

Ni[SO4]·7H2O

Цеолитная Подобно предыдущей, но отношение

числа молекул Н2О к числу молекул

безводного вещества может

изменяться непрерывно и в широких

пределах без нарушения физической

однородности вещества

80-400 Анальцим

Na2[Al2Si4O12]·nH2O

Опал

SiO2·nH2O

II. Физически связанная вода обладает резко отличными свойствами от свободной воды, на чем и основано ее выделение. Средняя плотность связанной воды глин превышает плотность свободной воды и колеблется в пределах 1,2-1,4 г/см

3. Диэлектрическая постоянная связанной воды

значительна меньше, чем свободной, и зависит от влажности горной породы. Температура замерзания ее существенно ниже нуля и понижается вплоть до -100° С при переходе к гигроскопической. Подвижность связанной воды и ее растворяющая способность тоже значительно меньше, чем свободной, так как ее диэлектрическая постоянная уменьшается до 2-2,2. Все эти факты объясняются особыми структурными свойствами связанной воды.

Связанная вода содержится в горных породах в виде гидратных оболочек, облекающих мельчайшие минеральные частицы, слагающие породы, и подразделяется на прочносвязанную или адсорбированную и рыхло- или слабосвязанную. Первая, по классификации А.Ф. Лебедева, соответствует гигроскопической воде, вторая — пленочной.

Прочносвязанная вода присуща главным образом глинистым породам, состоящим из частиц коллоидных размеров. На их повер-

42

хности эта вода удерживается молекулярными и электрическими силами сцепления и может перемещаться только при переходе в парообразное состояние. Толщина слоя прочносвязанной воды, а следовательно, и ее количество зависят от минерального состава частиц, их размера, характера катионов адсорбированного слоя, состава и концентрации растворенных в воде солей, давления и температуры. Глинистые частицы окружены несколькими слоями воды, и чем ближе слой воды к частице, тем сильнее он притягивается к ней (рис. 2.6). Удалить прочносвязанную воду можно при нагревании до 100-120°С [5].

Исследованиями последних лет (Б.В. Дерягин, СВ. Нерпин, М.А. Сунцов, Е.М. Сергеев и др.) установлено, что прочносвязанную воду можно разделить на два различных слоя: 1) слой; непосредственно прилегающий к частице породы толщиной 1-3 молекулы, который по своим свойствам близок к твердому телу и 2) сольватный или осмотический слой толщиной 10-20 молекул,

Рис. 2.6. Схема взаимодействия сил в системе тве рдая частица — вода. По Н.А. Цытовичу: а — схема расположения молекул воды в пределах диффузионного слоя твер -дой частицы; б — эпюра изменения повер хностных сил Р в зависимости от расстояния до минеральной частицы I; 1-3 — вода: / — свободная, 2 — адсорбированная, 3 — поверхностных слоев

43

непосредственно прилегающий к первому слою. Этот второй слой отличается ослабленной связью с поверхностью частиц, некоторой подвижностью, но по структуре вода в нем резко отличается от свободной [11].

Максимальное количество прочносвязанной воды, поглощаемое породой, называется максимальной гигроскопичностью, или максимальной гигроскопической влагоемкостью. Величина ее, как правило, не превышает 1% для крупнозернистых пород, тогда как для глинистых достигает 18-20%. Для растений гигроскопическая вода недоступна, так как они не в состоянии оторвать ее от частицы породы.

Рыхлосвязанная (осмотически впитанная, или пленочная) вода образует пленку поверх прочносвязанной воды, когда влажность породы становится выше ее максимальной гигроскопичности. По мере удаления от поверхности частицы силы связи грунта с молекулами воды ослабевают. На некотором расстоянии, исчисляемом долями микрометра, эта связь утрачивается совсем, и вода переходит в свободное состояние. Поэтому прочность связи этой категории воды с породой значительно меньше, чем у гигроскопической.

Основным признаком рыхлосвязанной воды является ее способность передвигаться от одной частицы к другой, независимо от влияния силы тяжести, так как она удерживается в породе силами, превосходящими ускорение свободного падения в 70 000 раз. Передвижение пленочной влаги происходит от мест, где толщина пленок большая, к местам, где пленки тоньше. Такое передвижение частиц будет продолжаться до тех пор, пока толщина водной пленки на обоих зернах породы не станет одинаковой. Передвижение рыхлосвязанной воды происходит также под действием разности осмотического давления и разной концентрации солей.

Содержание пленочной воды в породах различно, причем в глинистых породах оно больше, чем в песчаных, а в мелкозернистых больше, чем в крупнозернистых. Максимальное ее содержание составляет (%): для песков 1-7; супесей 9-13; суглинков 15-23; глин 25-40.

Рыхлосвязанная и прочносвязанная вода объединяются иногда под единым названием молекулярная вода. Максимальное количество последней, удерживаемое породой в конкретных условиях, А.Ф. Лебедев назвал максимальной молекулярной влагоемкостью породы. Этот показатель характеризует количество физически связанной воды в породе, находящейся под действием сил молекулярного притяжения.

Считается (Р.И. Злочевская, В.А. Королев и др.), что поверхность минералов и связанная вода образуют двойной электрический слой, который определяет многие процессы в системе твердое тело — вода. Он делится на адсорбционный и диффузионный слои (рис. 2.7). Образующая их вода включает адсорбционно-связанную и осмотически поглощенную. В пределах этого слоя находятся

44

Рис. 2.7 . Виды связанной воды. По Р.И. Злочевской

обменные катионы. Часть адсорбционного слоя, находящаяся вблизи твердой поверхности частиц, является токопроводящей.

Физически связанная вода удаляется из породы путем нагревания до 105-110° С, центрифугирования, отсасывания под вакуумом или отпрессовывания. Как показали опыты П.А. Крюкова и других исследователей, при давлении 30-50 МПа рыхло- и прочносвязан-ная вода глин способна переходить в свободное состояние. Такая отжатая из тонких пор вода получила название горного или порово-го раствора. В естественных условиях поровые растворы отжимаются при уплотнении осадков под действием собственного веса. Более подробные сведения о связанной воде можно найти в работах [4,5].

III. Свободная вода в отличие от других видов обладает свойствами жидкой воды и способна передвигаться под действием силы тяжести, ее количество в горной породе зависит от размера пор и трещин. В глинистых породах, где поры очень мелкие и обычно заполнены связанной водой, количество свободной воды невелико. Преобладает она в основном в крупнообломочных и трещиноватых породах.

45

По С.И. Долгову, свободная вода может находиться в четырех

состояниях: 1) капиллярно-разобщенном или капиллярно-неподвижном. По

ведение этой воды определяется менисковыми силами. Максималь- ное количество этой воды соответствует влагоемкости разобщенных

капилляров; 2) капиллярно-подвижном. Это состояние возникает из капил-

лярно-разобщенного при увеличении воды и соприкосновении от дельных ее скоплений. Поэтому давление (капиллярное и гравита- ционное) передается по всей массе воды. Вода более сухих участков подтягивает воду влажных участков;

3) капиллярно-легкоподвижном. Возникает при капиллярном подъеме воды грунтового потока или при просачивании атмосфер- ных вод. Капиллярное менисковое давление передается равномерно;

4) просачивающем. Действие капиллярных сил исчезает, вся про- сачивающая вода доходит до уровня подземных вод под действием силы тяжести, т.е. возникает собственно гравитационная вода.

Капиллярно-поднятая вода, образующая капиллярную кайму, располагается над поверхностью свободных вод, от которой она поднимается под действием сил поверхностного натяжения на несколько метров. В связи с тем, что капиллярно-поднятая вода гидравлически связана с уровнем подземных вод, верхняя ее поверхность изменяется по мере колебаний уровня гравитационных вод. Сумма всех капиллярных вод образует капиллярную влагоемкость породы. Максимальная высота капиллярной каймы (в см) приведена ниже:

Песо к крупнозернистый ..................................... . .........2 — 12 Песок среднезернистый ............................................... 12 — 35 Песок мелко зернистый ................................................ 35 — 120 Супесь........................................................................... 120 — 350 Суглинок....................................................................... 350 — 650 Глина............................................................................. 650 — 1200

Свободная вода образуется в породах при их влажности выше максимальной молекулярной влагоемкости и заполняет пустоты различных размеров. Отличительная особенность гравитационной воды — ее передвижение под влиянием силы тяжести и напорного градиента. Свободная вода передает гидростатическое давление. Различают инфильтрующуюся воду зоны аэрации, которая просачивается сверху вниз, и фильтрующуюся воду зоны полного насыщения — она движется в виде потока по «водоносному горизонту

(см. рис. 2.3).

IV. Вода в твердом состоянии образуется при отрицательных температурах и содержится в породах в виде кристаллов льда, ледяных прослоек или жил. В зоне многолетней мерзлоты, где лед особенно широко распространен, его кристаллы играют часто роль цемента, скрепляющего отдельные минеральные частицы, превращая рыхлую породу в монолитную. Вне развития многолетнемерзлых

46

пород вода переходит в лед только в зимнее время и при этом лишь в слое зимнего промерзания.

V. Вода в форме пара занимает поры, свободные от жидкой воды. Она образуется из других видов воды при их испарении, а при изменении температуры или давления вновь может конденсироваться. Общее количество ее в почве при обычной температуре не превышает 0,001% от веса почвы. Тем не менее вода в форме пара имеет весьма существенное значение в тех процессах, которые протекают в породах. Передвижение водяного пара в породах происходит под влиянием изменения давления и температуры и направлено от слоя с более высокой температурой к слою с меньшей температурой.

Все количество воды, находящееся в горной породе в свободном и связанном состоянии, характеризует общую влажность или вла-гоемкостъ породы. Практически за общую влажность принимается то количество воды, которое удаляется из грунта при высушивании его до постоянного веса при температуре 105-110° С. При этом, наряду со свободной связанной водой, из породы частично удаляется кристаллизационная вода. Поэтому определение общей влажности породы методом сушки не является вполне обоснованным.

2.4. ВОДНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Исходя из современных представлений о видах воды, различают следующие силы под влиянием которых находится вода в горных породах: сорбционные (молекулярные), капиллярные, гравитационные и др. Все эти силы действуют повсеместно и одновременно, однако соотношение их различно в разных участках и в разные моменты времени.

В зависимости от преобладающего влияния тех или иных сил состояние и поведение воды в горных породах будет различным. Так, при преобладании сорбционных (молекулярных) сил вода в горной породе оказывается связанной (адсорбированной) поверхностью частиц в виде пленки (прочносвязанная вода). Поверх проч-носвязанной воды благодаря молекулярным силам частиц грунта и силам электростатического притяжения слоев воды образуется рыхлосвязанная вода. В случае преобладания капиллярных сил, обусловленных поверхностным натяжением воды на границе раздела фаз, связь воды с горной породой также имеет место, хотя и проявляется гораздо слабее молекулярной связи. Преобладание сорбционных или капиллярных сил в грунтах имеет своим конечным результатом удержание воды в горной породе. Гравитационные силы, наоборот, стремятся удалить воду из горных пород.

Наличие в горных породах той или иной природы действующих сил определяет и их водные свойства: влагоемкость, естественную влажность, водоотдачу, недостаток насыщения и водопроницаемость.

47

Влагоемкость - способность горных пород вмещать и удерживать определенное количество воды. По степени влагоемкости все породы можно подразделить на весьма влагоемкие (торф, ил, суглинок, глина), слабо влагоемкие (мергели, мел, рыхлые песчаники, лѐсс, мелкие пески) и невлагоемкие (массивные изверженные и осадочные породы, галечник, гравий, песок и т.д.).

Некоторые авторы предлагают рассматривать влагоемкость только как способность горных пород вмещать воду, а свойство горных пород удерживать воду обозначают через понятие их водоудержи-вающей способности. Такое разграничение двух понятий, на наш взгляд, правомерно, так как отражает два реально существующих природных процесса.

Для характеристики количества воды, содержащейся в горных породах, используют несколько понятий: весовая влажность W — отношение массы воды, содержащейся в горной породе, к массе абсолютно сухой породы, объемная влажность Wn — отношение объема воды, содержащейся в породе, к объему этой породы, и относительная влажность, или коэффициент влажности Kw, — отношение объемной влажности к пористости. Между указанными величинами существуют следующие зависимости:

Wn = Wδ; (2.5)

Kw = (Wδ)/п = Wn/n , (2.6)

где δ - объемная масса породы; п — пористость породы. Коэффициент влажности указывает, какая часть объема пор занята водой:

в абсолютно сухой породе Kw = 0, а в полностью насыщенной Kw = 1. По величине Kw песчаные горные породы разделяются на 3 вида: 1) сухие пески, когда 0 <KW < 1/3; 2) влажные пески, когда 1/3<Kw<2/3; 3) мокрые до насыщения 2/3<Kw<l.

Количество воды, соответствующее полному насыщению породы, определяет ее полную влагоемкость. Кроме того, различают неполную (капиллярную), максимальную молекулярную и максимальную гигроскопическую влагоемкости, определяемые соответственно максимально возможным количеством капиллярной, пленочной или гигроскопической воды в горной -породе. Все виды влагоемкости выражаются обычно в % массы соответствующего вида воды к массе сухой породы. Средние значения максимальной молекулярной влагоемкости (по В.А. Приклонскому) для отдельных типов пород приведены в табл. 2.4, а ее зависимость от содержания глинистых частиц в породе на рис. 2.8. Капиллярная влагоемкость составляет для песков 3-5%, а для супесей 4-7%.

Различают также естественную влажность We, которая характеризует горные породы в естественном их залегании, и дефицит насыщения породы Dn — разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью породы.

Определение естественной влажности имеет большое практическое значение, особенно при оценке физико-химических свойств

48

Таблица 2.4 Породы Диаметр частиц,

мм Максимальная молекулярная

влагоемкость, %

Песок крупнозернистый

1,0-0,5 1,57

Песок среднезернистый

0,5-0,25 1,60

Песок мелкозернистый

0,25-0,10 2,73

Песчаная пыль

0,10-0,05 4,75

Ил

0,05-0,005 10,18

Глина <0,005 44,85

орных пород, которая поэтому определяется как в полевых так и в лабораторных условиях. Полевые методы (электрометрический термоэлектрический, диэлектрический, нейтронный и др.) позволяют определять влажность горных пород в естественном их залегании. Все эти методы косвенные и основаны на измерении определенных физических свойств горных пород, зависящих от содержания влаги в грунтах. В последнее время наиболее широко применяется нейтронный метод, который основан на явлении превращения быстрых нейтронов в медленные при их взаимодействии с ядрами атомов водорода и установлении на этой основе зависимости между количеством медленных нейтронов в среде и ее водородосодержанием. Измерения ведут с помощью нейтронного индикатора влажности (НИВ-1) или нейтронного поверхностного глубинного влагомера (НВУ-1). В лабораторных условиях широко используются также термостатические методы.

Рис. 2.8. Зависимость максимальной молекулярной влагоемкости МГ от со-держания частиц диамет ром <0,001 мм. По А.А. Роде

49

Водоотдача - способность водонасыщенных пород отдавать гравитационную воду путем ее свободного вытекания. Различают также удельную водоотдачу - количество гравитационной воды, которое можно получить из 1 м

3 породы. Водоотдача зависит от времени стекания воды,

состава пород, пористости и давления. Величина водоотдачи определяется отношением объема свободно стекающей

воды к объему всей породы и выражается в долях единицы или процентах. Следовательно, водоотдача WB равна разности между полной Wn, и максимальной молекулярной, WM вла-гоемкостями

Wв = Wп - Wм (2.7) Наиболее характерные значения водоотдачи (в долях единицы) приведены

ниже (по О.Б. Скиргелло). Как видим, крупнозернистые пески, галечники и подобные им породы отличаются высокой водоотдачей, а глина и сцементированные песчаники обладают минимальной водоотдачей.

Пески: гравелистые и крупнозернистые ...................0,25 – 0,35 среднезернистые .............................................0,20 – 0,25 мелкозернистые...............................................0,15 – 0,20 тонкозернистые и супеси ............................... <0,10

Суглинки………………………………………....0,05 – 0,15 Песчаники сцементированные………………….0,02 – 0,03 Известняки трещиноватые ................................ 0,008 – 0,10

Кроме гравитационной, различают упругую водоотдачу - свойство породы отдавать воду за счет упругого расширения жидкости и упругого сжатия породы. Количественно упругая водоотдача характеризуется коэффициентами упругоемкости пласта и упругой

водоотдачи. . Коэффициент упругоемкости пласта характеризует объем жидкости который

может быть получен с единицы объема горной породы за счет упругих свойств как горной породы, так и воды при снижении напоров на 1 м. Численно коэффициент упругоемкости

μо равен:

μо = [ρq / (1+ε)] · [ε / (Ев + ay) (2.8)

где ρ - плотность; ε - коэффициент пористости; Ев - модуль Юнга для воды (для чистой воды Ев =2·10

3 МПа); а у - коэффициент сжимаемости

горных пород; q - ускорение свободного падения. Коэффициент упругоемкости μо имеет размерность - метр в

минус первой степени (м-1

). В целом значения коэффициентов упругоемкости относительно невелики [6]: для песков (0,5-5) 1 0

- 4м

-

1; для супесей и суглинков

10-4

– 10-3

м-1

; для трещиноватых пород 10-5

-10-6

м-1

.

50

В отличие от коэффициента упругоемкости коэффициент упругой водоотдачи является величиной безразмерной и характеризует объем жидкости, получаемой с единицы площади водоносного горизонта при снижении напоров на один метр.

Коэффициент упругой водоотдачи μо связан с коэффициентом упругоемкости следующим образом:

μо = μо m (2.9) где т — мощность водоносного горизонта.

Водопроницаемость — способность горных пород пропускать через себя воду при наличии перепада давления. Водопроницаемость не зависит от пористости, а зависит от размера пор. Например, песок характеризуется пористостью 30%, но обладает хорошей водопроницаемостью, тогда как глины пористостью 60% обладают незначительной водопроницаемостью.

За единицу проницаемости принят 1 дарси (D), который численно отвечает проницаемости образца породы длиною 1 см, площадью поперечного сечения 1 см

2, через которую при перепаде давления 1 Па

протекает 1 см3/с жидкости вязкостью 1 МП а∙с. Эта величина зависит от

открытой пористости, удельный поверхности пор, давления, размера пор и колеблется от нескольких дарси до тысячных долей миллидарси. Сейчас принято проницаемость измерять в мкм

2:

1 D = 1,01972 ·10-12

м2 ≈ 1мкм

2.

Проницаемые породы характеризуются проницаемостью больше 0,1 мкм2,

полупроницаемые 10-4-10

-2 мкм

2 и практически непроницаемые меньше 10

-4

мкм2. К первым относятся закарстованные и трещиноватые горные породы,

ко вторым — песчаники, алевролиты, карбонаты и к третьим - гипсы, ангидриды, глины и др. Более подробные сведения приведены в табл. 2.5.

Для характеристики проницаемости на практике используют коэффициент проницаемости Кпр, который равен:

Kп р=Qlμ /F(P1-P2) (2.10)

где Q — расход жидкости, фильтрующейся через образец: l -длина образца; μ — вязкость жидкости при температуре опыта; F — площадь поперечного сечения образца; Р1 и Р2 - давление соответственно до и после испытания образца.

Физически коэффициент проницаемости определяет сопротивление потоку фильтрации через пористую среду, и используется этот коэффициент наиболее часто в нефтяной гидрогеологии.

Чтобы разобраться в физическом смысле единицы дарси, отметим прежде всего, что сопротивление жидкости течению называется вязкостью. Поскольку вязкость вызвана межмолекулярным притяжением, которое уменьшается при интенсификации теплового движения, вязкость жидкости зависит от температуры. Для воды вязкость при 20° С составляет 1 МПа·с, а при 100° С – 0,28 МПа·с (см. табл. 1.2).

51

Таблица 2 . 5

Коэффициент проницаемости для некоторых горных пород (по Н.А.

Плотникову)

Группа Характе ристика пород Коэффициент

проницаемости,

мкм2

I Очень хорошо проницаемые галечники и гравий с

крупным песком, сильно закарстованные известняки

и сильно трещиноватые породы

100-1000

II Хорошо проницаемые галечники и гравий, частично

с мелким песком, крупный песок, чистый

среднезернистый песок, трещиноватые и другие

породы

10-100

III Проницаемые галечники и гравий, засоренные

мелким песком и частично глиной, среднезернистые

и мелкозернистые пески, слабозакарстованные,

малотрещиноватые и другие породы

1,0-10

IV Слабопроницаемые тонкозернистые пески, супеси,

слаботрещиноватые породы 0,1-1,0

V Весьма слабопроницаемые суглинки,

слаботрещиноватые породы (0,1-1,0)10-3

VI Почти непроницаемые глины, плотные мергели и

другие массивные породы с ничтожной

проницаемостью

<1,0·10-3

Используя уравнение (2.10) и учитывая , что 1 атм = 1,0132·106 дин/см2 , а 1 сП = 0,01

дин·с/см2 , полу чим

1 дарси = 0,987·10- 8 см2 .

Следователь но, единица дарси имеет размер ность площади и зависит от параметр ов , хар актер изу ющих только пор исту ю ср еду

К = Cd2, (2.11)

где С — безр азмер ная величина, учитывающая влияние слоистости, укладки и р асположения частиц; d — диаметр частиц пор оды.

2.5. ПОНЯТИЯ О ВОДОНОСНЫХ ГОРИЗОНТАХ, КОМПЛЕКСАХ И БАССЕЙНАХ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Различные пористость и трещиноватость горных пород приводят к неравномерному распределению воды не только в зоне аэрации, но и в зоне насыщения. Поры и трещины небольшого размера хотя и позволяют породе содержать значительные количества воды, но затрудняют ее движение, что делает породу слабо проницаемой, и, наоборот, большие поры и трещины способствуют свободному перемещению подземных вод. Поэтому в гидрогеологическом отношении все породы делятся на три группы:

52

1) водопроницаемые — галечники, гравий, песок, рыхлые песча- ники и все сильно трещиноватые породы;

2) полупроницаемые — глинистые пески, лѐсс, известняки, пес- чаники и слабо трещиноватые метаморфические и магматические породы;

3) практически непроницаемые — глины, суглинки и все мас- сивные кристаллические и осадочные породы, если они не трещи- новатые.

Водопроницаемые и полупроницаемые породы образуют в земной коре систему водоносных горизонтов. Водоносным горизонтом называется водопроницаемый пласт, насыщенный водой, находящейся в постоянном движении благодаря гидравлической связи и перепаду давления, существующих во всем пласте, и ограниченный водонепроницаемыми породами снизу и сверху или только снизу. Пласт, подстилающий водоносный горизонт, называется подошвой, а пласт, перекрывающий его, — почвой водоносного горизонта. Поверхность, образованная подземными водами, носит название зеркала подземных вод. Для первого от поверхности водоносного горизонта, воды которого называются грунтовыми, зеркало является границей, разделяющей зону аэрации и зону полного насыщения (рис. 2.9).

Представления о водопроницаемых и водоупорных породах относительны, поскольку в разных геолого-структурных и термодинамических условиях одна и та же порода может быть либо водоносным горизонтом, либо водоупором. Как показывают исследования последних лет [10], при значительных перепадах давлений и повышенных температурах водопроницаемыми могут быть даже толщи глин мощностью несколько десятков метров. Однако при господствующих в верхней части земной коры (до 2-5 км) температурах и давлениях породы с коэффициентом проницаемости менее 0,1 мкм

2

являются достаточно надежными водоупорами. С глубиной, по мере роста давления, пористость и проницаемость горных

пород как правило уменьшаются, что приводит к меньшему различию водоносных горизонтов и водоупоров.

Различают напорные и безнапорные водоносные горизонты. Безнапорные водоносные горизонты не имеют перекрывающих проницаемых горных пород, вследствие чего питание атмосферными осадками происходит по всей площади их распространения и подземные воды испытывают только атмосферное давление. Напорные водоносные горизонты, наоборот, перекрыты трудно проницаемыми горными породами и поэтому характеризуются давлениями, превышающими атмосферное. Питание этих горизонтов атмосферными осадками может осуществляться только на отдельных участках, где отсутствуют перекрывающие слабо проницаемые породы. Часто напорные водоносные горизонты могут переходить в.безнапорные и наоборот.

Для напорных водоносных горизонтов, кроме реально существующей поверхности подземных вод, различают еще пьезометричес-

53

Рис. 2.9. Типовые схе мы зале гания водоносных горизонтов [7]: / —

во до носные гор изонты, (а — гру нто вые во ды, б — межпласто вые ненапо рные, в

—

артезианские) ; 2 — во доу пор ные поро ды; 3 — уро вень ненапорных во д; 4 — пьезо метр ич еский у ро вень напор ных во д; 5 — напр авление движения по дземных во д; 6 — родник грунтовых во д

кую поверхность. Последняя представляет собой поверхность, на уровне которой гидростатическое давление становится равно атмосферному или, говоря другими словами, поверхность, на которой установится уровень воды после достижения водоносного горизонта скважиной или другой горной выработкой (рис. 2.9).

На картах зеркало подземных вод изображается с помощью гидроизогипс, а пьезометрическая поверхность — гидроизопьез. Следовательно, первые представляют собой линии равных отметок реально существующей поверхности, водоносного горизонта, а вторые — линии равных напоров или отметок пьезометрической поверхности (рис. 2.10).

Основными элементами водоносного горизонта являются область питания, область распространения и область разгрузки (рис. 2.11), которые представляют собой участки поверхности или части геологических структур, определяющие гидродинамику (скорость, направление движения, напор и т.д.) водоносного горизонта.

1. Область питания — это зона, в пределах которой атмосферные осадки могут проникать в гидравлическую систему. Преобладающими направлениями движения подземных вод в этой части водоносного горизонта могут быть нисходящее вертикальное и ча-

54

Рис. 2.10. Карта гидроизопьез одного из районов: 1 — аллювиаль ные отложения ; 2-3 — отложения карбона: 2 — известняки, 3 — аргиллиты; 4 — эффузивы силур а; 5 — гор изонтали повер хности, м; 6 — гидроизопь езы, м; 7 — направление движения подземных вод; 8 -скважина: слева — ее номер, справа — отметки (в м) устья (числитель) и пьезометрического уровня (знаменатель)

стично горизонтальное. Водоносный горизонт в этой зоне непосредственно связан с зоной аэрации, обеспечивающей его питание. Вместе с тем питание водоносных горизонтов происходит не только атмосферными осадками или поверхностными водами, но и за счет других водоносных горизонтов. В этом случае говорят о закрытой или внутренней области питания.

Рис. 2.11. Основные элементы

водоносного горизонта: 1 — глины; 2 — пески; 3 — свободный уровень подземных вод; 4 -пьезометрическая поверхность; области: А -питания, В — распрос-транения (напора), С -разгрузки; Н1 и Н2 -напоры воды

55

2. Область распространения (напора) подземных вод — про- межуточная зона между областями питания и разгрузки, которая является основной по площади развития. В пределах этой области преобладающим направлением движения подземных вод является горизонтальное. Для безнапорных водоносных горизонтов эти две первые области, как правило, совпадают.

3. Область разгрузки — зона, в пределах которой подземные воды выходят на поверхность земли или переливаются в другой водонос- ный горизонт (скрытая разгрузка). Направления движения подзем- ных вод могут быть вертикальными восходящими или нисходящими.

В местах выхода подземных вод на поверхность образуются источники или родники, представляющие собой по существу своеобразные природные сооружения, из которых непрерывно ведется откачка воды и около которых всегда наблюдается депрессия в водоносном горизонте.

Чаще всего подземные воды выходят на поверхность земли в случае прорезания водоносного горизонта эрозионной сетью. A.M. Овчинников предлагает различать сток и разгрузку подземных вод. Первое характерно для вод, имеющих свободную поверхность, а второе — для напорных вод. Равномерно проницаемые породы дают возможность стока по всей линии пересечения зеркала воды с дневной поверхностью (рис. 2.12), тогда как неравномерно проницаемые — только в отдельных местах.

Расход, или дебит, любого родника зависит от четырех основных переменных: 1) проницаемости пород; 2) площади области питания; 3) объема питания и 4) геологического строения места выхода воды. Родники разгружаются не только на дневную поверхность, но и непосредственно в океаны, моря, реки, озера, другие водоносные горизонты. Часто родники выделяют газ, иногда пар, бывают солеными, термальными и т.д.

Единой классификации родников в настоящее время не существует. Их подразделяют по приуроченности к типам вод по условиям залегания, характеру водовмещающих пород, особенностям режима, дебита, состава и др. Наиболее интересным представляется подразделение, предложенное A.M. Овчинниковым, по условиям выхода на поверхность на: 1) эрозионные, возникающие в результате эрозионных процессов при несовершенном вскрытии водоносного горизонта; 2) контактовые, выходящие на контакте водоносных пластов с подстилающими их водоупорными породами; 3) экранированные, связанные с фильтрационной неоднородностью пород (слабопроницаемый делювий на склоне водоносного горизонта, значительные неровности водоупора); 4) сифонные, действующие по принципу сифона, и др. Некоторые виды родников показаны на рис. 2.13.

С конкретными примерами выделения областей питания и разгрузки подземных вод можно познакомиться в специальном пособии [2].

Более крупной единицей гидрогеологической стратификации является водоносный комплекс, который представляет собой группу

56

Рис. 2.12. Схема появления родников на поверхности земли. По

A.M. Овчинникову: 1 — аллювиальные отло жения; 2 — во допро ницаемые поро ды; 3 — во доупорные по р о ды;

4 — ур о вень во ды; 5 — напр авление дви жения во ды; 6 – ро дники

Рис. 2.13. Виды родников подзеных вод. По В.А. Шемелиной: 1—5 — нисходящие: / — эрозийные, 2 — контактовые, 3 — эрозионные при по дпоре

делювием, 4 — барражные (при по дпоре на глубине магматическими породами), 5 — переливающиеся; 6 — карстовые; 7 — восходящие

57

гидравлически связанных между собой водоносных горизонтов, одинаковых или разных по литологическому составу , разделенных слабо водопроницаемыми породами относительно небольшой мощности и им еющих близкие условия питания и разгрузки (рис. 2.14). В отличие от водоносных горизонтов в водоносном ком плексе напоры подзем ных вод могут, хотя и незначительно , изменяться в вертикальном разрезе, что определяется степенью проницаемости пород отдельных горизонтов.

Система водоносных комплексов, связанная единой областью питания и разгрузки, образует бассейн подземных вод. Последние широко развиты в пределах различных геологических структур: синеклиз, мульд, краевых и предгорных прогибов, межгорных впадин, грабенах, зонах тектонических разломов и т.д. Бассейны, заполненные напорными водам и, называются артезианскими.

Сам ым крупным подразделением геологической стратификации является гидрогеологический этаж и/или водоносная формация (мнение исследователей в этом вопросе расходятся). В нее объеди няются водосодержащие литологически и генетически однородные, хотя часто и разновозрастные бассейны, характеризующиеся близ кими условиями залегания, распространения, питания и разгрузки подземных вод.

Водоносные формации часто разделяются регионально выдер жанными водоупорами и включают несколько водоносных комплек сов. Каждая такая формация отличается от другой историей палео -гидрогеологического развития, гидродинамическими и гидрогеологическими особенностями.

Рис.

2.14.

Типовая схе ма

строе ния

водоносного компле кса [7]: / - во допро ницаемые поро ды; 2 — во доу порные поро ды; 3-5 — пьезо метрические уровни соответственно I, II и III горизонтов; 6 — направление движения по дземных во д; 7 — об ласть питания во доно сного ко мплекса; 8 — ро дник нисходящий ( зона разгрузки)

58

Примерами водоносных формаций могут быть рыхлые песчано-глинистые толщи нескольких бассейнов, осадочно-вулканногенные покровы, песчано-глинистые сцементированные породы, карбонатные образования, соленосные толщи, массивы кристаллических пород и т.д.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Опишите границы подземной гидросферы и жидкой воды. В чем их различие?

2. Назовите критическую температуру и давление кипения во ды. 3. Когда и где Вы сами видели зону аэрации? Ее мощность? 4. Где больше воды — в глинах или песках? 5. Назовите пять минералов, содержащих кристаллизационную воду. 6. Почему физически связанная вода не замерзает при 0° С? 7. Участвует ли в общем круговороте вода, вхо дящая в кристалли

ческие решетки минералов? 8. Охарактеризуйте значение капиллярной каймы.

9. Что измеряют единицей дарси и каков ее физический смысл?

10. Почему не исчезают реки путем инфильтрации воды в недра зем ли?

11. Назовите основные элементы водоносного горизонта.

12. Расскажите о природе восходящих родников.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Вернадский В.И. Избранные сочинения. Т.IV. Кн. 2. - М.: Изд-во А Н СССР, I960.

2. Гавич И.К., Лучшева А.А., Семенова-Ерофеева СМ. Сборник задач по общей гидрогеологии. - М.: Недра, 1985.

3. Григорьев СМ. Роль воды в образовании земной коры. Дренаж ная оболочка земной коры. - М.: Недра, 1971.

4. Грунтоведение/ЕМ. Сергеев, ГА . Голодковская, Р.С. Зианги ров и др . - М.: МГУ, 1971.

5. Злочевская Р.И. Связанная вода в глинистых грунтах. -М.: МГУ, 1969.

6. Кирюхин В.А, Короткое А.И., Пылов А.Н. Общая гидрогеоло гия. - Л.: Недра, 1988.

7. Климентов П.П., Богданов Г.Я . Общая гидрогеология. - М.: Недра, 1977.

8. Кононов В.И., Ильин В.А. О состоянии и поведении воды в земных недрах в связи с процессами метаморфизма//З начение струк- турных особенностей воды и водных растворов для геологической интер претации. Вып. 2. - М. - 197. 1. - С. 35-65.

9. Лебедев А.Ф. Почвенные и грунтовые воды. - М.: Изд-во А Н СССР, 1936.

10. Принципы гидрогеологической стратификации//Тр . ВСЕГИНГЕО. - Вып. 148. - 1982.

11. Роде А.А. Основы учения о почвенной влаге. – Л.: гидромете - оиздат, 1985.

59

Глава 3

КРУГОВОРОТ И ГЕНЕЗИС ВОДЫ

ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ

3.1. СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О КРУГОВОРОТЕ ВОДЫ

звестный русский ученый Б.Л. Личков в одной из своих работ писал: "...центральное значение для гидрогеологии должен получить всеми

признаваемый, но тоже до конца не понятый круговорот природных вод на планете, а для гидрогеологии материков ведущее значение должна получить их увлажненность. Таким образом новую гидрогеологию надо построить на трех основах - на идеях единства вод, их круговорота и увлажненности материков" [9, с. 26]. Словом, круговорот воды составляет одно из краеугольных положений современной гидрогеологии.

Учение о круговороте воды в земной коре имеет долгую историю [13], анализ которой показывает, что в течение продолжительного времени это важное природное явление рассматривалось односторонне, только с гидрологических позиций, которые механизм круговорота сводят к перемещению воды под действием тепловой энергии солнца (испарение и перемещение в атмосфере) и силы тяжести (движение дождя, снега, воды рек и подземных вод). Основная суть круговорота в этом случае сводится к тому, что выпадающие на сушу осадки частью образуют поверхностный сток, частью, просачиваясь вглубь, формируют подземные воды; поверхностные и под земные воды под влиянием силы тяжести стекают в понижения — речные долины — и образуют реки. Вода рек, попадая в конечные бассейны стока и испаряясь, дает начало новым осадкам.

М.И. Львович [10] в круговороте воды выделяет следующие основные звенья: атмосферное, океаническое, материковое, почвенное, речное, озерное, ледниковое, биологическое и хозяйственное, каждое из этих звеньев играет в круговороте свою особую роль. Несмотря на исключительную важность и широкую распространенность такого круговорота, он далеко не исчерпывает всего многообразия движения воды и совершенно игнорирует геологический круговорот вещества в земной коре. Поэтому современная гидрогеология не может базироваться только на идеях водообмена с поверхностью земли, а должна основываться на изучении всего многообразия кругового движения воды в земной коре. В противном случае гидрогеология будет являться частью гидрологии, что неверно в самой основе.

И

60

Как справедливо подчеркнул А.Н. Павлов [14], проблема круговорота воды в земных оболочках по существу сводится к проблеме водообмена между океаном и сушей, который осуществляется, однако, принципиально разными путями. Первый путь обусловлен воздействием солнечного тепла и протекает под влиянием метеорологических и гидрологических факторов. Он известен как общий круговорот воды в природе.

Второй, менее известный, но не менее важный круговорот воды связан с процессами осадкообразования: вместе с осадочным веществом в эпиконтинентальных морях, лагунах, озерах захороняются седиментационные воды. В дальнейшем, после регрессии морей, захороненные воды остаются на территории материков и принимают участие в формировании водоносных горизонтов или в ходе дальнейшего развития земной коры участвуют в метаморфических процессах, проходят стадию связывания горными породами, затем в процессе разрушения кристаллической решетки последних переходят в свободное состояние и по зонам тектонических нарушении направляются к дневной поверхности. Этот механизм движения воды обусловлен геологическими процессами, такими, как осадконакопле-ние, тектонические движения, вулканизм, метаморфизм, гранитизация горных пород и др. Этот тип круговорота воды получил название геологического. Третий тип водообмена в недрах земли обусловлен движением океанического дна и системой конвективных потоков в верхней мантии в соответствии с положениями новой глобальной тектоники или тектоники плит. Согласно этой концепции материал мантии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных океанических хребтов и возвышенностей и взаимодействуя с морской водой, образует серпентинизированный перидотит. Формирование новой океанической коры, а значит, и связывание воды, про-исходят непрерывно на протяжении всего пути ее перемещения к континентам. При сталкивании двух или более плит материал одной из них погружается под другую, происходит десерпентинизация пород, и вода возвращается в океан. Следовательно, этот, третий, тип круговорота совершается по некоторой пологой дуге от центральных районов океана к периферии. Перенос воды при этом происходит вместе с породами как бы в законсервированном виде. Допускается, что часть воды серпентинитов может участвовать в формировании гранитной коры континентов и возвращаться в океан через климатический круговорот при подъеме гранитов к поверхности земли или через вулканический аппарат. Этот тип круговорота нами предлагается называть мантийно-океаническим, но считать его разновидностью геологического.

В каждом типе круговорота выделяется несколько циклов, сумма которых охватывает многообразие каждого из них. Под циклом понимается совокупность процессов, обеспечивающих непрерывный водообмен между океаном и сушей и протекающих с более или менее постоянной последовательностью и скоростью. Циклы, взаи-

61

модействуя между собой, образуют подвижную ажурную сеть взаимосвязи всех типов вод, определяющую их единство, которое первым гениально обосновал В.И. Вернадский.

3.2. КЛИМАТИЧЕСКИЙ (ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ)

КРУГОВОРОТ ВОДЫ

Одно из главных свойств воды на поверхности земли, к которому мы привыкли, — это способность воды изменять в термодинамических условиях земной коры свое фазовое состояние. Постоянный приток большого количества лучистой энергии вызывает на поверхности земли испарение огромных масс воды, что ведет к снабжению атмосферы влагой. Естественно, испарение протекает интенсивнее в теплых экваториальных районах и уменьшается к полюсам. Оно усиливается на ветру, уменьшается при увеличении солености воды. Большую роль играет растительность в испарении воды: часто мощные деревья тропического леса с полным основанием сравнивают с гигантскими насосами, перекачивающими влагу из почвы в атмосферу. Например, подсчитано, что австралийский эвкалипт при благоприятных условиях ежедневно перекачивает до 1,5 ц воды. И даже береза в умеренных широтах испаряет ежегодно 7 тыс. л. воды. Но, конечно, главным поставщиком влаги в атмосферу является океан из-за его огромных размеров.

Попав в атмосферу, вода вместе с воздухом вовлекается в сложную систему воздушных течений. В определенных условиях пар начинает конденсироваться, собираться в капли воды, которые падают на землю в виде дождя или снега, а на охлажденных участках — и в виде так называемых "горизонтальных осадков": инея, изморози, росы. Количество выпадающих осадков и их форма также зависят от конкретных географических условий: удаленности от берега моря, высоты местности, положения поднятий рельефа относительно воздушных течений, приносящих влагу, и многих других факторов.

Большая часть атмосферных осадков, выпадающих на материки, под влиянием силы тяжести, группируясь в струйки, ручьи и реки, стекает снова в океан, замыкая цикл кругооборота (рис. 3.1). Так совершается одно из наиболее могучих явлений природы, определяющих в итоге климат, а значит, и лик Земли в целом. При этом интенсивность и масштабы этого явления целиком определяются количеством солнечной энергии, поступающей на Землю, которая через сложный механизм движения водных масс определяет климат того или иного участка Земли. Поэтому этот круговорот воды называют климатическим.

В результате климатического кругооборота непрерывно восполняются запасы подземных вод. Дело в том, что на земной поверхности происходит разделение выпавших атмосферных осадков (X)

62

Рис. 3.1. Схема климатического круговорота воды: 1 — атмосферные осадки; 2-3 — сток (2 — поверхностный, 3 — под-земный); 4 — испарение. Числа на рисунке — значения соответствующих элементов Мирового водного баланса: без скобок — в км3 , в скобках — в мм [10]

на три составные части: одна часть этих осадков (V1) тут же снова испаряется в атмосферу, вторая часть,

стекающая по поверхности земли в сторону Мирового океана, образует поверхностный сток (V2), и, наконец, третья часть проникает через почву в горные породы, образуя подземный сток (V3). Следовательно,

X = V1 +V2+V3 (3.1)

Соотношение между выделенными тремя составляющими различно и зависит от конкретных природных условий: характера рельефа, типа горных пород, их пористости и трещиноватости, температуры воздуха, характера растительности и т.д. Так, для европейской части бывшего СССР Г.В. Богомолов [1] приводит следующие величины инфильтрации атмосферных осадков (в % от количества годовых осадков): лѐссовидные породы — 15-20, глины и суглинки — 10-12, песчаные породы — 22-28, трещиноватые породы — 35-45, закарстованные породы — 50-60. В Голландии инфильтрация в дюнных песках, лишенных растительности, достигала 700 мм/год (83% от осадков), покрытых растительностью — 48-52%. Ж. Друен для центральной части Франции величину инфильтрации для альб-ских песков принимает равной 20% от осадков, а для районов горной части Алжира для тех же пород — 10%. По нашим наблюдениям, инфильтрация во влажных тропических странах в пористых латеритах достигает 65%.

Скорость движения воды в горных породах значительно меньше ее скорости в открытых водотоках, что, естественно, приводит к тому, что воды поверхностного стока участвуют в круговороте значительно чаще, чем воды подземного стока. При этом чем на большую глубину погрузилась вода, тем медленнее она движется в горных породах. Но рано или поздно эта вода снова появляется на поверхности Земли и участвует в климатическом круговороте.

63

При этом разгрузка вод подземного стока, т.е. выход их на поверхность Земли, может происходить как выше уровня Мирового океана, так и ниже его. Так, например, разгрузка подземных вод известна на дне Средиземного моря у берегов Ливана, где родники пресных вод обнаружены в 17 местах. Крупнейший родник "Шека" находится на расстоянии километра от берега. Каждую секунду он дает 50 м

3 пресной воды.

В климатическом круговороте участвует огромное количество воды. Всего в атмосфере содержится около 14 000 км

3 воды — в 11,6 раза больше, чем в

реках. И объем этот полностью меняется примерно каждые 10 сут — 36 раз в год. Объем всех речных вод на Земле — около 1200 км

3 — полностью

меняется примерно за 12 сут в среднем 32 раза в год. Значительно дольше задерживаются воды озер, болот. С малой скоростью идет обмен воды в ледниках, но еще медленнее, конечно, происходит круговорот подземных вод, продолжительность которого изменяется от 330 до 10 000 лет (и это в зоне активного водообмена), составляя в среднем 5000 лет (см. табл. 1.1). Тем не менее, все это звенья одного взаимосвязанного круговорота, состоящего из трех основных циклов: атмосферного, собственно гидрологического и подземного.

Значение климатического круговорота в создании всего окружающего нас мира настолько велико, что его невозможно переоценить. Давайте представим себе, что было бы, если бы этого круговорота не существовало. В этом случае уровень воды на Земле установился бы на одной отметке в океанах и на континентах. Вся вода стала бы соленой. Исчезли бы реки, родники, озера. Уровень воды на континентах был бы только чуть выше современной отметки Мирового океана, т.е. мощность зоны аэрации резко возросла бы, глубина залегания воды тоже. Прекратилось бы движение воды, исчезли бы практически все известные ландшафты на земле. Континенты превратились бы в пустыню, не стало бы плодородных земель. Жизнь в этих условиях стала бы невозможной.

Климатический круговорот обеспечивает прежде всего непрерывное движение воды в порах горных пород и реках, создавая кровеносную систему Земли, проникающую во все малейшие пустоты планеты. Как известно, движение — это жизнь. Именно в этом движении начало и развитие всей геологической истории Земли, обеспечившей возникновение и становление жизни на нашей планете, а также, по выражению академика В.И. Вернадского, "ход самых грандиозных геологических процессов".

Движение как философское понятие в данном случае предстает в конкретной форме геологических процессов и явлений. Важнейшими результатами климатического круговорота, как следствие непрерывного движения, являются следующие.

1. Формирование ветви пресных вод на Земле или, точнее, обеспечение материков пресной водой, необходимой для жизни человека и многих, разновидностей животных и растений.

64

2. Поддержание на континентах более высоких относительно океана

уровней подземных вод, обеспечивающих непрерывность подземного и поверхностного стоков. Высокие уровни воды — основа развития всего живого на континентах.

3. Строгую направленность движения воды от горных сооружений (водоразделов) к бассейнам стока и в конечном итоге возвращение воды в океан.

4. Формирование разнообразного водообмена и водообменных зон на континентах и шельфовой зоне океанов, определяющих разнообразие ландшафтов. Водообмен выступает одной из наиболее фундаментальных характеристик окружающего нас мира, определяющих через степень увлажнения направленность развития большей части геологических и биологических процессов.

5. Возобновляемость запасов воды на континентах, определившая их неисчерпаемость в геологической истории Земли и особую уникальность воды как полезного ископаемого.

6. Физическое и химическое преобразование (гидрогенез) огромной массы горных пород на континентах, обеспечивающее возникновение принципиально новых минеральных образований, положивших начало многообразию в неживой природе.

7. Перенос солей и разрушаемых горных пород с континентов в моря и океаны, что обеспечивает наряду с другими явлениями геологический круговорот вещества в земной коре, а также эволюционное геохимическое развитие океана.

8. Строго направленное эволюционное развитие системы вода — порода — газ на ранних этапах геологической истории Земли, многократно усложненное появлением позже органического вещества и деятельностью человека в современную геологическую эпоху.

Рассмотрим более подробно некоторые количественные стороны климатического круговорота, определяющие питание и распространение подземных вод.

3.2.1. Водный баланс территории

Количественное выражение процесса климатического круговорота воды и его отдельных звеньев может быть охарактеризовано с помощью водного баланса. Водный баланс какой-либо территории, т.е. накопление и расходование воды в ее пределах за те или иные интервалы времени, зависит от климатических факторов и характера подстилающей поверхности. Соотношение элементов водного баланса — осадков, испарения, поверхностного и подземного стоков в определенных физико-географических условиях для многолетнего периода в среднем является практически постоянным и определяет средние расходы рек и водные ресурсы конкретного региона.

Закономерность изменения запасов вод обычно выражается уравнением водного баланса. В общем случае это уравнение для любой территории за любой промежуток времени имеет следующий вид:

65

X + К + Y1 - Y2 - Z ± W1 ± W2 + U1 - U2 = 0, ( 3.2)

где X — количество осадков: К — конденсация влаги; Y1 — приток речных вод из других районов; Y2 — сток рек за пределы рассматриваемой территории (включая водозабор); Z — испарение; W1 — изменение запасов подземных вод; W2 — изменение влагозапасов на поверхности водосбора; U1 — приток подземных вод из смежных районов; U2 — сток подземных вод в соседние районы ниже уровня дренирования их речными руслами.

В практических целях некоторые члены указанного уравнения объединяются или приравниваются к нулю. Например, вследствие практических затруднений определения конденсации эта составляющая водного баланса условно учитывается вместе с осадками или испарением. Приток речных вод при расчете водного баланса водосбора реки от ее истока до какого-либо створа равен нулю. Величины аккумуляции влаги W1 и W2, а для достаточно больших бассейнов также и подземного водообмена U1 и U2 в многолетнем периоде почти уравновешиваются. Поэтому на практике при расчете среднего многолетнего баланса какой-либо территории используется уравнение

X + Y1 – Y2 - Z + U1 – U1 = 01 , (3.3)

а для всего водосбора реки или всего бассейна моря — уравнение вида

X - Y2 - Z + U1 - U2 = 0. (3.4)

На основании приведенных формул был рассчитан водный баланс территории бывшего СССР по многолетним данным, накопленным Гидрометслужбой, а также всего земного шара [10]. Эти данные показали, что ежегодное испарение с океана составляет 452 600 км

3 (см. рис. 3.1). Из этого объема большая часть

испарившейся воды, а именно, 411 600 км3, или 90,7%, возвращается в

океан. К оставшейся части (41 000 км3) добавляется испарение с континен-

тов (72 500 км3), которое и служит источником осадков на континенте в

объеме 113 500 км3. Таким образом, питание рек и подземных вод на всех

континентах обеспечивается объемом 41 000.км3, из которых 29 000 км

3

участвует в формировании поверхностного стока и 12 000 км3 (29,3%.) —

подземного. Таковы масштабы подземной составляющей климатического круговорота.

3.2.2. Подземный и поверхностный стоки

Как показано выше, в результате климатического круговорота формируются поверхностный и подземный стоки, сумма которых составляет общий сток той или иной территории. Величину стока определяют путем замеров расходов рек, под которыми понимается количество воды, протекающее в единицу времени через поперечное сечение русла реки. Основными характеристиками

66

стока являются коэффициент стока, модуль стока и норма стока. Коэффициентом стока R называется отношение стока h за определенный период к количеству выпавших за этот же период осадков X в бассейне реки:

R = h/X. (3.5)

Модулем стока (М) называется количество воды Q, стекающее в единицу времени с 1 км

2 водосборной площади бассейна реки F:

М = Q/F. (3.6)

Нормой стока h0 называется среднеарифметическая величина стока за длительный период наблюдений (п лет):

h0=h/n (3.7)

Питание рек складывается из поверхностного и подземного стоков. Поверхностное питание рек делится на дождевое, снеговое, ледниковое и смешанное.

Дождевое питание характерно для рек умеренного и влажного тропического климата и отличается значительными колебаниями в зависимости от характера распределения атмосферных осадков в течение года.

Снеговое питание наиболее выражено в районах с устойчивым снеговым покровом, что характерно для северных и средних широт. Для большинства равнинных рек европейской части России сток за счет снегового питания составляет свыше 50% от суммы годового.

Ледниковое питание обусловлено таянием ледников в высокогорных районах в летнее время. Оно характерно для рек Кавказа, Сибири и особенно Средней Азии.

Как правило, реки имеют смешанное питание, так как в чистом виде ни одно из указанных видов питания обычно не встречается.

Подземное питание реки получают в результате дренирования водоносных горизонтов, которые они пересекают. Летом, как правило, реки имеют поверхностное и подземное питание, а зимой большинство рек имеет только подземное питание. При этом последнее подразделяется на грунтовое и артезианское. Грунтовое питание, в свою очередь, подразделяется на сезонное и постоянное, а артезианское — на открытый и закрытый артезианские стоки. Для районов развития многолетней мерзлоты выделен мерзлотный тип подземного питания рек, а для районов молодого вулканизма — гейзерный.

Б.И. Куделиным [7] установлено также отрицательное подземное питание рек, т.е. потери речного стока на питание подземных вод, которое может носить временный (сезонный) или постоянный характер.

Основными факторами, определяющими количественные взаимоотношения поверхностного и подземного стоков, являются: климатические, геоморфологические,

67

почвенно-геологические, характер растительности и искусственные (техногенные).

Климатические факторы являются наиболее важными: нет осадков — нет стока. В засушливых районах, где осадков выпадает очень мало, имеет место незначительный сток. Так, например, коэффициент стока для территории бассейна Баренцева моря составляет 0,48 (толщина слоя стекающей воды 341 мм), а для бассейна Каспийского моря — лишь 0,21 (толщина слоя стекающей воды 102 мм). В среднем для территории бывшего СССР эта величина составляет 0,37.

Различные виды осадков обусловливают различный характер стока. Продолжительные, небольшой интенсивности обложные дожди, а также кратковременные дожди способствуют лучшей инфильтрации атмосферных осадков, а следовательно, и увеличению подземного стока. Сильные дожди и ливни вызывают значительный поверхностный сток. Этому же способствует таяние весной снегового покрова, что приводит к возникновению бурных паводков на реках.

Геоморфологические факторы (рельеф, форма и размеры бассейна) определяют не только интенсивность общего стока, но и его вид. Сильно расчлененный горный рельеф способствует в количественном отношении увеличению не только поверхностного, но и подземного стока (рис. 3.2). Однако величина поверхностного стока в горных районах растет быстрее, чем подземного, что ведет к некоторому уменьшению доли последнего в этик условиях по сравнению с первым. Так, по данным Б.И. Куделина, для горных районов Урала подземный сток составляет 10-30% от общего речного стока, а для равнинных районов Западной Сибири - 30-50%.

Почвенно-геологические факторы регулируют характер стока, главным образом, через водопроницаемость пород зоны аэрации. Чем больше атмосферных осадков просачивается, образуя подземные воды, тем меньше, поверхностный сток. Так, например, в бассейне оз. Севан (Армения), расположенного в области трещиноватых андезито-базальтовых лав, большой процент стока приходится на подземный. В ряде карстовых районов происходит почти полное поглощение поверхностных вод с образованием преимущественно подземного стока.

Растительность задерживает поверхностный сток и способствует инфильтрации воды, замедляет таяние снега до 20-30 дней, что также способствует формированию подземного стока. Лесная почва имеет более рыхлую структуру и способствует проникновению воды в почву. С целью уменьшения поверхностного стока в сухих районах создают лесные полосы. Вырубая лес, человек, наоборот, уменьшает подземный сток.

Искусственные факторы, связанные с агротехническими мероприятиями, возведением гидротехнических сооружений, созданием искусственных водохранилищ и другой деятельностью человека,

68

Рис. 3.2. Графики зависимости полного R, поверхностного S и подземного U стоков рек Алтая от высоты над уровнем моря Н и схема расположения районов, для которых они построены [10]

69

приводят к нарушению естественного режима подземных и повер-хностных вод, а следовательно, к изменению характера стока. Так, создание крупных водохранилищ замедляет общий сток и уменьшает его выше водохранилища, ниже — увеличивает. При, этом возможно как увеличение, так и уменьшение величины подземного стока.

Взаимоотношение и соотношение между подземным и поверхностным стоками можно видеть на рис.3.3 и в т абл. 3.1.

Таблица 3.1

Соотношение полного, подземного и поверхностного стоков [10]

Элемент Европа Азия Африка Северная

Америка*

Южная

Америка* Австралия**

Вся

су ша***

Территория

быв .

СССР

Площадь, млн.км2 9,8 45, 0 30, 3 20, 7 17, 8 8,7 132,3 22, 4

Осадки, мм 734 726 686 670 1648 736 834 500

Реч ной с ток, мм:

полный 319 293 139 287 583 226 294 198

подземный 109 76 48 84 210 54 90 46

поверхнос тный 210 217 91 203 378 172 204 152

Валовое у влажнение,

мм 524 509 595 467 1275 564 630 348

Испарение, мм 415 433 547 383 1065 510 540 300

Подземный с ток,%от

полного 34 26 35 32 36 24 31 25

Коэ ффициент

питания

рек подземными

водами 0,21 0,15 0,08 0,18 0,16 0,10 0,14 0,13

Коэ ффициент стока 0,43 0,40 0,23 0,31 0,35 0,31 0,36 0,40

* Исключ ая Канадский архипелаг, но включ ая Ц ентральну ю Америку .

** Включая Тасманию, Нову ю Гвинею и Нову ю Зеландию.

*** Исключ ая Антарктиду , Гренландию и Канадс кий арх ипелаг.

Нетрудно установить, что из всего объема выпадающих осадков в суммарном стоке участвует от 23 (Африка) до 43%. (Европа). Из этого количества на подземный сток приходится от 48 (Африка) до 210 мм слоя осадков (Южная Америка), или 24-36% суммарного речного стока.

70

Рис. 3.3 . Схема взаимосвязи подземных и поверхностных вод. По В.А.

Кирюхину и Н.И. Тол стихину: 1 — аллювиаль ные отложения ; 2 — отложения речной террасы; 3 — глины; 4 — пески: 5 — уровни подземных вод (а — аллювиаль ных отложений, б — р ечной терр асы, в — в песках, г — напор ных вод); 6 — перелив воды из одного горизонта в другой; 7 — области питания атмосферными осадками; 8 — родники (а — нисходящий, б — восходящий); 9 — зона взаимосвязи поверхностных и подземных вод. Области: I — питания; // — тр анзита: /// — напорных вод; IV — закрытой разгрузки; V — открытой разгрузки; VI — смешанного питания

3.2.3. Естественные ресурсы подземных вод

Рассмотренные выше механизмы формирования стока позволяют сформировать представление об естественных ресурсах подземных вод, под которыми понимается обеспеченный питанием их приток или отток на конкретной территории. Естественные ресурсы характеризуют естественную производительность (расход) водоносных горизонтов или величину питания подземных вод. Естественные ресурсы возникают и непрерывно возобновляются в процессе общего круговорота влаги на Земле.

Под региональной оценкой естественных ресурсов подземных вод понимается их определение для значительных территорий, например, в пределах целого бассейна подземных вод или достаточно крупной его части. При этом естественные ресурсы выражаются модулем или слоем подземного стока. Первый характеризует расход подземного стока в литрах в секунду (л/с) с 1 км

2, а второй — количество воды за отрезок времени, выраженное

в виде слоя, равномерно распределенного на площади (обычно мм/год). Подземный сток также характеризуется

71

относительными величинами: коэффициентом подземного стока и коэффициентом подземного питания рек.

Под коэффициентом подземного стока понимается отношение величины подземного стока к величине атмосферных осадков, выпадающих за тот же период времени, а под коэффициентом подземного питания рек понимается отношение величины подземного стока к величине общего речного стока в процентах или долях единицы, показывающее участие подземного стока в формировании общего речного стока.

Для территории бывшего СССР под руководством Б.И. Куде-лина составлены карты подземного стока в масштабе 1:5 000 000 (рис. 3.4), которые показывают, что подземный сток колеблется от 0,01 до 10 л/с с 1 км

2 и зависит от трех основных факторов: климата, рельефа и структурно-

геологических условий территории. Все указанные факторы действуют не изолированно, а в тесной взаимосвязи. Величина подземного стока является таким образом некоторой обобщенной интегральной количественной характеристикой весьма сложного природного явления, объединяющего процессы питания, движения и разгрузки подземных вод. Влияние климата придает подземному стоку черты ярко выраженной широтной зональности. Так, величина модулей подземного стока в пределах европейской части бывшего СССР закономерно уменьшается с СЗ на ЮВ от 4-6 л/с в районах Прибалтики до долей единицы в степях южных районов России и Украины. Количество атмосферных осадков изменяется в этом же направлении от 600-700 мм/год до 300-400. В Западной Сибири модули подземного стока изменяются от 2,5-3,0 л/с в районах Обской губы до 0,3-0,5 в Северном Казахстане, Барабинской и Кулундинской степях. В районах г. Томска подземный сток составляет 1-2 л/с с 1 км

2 (рис. 3.4.).

Наибольшие значения подземного стока характерны для экваториального климата. Так, на юго-западе Западной Африки подземный сток достигает 20 л/с с 1 км

2, а по нашим данным, даже 35, в бассейне Амазонки 15, Индонезии 28, а на

Филиппинах даже 45 л/с с 1 км2. В условиях субтропического климата модуль

подземного стока в ряде случаев также достигает 15 л/с (Средиземноморское побережье, Япония, Индия, Чили, Мексика и др.) [10].

Рельеф местности оказывает сильное влияние на формирование подземного стока и придает ему черты вертикальной зональности. Более глубокая эрозийная расчлененность местности, густота речной сети, большие уклоны поверхности Земли и зеркала грунтовых вод в пределах горных сооружений, как правило, вызывают интенсификацию подземного стока по сравнению с окружающими равнинами. Увеличение модулей подземного стока с высотой местности наблюдается в пределах горных сооружений Кавказа, Крыма, Карпат, Тянь-Шаня и др. Так, на Кавказе, на высоте 800-900 м, модули подземного стока составляют 1-5, а на высоте 3000 м — 10-12 л/с с 1 км

2.

72

73

Влияние гидрогеологического фактора на формирование подземного стока резче всего заметно в районах развития карстующихся пород. Примером этому может служить Урал, западные склоны которого сложены сильно карстующимися породами (известняками) и где модули подземного стока достигают 10-12 л/с (бассейн рек Щугора, Вишеры, Косьвы), тогда как в соседних бассейнах, где отсутствует карст, эти модули не превышают 3-4 л/с с 1 км

2. То же самое наблюдается в Крыму, на Средней Волге, Тиманском

кряже и других местах. Большое влияние на формирование подземного стока оказывают

многолетнемерзлые породы. Там, где эти толщи развиты, коэффициент подземного питания рек, как правило, меньше 10%, тогда как в других районах он значительно выше.

По картам подземного стока были подсчитаны естественные ресурсы пресных подземных вод зоны интенсивного водообмена для 95% территории бывшего СССР, которые составили 32 924 м

3/с, или 1038 км

3/год, из них 24 041

м3/с приходится на азиатскую часть бывшего СССР. В целом подземный сток

для территории бывшего СССР составляет примерно 24% от общего речного стока [7].

Наиболее богата водными ресурсами (в удельном выражении на единицу площади) Южная Америка: полный речной и подземный стоки этого материка почти в 2 раза больше, чем в Европе, занимающей второе место по богатству водными ресурсами. Затем следуют Азия, Северная Америка и Африка. Наиболее слабо обеспечена речным стоком Австралия. По объему стока со всей площади континента наиболее богата водными ресурсами Азия. Ей уступают Южная Америка, Европа и Австралия.

Необходимо, однако, иметь в виду, что все приведенные данные получены методом расчленения гидрографа и поэтому не учитывают стока, который, минуя реки, направляется непосредственно в эпиконтинентальные моря и океан. Последний, по ориентировочным подсчетам Р.Л. Нейса, составляет для всего земного шара 7 тыс. м

3/с, или 224 км

3/год, из 2397 км

3/год всего

объема подземного стока в моря и океаны [4]. Определение величины подземного стока в моря — одна из важнейших задач гидрогеологии на ближайшую перспективу.

Таким образом, гидрогеологический круговорот воды, охватывая верхнюю часть земной коры, приводит к формированию огромных масс подземных пресных вод, распределенных на относительно небольших глубинах. В то же время часть воды этого круговорота по зонам глубинных разломов и хорошо проницаемым горным породам проникает на большие глубины, нагревается и дает начало образованию разнообразных по составу термальных вод, широко развитых в горноскладчатых областях, например, в Прибалтике, Забайкалье, Кавказе, Тянь-Шане и т.д. Область действия этого круговорота совпадает с зоной гидростатических напоров и изменяется в геологическом аспекте времени. Определяющей чертой его является сво-

74

бодная фильтрация воды через горные породы от областей с большим напором к областям с меньшим напором, как правило, от горных сооружений к предгорным, из континентов к морям и океанам. Кроме естественных ресурсов различают также естественные запасы подземных вод, под которыми понимают объем свободных, (гравитационных) вод в конкретном водоносном горизонте, комплексе или бассейне. В отличие от естественных ресурсов, которые характеризуют количество воды, проходящее через поперечное сечение водоносного горизонта в единицу времени (м

3/с,

л/с, м3/сут и т.д.), запасы определяются объемом водоносного комплекса и

водоотдачей его горных пород, и измеряются они в объемных единицах (м3,

км3). Соответственно первые еще называют динамическими ресурсами

(динамика — движение), а вторые — статическими (статика — покой). По своему смыслу термин "запасы" отражает объем воды в геологическом теле, а термин "ресурсы" — расход воды, протекающий через это тело.

3.2.4 Интенсивность водообмена и режим подземных вод

Итак, через любую емкость горных пород постоянно просачивается определенное количество воды Q. Одновременно эта же емкость (горизонт, пора, комплекс, бассейн) содержит определенный объем воды V, который непрерывно обновляется с той или иной скоростью. Следовательно, можно вычислить время Т, необходимое для того, чтобы весь первоначальный объем воды V сменился на равный объем новой воды. Оно равно:

Т = V/Q. (3.8)

Полученное время в гидрогеологии принято называть временем водообмена, а величину, обратную этому времени ω, — интенсивностью водообмена.

Несмотря на условность введенных понятий, обусловленную тем, что не все виды и типы воды даже в одном горизонте обменива ются с одинаковой скоростью, эти понятия получили широкое распространение, так как они по своей сущности отражают фундаментальные свойства подземной гидросферы к непрерывному обмену, который реализует возможности развития многих геологических и биологических процессов.

По интенсивности водообмена в гидрогеологии, начиная с работ Н.К. Игнатовича, выделяют три гидродинамические зоны, играющие важную роль в развитии разнообразных геологических процессов.

1. Верхняя зона — зона активного водообмена — находится в сфере влияния эрозионного вреза местной гидрографической сети, интенсивного дренажа и воздействия современных климатических факторов. Поэтому характеризуется наиболее интенсивным подземным стоком и непостоянным режимом. Мощность верхней зоны зависит от структурных особенностей района: она

75

максимальна в горных (складчатых) районах и минимальна в платформенных. В первом случае это 500-1000 м, во втором — десятки, реже первые сотни метров. Для этой зоны характерны сроки однократного водообмена — от нескольких десятков лет (горноскладчатые области) до сотен и тысяч лет (платформенные области).

2. Средняя зона — зона замедленного водообмена — промежу- точная — это зона, где значение эрозионного вреза уменьшается, дренаж затруднен. В соответствии с этим уменьшается и величина подземного стока, а режим вод становится более постоянным. Эта зона наблюдается в глубоких частях горных сооружений и в пе- реходных районах от горных сооружений к платформенным учас- ткам. Нижнюю ее границу часто проводят по уровню Мирового океана. Сроки водообмена в этой зоне возрастают до десятков и сотен тысяч лет.

3. Нижняя зона — затрудненного водообмена — располагается ниже уровня Мирового океана и не подвержена влиянию климати- ческих факторов. Поэтому режим подземных вод в ней постоянен, подземный сток минимален и в практическом смысле незначителен. Эта зона наблюдается в глубоких впадинах, характерных для плат форменных участков. Интенсивность водообмена изучена слабо, время водообмена возрастает до единиц, десятков и даже, вероятно, сотен миллионов лет.

Следовательно, в самом общем виде с глубиной по мере увеличения времени водообмена меняются характер режима подземных вод, интенсивность подземного стока и гидродинамическая обстановка. Распространение той или иной зоны тесно связано с геолого-структурными особенностями региона, историей его развития. Поэтому эти стороны нельзя отрывать друг от друга, а необходимо рассматривать вместе. Большая заслуга в обосновании учения о вертикальной гидродинамической тональности принадлежит русским ученым Б.Л. Личкову, Н.К. Игнатовичу, Ф.А. Макаренко, И.К. Зайцеву и др.

С учением об интенсивности водообмена тесно связано учение о режиме подземных вод, под которым понимается изменение их уровня, температуры, химического состава и расхода во времени и пространстве под влиянием естественных и искусственных факторов. Основные изменения, которым подвержены подземные воды, следующие.

1. Эпизодические, связанные с изменением кратковременных явлений природы: выпадением осадков, таянием снега, изменением температуры и т.д.

2. Суточные, связанные с изменением температуры и влажности в течение суток.

3. Сезонные, наиболее закономерные, обусловленные изменением температуры, количества осадков, величины испарения и т.д. по сезонам года.

76

4. Годовые, обусловленные количественными различиями в метеорологическом режиме в различные годы: например, сухие и влажные, теплые и холодные годы.

5. Многолетние, связанные со многими причинами. Одной из таких наиболее вероятных причин является изменение солнечной активности. Известно, что активность на солнце не постоянна и подвержена периодическим колебаниям с периодами 11 лет, 22 года, 100 лет и др. Это изменение активности солнца сказывается на многочисленных явлениях на Земле. В частности, Н.А. Кенесарин установил, что уровень колебаний грунтовых вод в Средней Азии имеет период колебаний 11 лет. Этот факт им связывается с деятельностью Солнца. Это весьма важно для понимания направленности многих гидрогеологических процессов [6].

6. Геологические, связанные с изменением физико-географических условий на Земле, происходящие в течение геологического времени, с перемещением бассейна реки, изменением соотношений горных и равнинных областей, климатических условий и т.д.

Среди геологических факторов особая роль принадлежит истории развития геологической структуры, которая определяет не только интенсивность водообмена, но и направление процессов формирования подземных вод того или иного района, а следовательно, и тип их режима (см. раздел 6.1).

3.2.5 Круговорот воды и проблемы экологии

Как было сказано выше, климатический круговорот воды определяет наиболее важные предпосылки существования и развития жизни на Земле. К сожалению, человек, став геологической силой, стал воздействовать на окружающую среду глобально. Вследствие этого уже началась трансформация круговорота воды, пока не только не оцененная количественно, но и даже не осознанная человечеством.

Техногенное воздействие на круговорот воды осуществляется через все его основные звенья: океан, атмосферу, речной и подземный стоки. Океан, став для людей главнейшей "дорогой" нашей планеты, непрерывно подвергается загрязнению, которое изменяет масштабы испарения воды с его поверхности и тем самым подрывает "фундамент" климатического круговорота воды. Особенно опасны в этом плане разливы нефти, происходящие при катастрофах гигантских танкеров. Ведь стоит покрыть всю поверхность океана нефтью, как испарение с него практически прекратится и круговорот воды, как явление со всеми вытекающими отсюда последствиями, исчезнет.

Воздействие на круговорот воды особенно интенсивно осуществляется через атмосферу, в которую выбрасывается только аэрозолей промышленного производства 2,96·10

8 т/год. Если к этому добавить, что ежегодно сжигается

около 3 млрд. т нефти и почти столько же угля, то станет ясно, что атмосфера подвергается

77

неимоверно огромному техногенному прессу. Большое воздействие на атмосферу оказали испытания атомного оружия, о чем можно судить по резкому увеличению в ней разнообразных радионуклидов и, в частности, трития — сверхтяжелого изотопа водорода (рис. 3.5). Попадающие в атмосферу загрязнения воздействуют на

Рис. 3.5. Изме не ние

конце нтрации трития в атмосфе рных осадках (1) и речной воде Оттавы (2) в пе риод 1953—1969 гг.

78

содержание и строение мельчайших частиц, влияющих на темпы и масштабы конденсационных процессов, а значит, и на интенсивность и количество выпадающих атмосферных осадков. О масштабах таких процессов можно косвенно судить по образованию кислотных дождей — этому глобальному явлению, возникшему во второй половине XX в. [5].

При взаимодействии диоксида серы и оксидов азота с водяными парами атмосферы образуются кислоты, что ведет к резкому уменьшению рН дождей (рис. З.б). Выпадение кислотных дождей стало широко распространенным явлением, захватывающим крупные регионы и приводящим к понижению рН окружающей среды, что влияет на рост лесов, качество почв, рН воды и т.д.

Не меньшее воздействие на круговорот воды оказывается и на поверхности земли. Создание многочисленных водохранилищ, вырубка лесов, распахивание почв, разработка полезных ископаемых, мелиоративные работы, переброска рек, рост городов — все это резко меняет фильтрационные свойства горных пород, степень и масштабы испарения воды, ведет к перераспределению стока, меняет соотношение между поверхностной и подземной его составляющими. В конечном счете это ведет к изменению интенсивности водообмена на конкретном участке территории, а значит, и к изменению ее ландшафтных особенностей.

К сожалению, масштабы изменения человеком разных аспектов климатического круговорота пока практически не изучались, и они не оценены в должной мере. Это задача ближайшего будущего. Однако экологический вред уже сегодня очевиден: обмелели многие реки, но подтоплены города, загрязнены поверхностные воды и атмосфера, катастрофически загрязняются подземные воды, моря и океаны. Проблема чистой воды стала одной из наиболее острых на земном шаре. Именно по этой причине ООН объявляла 1981-1990 гг. десятилетием чистой воды и улучшения санитарных условий.Однако

Рис. 3.6. Рост кислотности дождей в Скандинавии [5]: 1 — Осло, Норвегия; 2 — поб ережье Ботнического залива, Шве ция; 3 — среднее

79

надо четко осознавать, что многие экологические проблемы, включая проблему чистой воды, не могут быть решены без прекращения глобального воздействия на климатический круговорот воды.

3.3. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ КРУГОВОРОТ ВОДЫ

Геологический круговорот воды в земной_ коре в отличие от климатического обусловлен непрерывным движением отдельных ее участков в вертикальном и горизонтальном направлениях в связи с общей тектонической жизнью Земли. Начало этого круговорота связано с бассейнами осадконакопления на стадии формирования геосинклинального прогиба. В начальный этап структурного развития происходит накопление огромных толщ осадочных пород, пре-имущественно морского происхождения. В них захороняется большое количество седиментационных вод.

Свежесформированный осадок в бассейнах седиментации пред-ставляет собой в подавляющем большинстве случаев "рыхлое или текучее тело, резко обводненное, богатое микроорганизмами и состоящее из весьма разнородного химико-минералогического материала, частью твердого, частью жидкого и газообразного" [19]. Важнейшей чертой этого осадка является наличие большого количества воды, достигающего в ряде случаев 100% и более. Так, по данным Н.В. Тагеевой и М.М. Тихомировой, средняя естественная влажность и количество свободной воды в современных донных осадках Северного Каспия составляют соответственно 71,4 и 66,7%, максимальные же их значения достигают 140 и 122%. Средняя естественная влажность осадков Гренландского моря составляет 55,7%, а осадков Северного Ледовитого океана — 69,9%.

По мере того, как происходит погружение зоны осадконакопле ния в результате давления перекрывающих слоев и уплотнения илов, ведущего к превращению их в породы, содержание воды в илах начинает уменьшаться. Уплотнению подвергаются и образующиеся из илов глины вплоть до превращения их в сланцы. При этом идет снижение пористости и выжимание воды. Последнее особенно характерно для глинистых осадков.

Уже на первых сотнях метров пористость глинистых осадков интенсивно уменьшается, и они теряют значительное количество свободной воды. При дальнейшем погружении скорость уплотнения глин и водоотдача из них уменьшаются. Так, по данным Н.Б. Вассоевича, пористость глин на глубине 400-500 м составляет 35-40%, на глубине 2000 м — уже примерно 20%, а на глубине 3000 м — меньше 10%. Общую картину уменьшения пористости глин с глубиной можно видеть на рис. 3.7.

Пористость песчаных и карбонатных пород с глубиной уменьша ется значительно медленнее, чем глинистых (рис. 3.8), хотя детали этой зависимости в каждом бассейне различны и зависят от температурных условий, механических

80

Рис. 3.7. Измене ние пористос- Рис. 3.8. Обобщенная диаграм- ти п глин (1-5) и пе счаников ма изменения пористости по- (6) с глубиной Н. род с глубиной. По Г.Ю. Ва- Данные: 1 - Л.Ф. Эти; 2 - луконису и А.Е. Ход ькову: Б.К. Прошлякова; 3 – Х.Л.

Хедберга; 1 – глины; 2 – песчаники 4 –

Н.Б.Вассо евича; 5 - Г. Диккинсона; 6 — Х.Д. Клемма

напряжений, масштабов разрушения и преобразования пород водой, их возраста, литологического состава и т.д. По А.Е. Гуревичу, уменьшение пористости с глубиной носит либо логарифмический —

п = п 0 - а lnbH , (3.9)

либо экспоненциальный характер —

п = п о е- с Н

, (3.10)

где п — пористость породы на глубине Н; п0 — начальная пористость; a, b и с — числовые коэффициенты, определяемые при статистической обработке фактического материала. Несмотря на то, что пористость горных пород с глубиной неуклонно уменьшается, но даже на значительных глубинах (6-10 км) встречаются зоны с высокой пористостью и проницаемостью. Это, в частности, подтвердило бурение сверхглубокой Кольской скважины в России и глубоких нефтяных скважин в США.

Отжимаемая из иловых осадков вода сначала возвращается в водоем, где происходит осадконакопление. В дальнейшем она отжимается в коллекторские пласты, преимущественно песчаные, залегающие между уплотняемыми слоями глин. В песчаных пластах с

81

самого начала их образования тоже находится седиментационная вода, но она постепенно уступает место водам, выдавливаемым из глин, так как геостатическое давление, господствующее в уплотняющихся слоях глин, в 2 раза и более превышает гидростатическое давление, господствующее в практически несжимаемых песчаниках. Геостатическое давление в глинах, передаваясь на заключенные в них воды, создает в них давление, превышающее давление в коллекторах. В дальнейшем движение вод в водоносных горизонтах происходит в соответствии с гидравлическим уклоном, направленным от мест наибольшего прогибания и выжимания к местам относительно меньшего тектонического движения (рис. 3.9).

Основная часть свободных вод отжимается уже на первых сотнях метров погружения осадка, но на этом отжатие вод не прекращается, поскольку в дальнейшем в этот процесс включаются связанные воды вплоть до адсорбированных и кристаллизационных. Наибольшее внимание привлекают прежде всего межслоевые воды монтмориллонита, который содержит более 20% воды в связанном состоянии [11].

Как показали исследования американских ученых М.К. Пауэрса, Дж.Ф. Берста, Е.А. Перри, Дж. Хауера и др., выделение межпластовой воды происходит не равномерно, а связано с этапами иллитизации монтмориллонита, определяемыми литологическими особенностями горных пород, скоростью их погружения, геотемпературными условиями (рис. 3.10). Важно, что выделение межпластовой воды сопровождается глубокими структурными изменениями минерального состава глин. При этом их объем уменьшается, что соответствует формирующейся геодинамической обстановке, связанной с увеличением давления.

Рис. 3.9. Схе ма отжатия воды на дне моря: 1 — пески; 2 — глины; 3 — породы фундамента; 4 — направление отжатия воды

82

Рис. 3 .10 . Кривые отжатия свободной и

межслоевой воды из уплотняющихся глин: 1 — по Дж.Берсту; 2 — по Е.А. Перри и Дж.Хауеру. Стадии обезвоживания осадка: I — отжатие свободной воды; II — началь ная — отжатие 50% межслоевой воды на глубинах 2,0-2,7 км; III — промежуточная -отжатие еще 25% межслоевой воды на глубинах 3,0-3,5 км; IV — заключитель ная -отжатие последних 25% воды на глубинах свыше 3,5 км

Особенно интенсивно эти процессы протекают на глубинах 2-3 км, но продолжаются и

глубже. Выжимание седиментационных вод из глинистых пород происходит и на

глубинах свыше 3000 м, однако масштабы этого явления значительно уменьшаются, так как пористость глин на этих глубинах, как правило, менее 10%. Тем не менее значительное количество захороненных (седиментационных) вод в глинистых и песчаных породах .сохраняется и на глубинах 6-8 км [12].

Следовательно, первый этап геологического круговорота воды, связанный с захоронением осадков на большие глубины, может быть назван седиментационным. Его формирование происходит в условиях отжатия воды из захороняющихся горных пород, т.е. в условиях элизионного режима. В платформенных условиях это приводит к формированию большого количества седиментационных вод, которые после регрессии моря оказываются на суше и вовлекаются постепенно в климатический круговорот воды. Однако в силу плохой проницаемости пород эти процессы, особенно на значительных глу-бинах, совершаются крайне медленно, и поэтому в низах артезианских бассейнов платформенного типа часто встречаются седиментационные воды. Естественно, что при прочих равных условиях чем более древним является бассейн, тем больше вероятность его промывания седиментационными водами. Однако в реальных природных условиях отмеченная закономерность осложняется развитием структурных особенностей бассейнов, их размерами, соотношением областей питания и разгрузки, длительностью инфильтрационного и седиментаци-онного циклов, неотектоническими факторами и т.д.

В геосинклинальных условиях геологический круговорот воды седиментационным этапом не заканчивается, так как продолжающееся прогибание территории приводит к дальнейшему погружению осадочных пород и связанных с ними подземных вод, освобождаемых уже в процессе метаморфизма.

После уплотнения и полной литификации осадков оставшиеся в них поровые воды составляют еще 2-5% от их объема. Эти воды в виде свободных выделяются при попадании осадочных толщ в зону прогрессивного метаморфизма, который, сопровождаясь перекристаллизацией пород, приводит к выделению в свободную фазу не только поровых, но и всех их

83

кристаллизационных и конституционных разностей, входящих в состав глинистых минералов. При этом происходит не просто освобождение воды или дегидратация горных пород, но и их дегидроксилирование, т.е. выделение гидроксильной группы ОН

-, а также ионов водорода и кислорода, которые,

соединяясь, синтезируют молекулу воды. В этих условиях поэтому формируются вновь синтезированные, или возрожденные, воды. Синтез воды делает зону метаморфизма качественно новым этапом геологического круговорота, который предлагается называть метаморфогенным.

Количество воды, выделяющееся на метаморфогенном этапе, может достигать 15-25% весовых, так как на этом этапе из кристаллической решетки минералов выделяются конституционная и кристаллизационная вода. К этому необходимо добавить поровую воду, всегда присутствующую в том или ином количестве. Выделение воды при метаморфизме происходит медленно по мере перекристаллизации минералов, но этот процесс характерен практически для всех его этапов. Тем самым захороненная первоначально в осадочных отложениях вода в процессе метаморфизма постепенно полностью освобождается и занимает трещины и межгранулярные пространства горных пород, а также образует восходящие потоки к поверхности земли. Таким путем свободные воды по системе сообщающихся сосудов из зоны метаморфизма оказываются выведенными снова к дневной поверхности, тем самым замыкая геологический круговорот воды и создавая флюидные потоки из коровых (15-30 км) и мантийных недр земли, представление о которых развивает академик Ф.А. Летников [8].

Процессы метаморфизма в большинстве случаев связаны с резким изменением тектонического режима территории, когда опускание сменяется поднятием и регрессией моря. В это время создается горноскладчатая система. Процесс горообразования сопровождается раздроблением территории на отдельные части, возникновением магматических процессов с вулканическими проявлениями. Все эта приводит к тому, что погребенные седиментационные воды вступают в активное взаимодействие с глубинными растворами и газами магматического происхождения.

Расширяющиеся и углубляющиеся разломы земной коры, процессы магматической деятельности способствуют активной миграции захороненных вод среди различных пород и вовлечению их в сферу действия климатического круговорота. В этих условиях формируются разнообразные минеральные, газоносные, гидротермальные и другие воды. Подымающиеся и раскрывающиеся структуры подвергаются воздействию метеорных факторов, что еще усложняет гидрогеологические условия и способствует вовлечению глубинных вод в общий круговорот.

В дальнейшем, по Н.К. Игнатовичу, происходит дифференцированное развитие складчатой структуры, заключающееся:1) в возрастающем раскрывании ее центральных частей; 2) в более

84

интенсивном формировании прогибающихся предгорных впадин; 3) в посте-пенной последующей консолидации структурных элементов, в "старении" всей складчатой системы. В результате, этого трещины, идущие на значительную глубину, закрываются. Магматические процессы постепенно замирают. Отдельные части структуры развиваются различно.

Геологический круговорот воды, в отличие от климатического, совершается в различных термодинамических оболочках земной коры, поэтому академик В.И. Вернадский отождествлял его с первичными круговыми процессами земной коры. С развиваемых позиций полный геологический круговорот воды складывается из трех этапов: седиментационного, метаморфогенного и магматического, каждый из которых в определенном смысле носит самостоятельный характер. В то же время все они являются частью более общего круговорота, играющего важнейшую роль в земной коре (рис. 3.11).

Геологический круговорот воды, хотя и совершается в пределах земной коры, не изолирован от других источников воды - экзогенных (вадозных) и эндогенных (ювенильных). Так, по представлениям многих исследователей, в земную кору поступают воды из мантии, количество которых в настоящее время точно не известно. Если принять, что вся вода на Земле образовалась из мантии за 3,5 млрд. лет (возраст земной коры) и этот процесс продолжается в настоящее время, то тогда ежегодно в земную кору, по подсчетам В.Ф. Дерпгольца, должно поступать 4·Ю

14 г воды.

Необходимо, однако, учитывать, что основная дегазация, так же как и кристаллизационная дифференциация вещества земли, в процессе которой образовалась гидросфера, протекала наиболее интенсивно на ранних этапах развития Земли и к настоящему времени в основном закончилась. Это же подтверждают и общие гидрогеологические данные, в частности, исследования изотопов, свидетельствующие о незначительном распространении ювенильных вод в земной коре. Все же полностью отбрасывать роль мантии как источника глубинных вод, видимо, нельзя. Но и это незначительное количество воды подкоровых источников, по-видимому, компенсируется частично или полностью возвращением такого же ее коли-чества в мантию вместе с породами земной коры. Тем самым между мантией и земной корой возникает круговорот (возможно, некомпенсированный), который называется мантийным.

Мантийный круговорот носит крайне сложный характер, понять который можно, только познав в целом механизм формирования земной коры и, в частности, взаимоотношения между континентальной и океанической ее составляющими. Один из механизмов такого круговорота воды предложен А.Н. Павловым [14], который рассмотрим ниже.

С другой стороны, Земля как планета обменивается веществом и энергией с космосом. Одним из проявлений этого обмена является

85

Рис. 3. 11.

Взаимодействие климатического (I) и геологического (II) круговоротов воды

вода, которая поступает на Землю с каменными и, видимо, ледяными метеоритами, а теряется в виде ионов водорода и кислорода, образующихся при разложении воды в ионосфере. И хотя масштабы этих явлений остаются не выясненными, их нельзя сбрасывать со счета, так как, по мнению многих исследователей, большая часть водорода покинула нашу планету вследствие диссипации. Явлениям обмена воды между Землей и космосом большое значение придавал В.И. Вернадский. Круговорот воды, протекающий между Землей и внеземной материей, называют космическим, имея в виду, что в геологическом аспекте

86

времени значение этого круговорота, видимо, черезвычайно велико.

3.3.1. Мантийно-океанический цикл круговорота воды

Как показано выше, этот цикл круговорота А.Н. Павлов связывает со схемой движения океанического дна и системой конвективных потоков вещества, протекающих в верхней мантии, разработанной в соответствии с новой глобальной тектоникой или тектоникой плит. Океаническая кора и подстилающая ее мантия, образующие литосферную плиту, движутся как единое целое от срединных океанических хребтов к обрамляющим океаны континентам (рис. 3.12). Различие в скоростях перемещения отдельных плит приводит к образованию крупных разломов между ними. При столкновении с континентами плиты, погружаясь под них, производят сильную деформацию земной коры. В более глубоких частях мантии-(под плитами, мощность которых составляет 400-600 км) существует конвективный поток вещества в противоположном направлении, который поднимается к поверхности в зоне срединных хребтов. При подъеме вещество мантии взаимодействует с океанической водой, образуя серпентинизированный перидотит, содержащий большое количество химически связанной воды. Этот серпентинизированный слой, образуя плиту, перемещается к континентам и, погружаясь под них, десерпентинизируется с выделением большого количества воды, которая возвращается в океан.

Круговорот воды, связанный с серпентинизацией и десерпенти-низацией перидотитов, по взгляду А.Н. Павлова, не является единственной составляющей геологического круговорота. Литосфера океанического типа содержит 1,8·10

23г свободной и физически связанной воды,

Рис. 3.12. Мантийно -оке аниче ский круговорот воды: 1—

океаническая кора; 2 — литосфера; 3 — континенталь ная литосферная плита; 4 — осадочные породы; 5 — базальтовая магма в зоне спрединга; 6 — гранитоидные интрузии; 7 — направление движения воды

87

которая в соответствии с моделью плитной тектоники перемещается вместе с корой в сторону континентов и погружается под них на участках глубоководных желобов. Предполагается, что одна часть этой воды принимает участие в формировании гранитной коры континентов и возвращается в океан через климатический круговорот лишь при выходе этой коры на поверхность материков или вулканические жерла. Другая часть может вовлекаться в обратные подкоровые течения и возвращаться в океан в зонах срединных океанических хребтов через подводные извержения магм.

Точка зрения А.Н. Павлова разделяется далеко не всеми иссле-дователями. Так, американский ученый Г. Хесс и русские ученые А.С. Монин, Ф.А. Летников, Е.В. Пиннекер и другие считают, что серпентинитовый слой океанической коры образуется не в результате взаимодействия поднимающейся магмы с океанической водой, а в результате воздействия на перидотиты и дуниты ювенильных флюидов. Последние могут подниматься к поверхности либо по всей площади литосферной плиты, либо только в рифтовых зонах, которые формируются в центральной части срединных океанических хребтов.

Но и это не все. В последние годы геодинамика Земли развивается быстрыми темпами, возникают принципиально новые идеи, разрабатываются новые подходы, сменяются парадигмы [3, 15, 21]. Так, используя новые данные сейсмической томографии, детально рисующие трехмерное строение глубоких недр Земли, японские исследователи С. Маруяма, М. Кумазава, С. Каваками и другие выделяют три главные зоны или области в разрезе Земли (рис. 3.13): 1) кору и верхнюю мантию (тектоносферу); 2) нижнюю мантию (плюмтектонику); 3) ядро Земли (тектонику роста или тектонику ядра).

Указанными исследователями, что поддерживают и русские специалисты (Н.Л. Добрецов, М.И. Кузьмин, А.Г. Кирдяшкин, Ю.М. Пущаровский, В.Е. Хаин и др.), ведущее значение придается погружению холодных литосферных пластин в зонах субдукции, что рассматривается как естественное следствие существования Земли в холодном космическом пространстве и, очевидно, ее векового охлаждения. Холодные пластины погружаются первоначально да границы верхней и нижней мантии примерно на 670 км и здесь какое-то время (100-400 млн. лет) находятся в состоянии относительного покоя, пока не наступает катастрофический гравитационный коллапс, вызывающий погружение пластины уже до границы мантии и ядра. Этому коллапсу способствует эндотермическая природа фазового перехода на границе 670 км. Наступающее вследствие коллапса взаимодействие холодной пластины с внешним ядром имеет два важных следствия. С одной стороны, оно вызывает охлаждение внешнего ядра и порождает в нем нисходящий вихрь, уносящий железо и никель во внутреннее ядро, которое благодаря этому испытывает разрастание. С другой стороны, оно провоцирует возникновение компенсационного восходящего течения на грани-

88

Рис. 3.13. Схема глубинного строения Земли. ПоС.Маруяме. Стрелками показано движение вещества, включая воду.

це ядро — мантия, которое порождает плюм, достигающий границы нижней и верхней мантии и здесь, так же как и холодный плюм, испытывающий задержку, а затем прорывающийся вверх. В современной картине Земли С. Маруяма и его коллеги различают один крупный нисходящий холодный суперплюм под Центральной Азией и два восходящих суперплюма — под южным Тихим океаном и под Африкой. Таким образом, в нижней мантии, а фактически и в переходной зоне, к верхней мантии навстречу друг другу на определенном расстоянии движутся колонны охлажденного и разогретого вещества, т.е. конвекция реализуется в форме адвекции.

Следовательно, в соответствии с этой силой, вода вместе с литосферными пластинами может погружаться до ядра и затем снова возвращаться в земную кору. Возможно, конечно, что большая часть воды при погружении "выплавляется" и значительна раньше покидает литосферную пластину. Все эти вопросы только поставлены и требуют специального изучения.

Недостаточная ясность механизмов, масштабов и сути мантийно-океанического круговорота воды не позволяет относить его к разряду самостоятельных. Поэтому лучше рассматривать его одним из

89

циклов геологического круговорота, который по своей сути, вероятно, является все же океаническим.

3.3.2. Отличие геологического круговорота воды от

климатического

Давайте теперь сравним два важных круговорота воды, имеющих место в недрах земли, — климатический и геологический, разберемся, в чем их общность и различие. Объединяет их, как уже говорилось в начале главы, единый источник воды — моря и океаны, который обусловливает начало того и другого. Различия же сводятся к следующему.

1. Разный источник энергии движения воды. В климатическом круговороте — это солнечная энергия, в геологическом — энергия земных недр, природа и источники которой до сих пор окончательно не установлены.

2. Принципиально различный механизм движения воды в горных породах. Если в случае климатического круговорота вода заполняет уже существующие пустоты и поры горных пород и в них перемещается под действием сил гравитации от участков с более высоким уровнем воды к участкам с более низкими его отметками, то в случае геологического круговорота картина совершенно иная. Вода захватывается горной породой в момент ее образования, а не после, как в первом случае, и перемещается вместе с горной породой на значительные глубины, постепенно выдавливаясь из нее в результате уменьшения размера пор, обусловленного процессами уплотнения. Вода в этом случае движется от участков большого сжатия породы к участкам меньшего ее уплотнения.

В дальнейшем, когда в геологический процесс включается физически связанная вода, картина движения воды еще более усложняется. Оно становится невозможным без разрушения в той или иной форме кристаллической решетки минерала. Следовательно, движение воды в геологическом круговороте нельзя свести к какой-либо одной физической форме, оно многообразно и по своей сути является геологическим в отличие от свободной фильтрации, характерной для климатического круговорота.

3. Разная направленность изменения фазового состояния воды. Если климатический. круговорот невозможен без перехода воды в парообразное состояние с последующей ее конденсацией, то геологический невозможен без перехода подавляющей части воды через физически связанное состояние.

4. Формирование генетически разных подземных вод. Климатический круговорот формирует на земле пресные воды инфильтрационного генезиса, значительная часть которых проникает в землю, образуя зону маломинерализованных растворов, создающих основу для жизни человека. Геологический круговорот формирует ветвь соленых вод седиментационного генезиса, определяющих ход мно-

90

гих новых геологических процессов и явлений, также необходимых для жизни человека. Геологический круговорот, захороняя в больших объемах морские соленые воды, обеспечивает в какой-то мере жизнь "былых морей" в земных недрах и способствует распространению морских вод на континенты. Тем самым создается генетическое разнообразие подземных вод в недрах Земли.

5. Гидродинамика формирующихся бассейнов различна. В случае климатического круговорота вода в порах горных пород не испытывает механического давления стенок, так как находится под действием только собственного веса, на какой бы глубине вода не находилась. Гидродинамическая система в этом случае — своеобразный водопровод, "трубы" которого повсюду пронизывают водоносный горизонт, но которые связаны между собой гидравлически.

Иная ситуация складывается в процессе геологического круговорота. В этом случае вода практически всегда испытывает в той или иной мере давление стенок горной породы. Ведь для того, чтобы выдавить воду из породы, необходимо создать то или иное избыточное давление. Поэтому наличие избыточного давления, т.е. превышающего собственный вес воды, — это естественное состояние гидродинамических систем, формирующихся в процессе геологического круговорота. Все это сказывается и на характере формирующихся водообменных систем.

6. Разное направление движения воды. Климатический круговорот обеспечивает подъем воды с океана в атмосферу, перенос ее на континент и нисходящее движение в горных породах от высоких отметок поверхности к более низким. Геологический круговорот захватывает воду и перемещает ее в обратном направлении — вниз относительно морского дна. Затем под давлением вода перемещается из погружающихся частей бассейна в боковые его структуры, включая континент, и по зонам разломов движется к дневной поверхности навстречу фильтрационному потоку.

7. Гидрогеохимическое различие формирующихся водообменных систем (см. гл. 5). Здесь лишь отметим, что направленность и механизмы, а значит, и геологический результат всех геохимических процессов в этих двух типах круговоротов различны, что многократно разнообразит геохимическую среду, контролирующую ход геологических процессов.

3.4. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ВОДЫ ЗЕМНЫХ НЕДР

Рассмотренный выше круговорот воды позволяет лучше уяснить происхождение конкретного типа подземных вод в недрах земли. Вместе с тем он не проясняет проблемы генезиса самой воды, как важнейшего компонента земли, а без этого трудно понять и становление подземной гидросферы. Поэтому в начале остановимся на проблемах первоисточников воды.

91

3.4.1. Современные представления о происхождении воды

Как справедливо отмечает Е.В. Пиннекер, современные представления о первоисточниках воды на Земле сложились в середине XX в. благодаря работам А.Ч. Лейна, В.И. Вернадского, Б.Л. Личко-ва, В. Руби, Н.М. Страхова, Д. Калпа, А.П. Виноградова, Л.А. Зенкевича, Ф. Кюнена, Г. Хесса, В.Ф. Дерпгольца, В.И. Ферронского и многих других. Все исследователи признают, что возникновение гидросферы неразрывно связано с происхождением и развитием Земли как планеты, исходным веществом для которой послужило газопылевое облако космического происхождения. Однако одни из них (В. Гольдшмидт, Г. Джеффрис, В.Г. Фесенков и др.) считают, что протопланетное облако изначально было горячим, другие (В.И. Вернадский, О.Ю. Шмидт, Р. Руби, А.П. Виноградов, Н.М. Страхов и др.) полагают, что оно было холодным.

По второй точке зрения разогрев Земли произошел позже и сопровождался дифференциацией ее на земные оболочки, одна из которых и есть гидросфера. Она возникла практически одновременно с дунитами и базальтами в результате направленного выплавления и необратимой дегазации вещества мантии, состав которой соответствует составу исходного газопылевого облака. Механизм разделения исходного вещества на газы (атмосфера), воду (гидросфера) и разные по составу горные породы (литос фера) А.П. Виноградов [2] уподобляет зонному плавлению.

Основная масса продуктов дегазации мантии была образована, вероятно, на заре геологической истории Земли, в первые сотни миллионов лет, т.е. 4-5 млрд. лет назад. Продукты дегазации через образовавшуюся кору стали проникать на поверхность Земли в виде газов и воды. Вследствие слабого расчленения рельефа водная масса покрывала почти всю поверхность Земли, т.е. первичный океан был истинно Мировым, но отличался гораздо меньшей глубиной. Согласно расчетам П.Н. Кропоткина, в архее появилось примерно 90% объема гидросферы и только 10% — в последующие геологические эпохи. С этих позиций океан на Земле является древним, развитие земной коры идет по пути наращивания материков и переработки океанической коры в континентальную.

Так рисуется картина появления воды на Земле сторонниками изначально холодной планеты. Они считают, что вся вода на Земле изначально является ювенильной, т.е. первозданной, синтезированной из водорода и кислорода, поступивших из мантии, которая выступает важнейшим генератором природных вод Земли. В мантии, по расчетам А.П.Виноградова, содержится 20·10

18 т воды, из которых от 7,5 до 12,5% уже мигрировало в земную кору и

Мировой океан. При этом на формирование свободной воды израсходована большая часть мантийной воды, меньшая — связана горными породами земной коры, в том числе океанической корой на серпен-тинизацию основных пород.

92

По мнению ряда сторонников развиваемых представлений (АП. Виноградова, Н.М. Страхова, А.Б. Ронова и др.), между водой и выделившимися газами около 2,5 млрд. лет назад установилось динамическое равновесие и именно тогда, на рубеже архея и протерозоя, закончилась наиболее интенсивная гранитизация пород с образованием гранитного слоя, произошло расчленение земной коры на платформы и геосинклинали, возникли континентальные моря. Все это положило начало атмосфере и регулярному круговороту воды. В настоящее время многие гидрогеологи (В.Ф. Дерпгольц, Е.В. Пиннекер, Ф.А. Макаренко, Е.В. Посохов, В.И. Кононов и др.) разделяют точку зрения А.П. Виноградова на генезис воды на Земле.

Имеются, однако, и такие исследователи, которые, разделяя в принципе ювенильный генезис воды земных недр, считают, что гидросфера создавалась постепенно и даже продолжает формироваться за счет мантии и в наше время. Так, американский исследователь В. Руби и японский ученый Я. Мияки полагают, что процесс дегазации мантии протекал равномерно с более или менее одинаковой скоростью в течение всей геологической истории и продолжается в современную геологическую эпоху. Русский исследователь О.Г. Сорохтин [17] даже подсчитал, что рост Мирового океана будет продолжаться, замедляясь еще в течение почти 2 млрд. лет (рис. 3.14).

По рассматриваемой ювенильной гипотезе из мантии поступают не только вода, но и другие химические соединения. Так, по А.П. Виноградову, летучие вещества мантии (НС1, СО, СО2, СН4, S, H2S, NH3, HF, HB, HJ) образовали анионный состав океанической воды. Катионный же состав (Na, Ca, Mg, К) образовался за счет горных пород, которые вода растворяла в процессе климатического круговорота. На раннем этапе в гидросфере не было свободного кислорода, поэтому в воде преобладали агрессивные легкоокисляемые компоненты, растворяющие горные породы. При постепенном понижении температуры парогазовой смеси до менее 100° С вода выделялась из атмосферы вместе с растворенными в ней кислотами, которые позже нейтрализовались базальтовыми породами [15].

Изложенные выше взгляды на генезис воды хотя и пользуются широким признанием, но не объясняют всех известных фактов. Среди последних внимание исследователей привлекают два: 1) не-

Рис. 3.14. Изменение во времени массы воды (1 — 4 ) в гидросфере и земной коре [18]: 1 — суммарная, дегазированная из мантии; 2 — в гидр осфер е; 3 — в океанической коре; 4 — в континентальной коре

93

соответствие молодого возраста дна Мирового океана его древнему генезису, как это вытекает из концепции ювенильных вод. Дело в том, что на дне океана не найдены породы древнее меловых, что затрудняет объяснение древнего его возраста и 2) несоответствие изотопного состава воды современных океанов идее их образования за счет ювенильных вод глубоких недр Земли.

Эти и другие несоответствия ставят под сомнение идею изначально холодной Земли и возрождают на новом уровне "забытую" идею горячего начала Земли. Так, В.И. Ферронский [16], проведя анализ изотопного состава воды в различных земных и космических объектах, пришел к следующим любопытным выводам.

1. При весьма широком диапазоне изменения содержаний D и 18

О в разнообразных объектах изотопный состав воды океанов остается постоянным на протяжении длительного времени.

2. Содержание D во всех земных и космических объектах имеет достаточно однозначную тенденцию в сторону обеднения по сравнению с его содержанием в океанической воде.

3. Гидросфера в целом обогащена D и обеднена 18

О относительно горных пород и минералов, что не свидетельствует в пользу идей образования океана за счет выхода ювенильных вод из глубоких недр Земли.

4. Подземные воды также обеднены 18

О относительно пород и минералов.

5. Полученные данные доказывают общность материала, из которого происходило образование Земли, Луны и метеоритов, но только при разных температурных условиях и последовательности протекания процесса образования планет.

6. Наблюдаемые величины изотопных отношений Н и О в природных водах и породах, а особенно в океане, не согласуются с гипотезой холодного начала Земли.

7. Ювенильная вода на нашей планете отсутствует и отсутство вала ранее, а сама гидросфера является атмофилъным образовани ем и связана с изначально горячей Землей.

Идея горячего начала Земли, основанная на предположении о происхождении всех планет солнечной системы из единого газообразного облака в процессе его гравитационного сжатия и, как следствие, разогрева и дифференциации вещества по массе и по летучести, лучше объясняет все наблюдаемые факты изотопного состава воды. По этой гипотезе земное облако выделилось из единого солнечного облака в процессе его сжатия. Сжатие земного облака сопровождалось дальнейшим его разогревом и химической дифференциацией газа. При этом процесс формирования Земли протекал пос-ледовательно, в порядке, отвечающем температурам конденсации отдельных химических соединений. Образования железа и никеля с кремнием и магнием имеют наиболее высокую температуру конденсации, поэтому они образовали ядро нашей планеты. Сульфиды и силикаты имеют более низкую температуру конденсации, поэтому они

94

образовали мантию Земли. Вода, имеющая наиболее низкую температуру конденсации, должна была выпасть на поверхность Земли на самой последней стадии ее формирования. Несконденсированная часть газа осталась в виде атмосферы.

Учитывая разработки многих иностранных ученых, особенно Г. Юри, И.Вуда, Д. Ларимера, М. Бландера, Д. Катца и др., можно полагать, что происхождение воды и образование гидросферы по своей сути являются вадозными, т.е. вода в момент образования не была ювенильной, а являлась поверхностным образованием. В глубины Земли она проникла позже в процессе ее круговорота.

Следует отметить, что, по данной гипотезе, время между завершением конденсации минеральной части Земли и началом конденсации воды должно быть весьма значительным, учитывая разницу в температурах их конденсации. Этот интервал времени, по В.И. Фер-ронскому, мог значительно возрасти за счет парникового эффекта, который вызывали углекислый газ и вода до ее конденсации, подобно тому, что мы наблюдаем сейчас на Венере. В связи с этим есть основание полагать, что гидросфера Земли является достаточно молодым образованием среди других ее оболочек, а наблюдаемая стабильность химического и изотопного состава океана во времени является результатом унаследованного равновесия в системе вода — раствор, которое было приобретено ею в газовой фазе.

Идею конденсационного генезиса гидросферы Земли поддерживает и развивает А.Н. Павлов [14], который, опираясь на идеи американских исследователей С.П. Кларка младшего, К.К. Турекьяна и И.Л.Гроссмана, полагает, что возникшая на последней стадии конденсации туманности водная оболочка Земли взаимодействовала только с наружным слоем, который имел достаточно развитую пористость и высокую трещиноватость, формирующуюся под действием температурных и гравитационных напряжений.

В процессе эволюции тектонических режимов изменялись и формы круговорота воды. Климатический круговорот, очевидно, возник только с момента появления суши и океана. В современном виде он сформировался, вероятно, недавно — с момента появления и становления океанов и континентов. Геологический круговорот появился вместе с осадочными породами, начиная с протерозоя. Мантийно-океанический круговорот оформляется вместе с началом действия тектоники плит.

Исходя из сказанного, А.Н. Павлов предлагает следующую схему формирования подземных вод.

1. На догеологическом этапе истории Земли (ранее 3,6 млрд. лет) на завершающей стадии конденсации газовой туманности возникла первичная гидросфера. Появление ее началось с накопления различных форм воды в 20% по мощности слое, имевшем к тому времени развитую пористость и трещиноватость.

2. Насыщение приповерхностного слоя водой определило его дальнейшую геологическую историю. Переход приповерхностного

95

слоя из твердого в вязкопластичное состояние обусловил развитие пангеосинклинального режима, с которого начался процесс обезвоживания мантии, продолжающийся и в современную геологическую эпоху.

3. Появление и развитие жизни на Земле предопределило характер протекания физико-геологических процессов на поверхности и в недрах Земли.

4. На всех стадиях геологического развития Земли существо вали основные известные нам формы круговорота воды, а зна чит, и все генетические типы воды, о которых речь впереди. Однако роль различных типов круговорота в формировании подземных вод менялась.

В настоящее время появляется все больше данных, подтверждающих конденсационную гипотезу происхождения гидросферы. В частности, обращает на себя внимание исключительная агрессивность воды относительно эндогенных алюмосиликатов, с которыми, как было доказано в последнее время [13], вода никогда не бывает в равновесии и всегда на всех участках земной коры их растворяет. Такая несовместимость воды и горных пород мантийного генезиса безусловно имеет свою историю и должна отражать глубинные генетические корни, свидетельствующие об отсутствии генетического "родства" воды с эндогенными породами. Наоборот, имеющее место противоречие между водой и породой является источником развития подавляющей части процессов и явлений в неживой природе, в том числе геологических. На базе этого всеобъемлющего противоречия должна быть создана новая философская концепция развития и самоорганизации в неживой природе. Частично этот вопрос рассмотрен в гл. 8.

3.4.2. Генетические типы подземных вод

Независимо от того, как произошло зарождение гидросферы на земле, возникшая вода включилась в разнообразные круговороты, которые привели к формированию разных генетических типов подземных вод, под которыми понимаются типы воды, объединенные единым источником питания, механизмом проникновения в земные недра и общей направленностью круговых процессов.

Следует подчеркнуть, что проблема образования именно подземных вод — одна из самых древних в гидрогеологии. Эти вопросы рассматривались еще древними мыслителями Платоном, Аристотелем, М. Витрувием Поллио, Плинием Старшим и многими другими (см. раздел 1.3). В современное время разработкой генетической классификации подземных вод занимались Э. Зюсс, Р.А. Дели, А.А. Козырев, А. Жирмунский, Г.Н. Каменский, Н.И. Толстихин, A.M. Овчинников, Э.Т. Дегенс, А. Шѐллер, Д.Е. Уайт и многие другие. В последнее время свою генетическую классификацию подземных вод разработал Е.В. Пиннекер (рис. 3.15), в которой

96

Рис. 3.15. Генетическая классификация подземных вод. По Е.В.Пиннекеру

учтены два генетических признака: пути попадания воды в недра земли и их первоисточник. И все же базой учения о генетических типах подземных вод должен служить в первую очередь их круговорот, включающий и первоисточники воды, и механизм попадания в недра.

В соответствии с климатическим круговоротом значительная часть подземной воды образуется путем проникновения атмосферных осадков в недра земли, которые образуют генетический тип метеорных вод. Такая точка зрения на происхождение подземных вод существует с древних времен и была высказана впервые римлянином Марком Витрувио Поллия. Он считал, что подземные воды образуются при инфильтрации атмосферных осадков до водопроницаемых пластов земли, где, задерживаясь, образуют водоносные горизонты, или, вытекая на поверхность земли, дают начало ключам и родникам. Вместе с тем, даже в середине XIX в.среди ученых существовали разногласия о механизме питания подземных вод и их источниках. Одна группа ученых во главе с немецким инженером О. Фольгером пыталась обосновать точку зрения, согласно которой не атмосферные осадки питают грунтовые воды, а водяные пары воздуха, проникающие на некоторую глубину и образующие подземные воды путем конденсации. Другая группа ученых, особенно французской школы, доказывала, что решающим механизмом является инфильтрация дождевых вод.

С целью подтверждения или опровержения той или иной точки зрения русский ученый А.Ф. Лебедев в период 1907-1919 гг. провел ряд весьма интересных и очень тщательно выполненных экспериментов, в результате которых разработал многие вопросы

97

механизма перемещения воды в почве, осветил истинную роль инфильтрации и конденсации водяных паров в питании подземных вод и выделил различные виды воды.

Он весьма убедительно показал, что грунтовые воды формируются благодаря: 1) конденсации парообразных вод почвы, грунта и, возможно, глубинных вод и 2) инфильтрации жидких вод (атмосферных осадков).

Чаще всего эти процессы происходят одновременно, накладываясь один на другой. Бывают случаи, когда грунтовые воды образуются только конденсационным путем, а иногда только инфильтрационным. Причем последний путь является решающим не только в районах с гумидным климатом, но и аридным. Инфильтрационные воды во всех без исключения случаях резко доминируют над конденсационными.

Таким образом, и здесь, как это бывает часто в науке, обе точки зрения оказались в какой-то мере приемлемыми. Работы А.Ф. Лебедева настолько убедительны, что они были признаны всеми и до сих пор возражений не вызывают. Споры идут лишь о степени участия конденсационных и инфильтрационных вод в питании подземных вод того или иного конкретного района.

Следовательно, метеогенные воды по механизму проникновения в земные недра через зону аэрации следует разделить на инфильтрационные, проникающие путем свободного течения (инфильтрации) жидкой воды по свободным порам, и конденсационные, проникающие в форме водяного пара, а затем уже в порах горных пород путем конденсации, образующие жидкую фазу. Инфильтрационные воды резко доминируют над конденсационными и составляют основу всех вод метеогенного происхождения.

Метеогенные воды широко развиты в верхних водоносных горизонтах, в зоне активного водообмена. Всегда, когда мы встречаем пресную воду в колодцах, неглубоких скважинах, родниках, она является метеогенного происхождения. Такие воды в основном питают реки, озера, используются корнями растений, формируют родники. Мощность зоны таких вод на платформах составляет 1-2 км, а в горноскладчатых областях значительно больше — до 2-3 км. Эти же воды, проникая на большие глубины, нагреваются и в горных районах формируют родники горячих (термальных) вод.

Вторую генетическую группу подземных вод образуют воды, участвующие в геологическом круговороте и получившие название седиментационных, т.е. формирующихся в процессе седиментации или образования осадочных пород. Такие воды еще называют погребенными (ископаемыми) или захороненными морскими, а в зарубежных странах еще и формационными (formation water).

Идея ископаемых (седиментационных) вод наиболее полно развита в России А.Д. Архангельским, А.Н. Бунеевым, К.И. Маковым, В.А. Сулиным, A.M. Овчинниковым и другими авторами. Они

98

показали, что многие типы соленых глубоких подземных вод представляют собой сильноизмененные остатки древних морских или реже озерных бассейнов, в которых формировались сами осадочные породы.

Среди седиментационных вод в соответствии с механизмом попадания их в водоносный горизонт следует различать погребенные, элизионные и возрожденные.

Погребенные — это свободные воды, которые, находясь в порах горных пород с момента формирования донного осадка, опустились на некоторую глубину и образовали водоносный горизонт. Элизионные (элизия — выдавливание) — это воды, выдавленные под действием веса вышележащих пород из глинистых образований и перешедшие в коллектор. Другими словами, — это физически связанные с осадком на дне водоема воды, которые переместились на некоторую глубину и перешли в свободное состояние. Такие элизионные воды преобладают в осадочных бассейнах морского генезиса. И, наконец., возрожденные воды — это те, которые перенесены на большую глубину непосредственно кристаллической решеткой в форме конституционных, кристаллизационных или цеолитных и перешли в свободное состояние в результате разрушения структуры минерала. Многие из таких возрожденных вод по своей сути являются синтезированными из ионов Н

+ и ОН

- или 2Н

+ и О

2-.

Поэтому среди возрожденных вод следовало бы выделять самостоятель-ный тип химически синтезированных. К сожалению, в настоящее время отсутствуют критерии для такого разделения этих вод, но в перспективе это будет возможным.

Седиментационные воды широко распространены в нижних горизонтах артезианских бассейнов платформенного типа. С этими водами сталкиваются особенно часто нефтяники, так как образование нефтяных месторождений непосредственно связано с ними. В отдельных случаях рассолы седиментационного происхождения встречаются и в кристаллических породах щитов, куда они проникли под давлением со стороны платформенных образований. Еще более широко развиты седиментационные воды на дне морей и океанов, где они заполняют все осадочные образования, развитые в структурах впадин и прогибов, а также донные (иловые) осадки.

Встречаются седиментационные воды и в горноскладчатых областях, особенно молодого возраста, например на Кавказе, где они не вытеснены пока еще инфильтрационными водами в процессе климатического круговорота. Возрожденные воды также развиты в горноскладчатых областях по зонам тектонических нарушений. Они отличаются высокой температурой, относительно низкой соленостью, высоким содержанием углекислого газа и многих специфических компонентов. Как уже отмечалось, в начале XIX в широкое распространение

99

получила ювенильная гипотеза образования подземных вод, предложенная австрийским геологом Э. Зюссом. Согласно этой гипотезе все подземные воды образуются за счет выделения паров из магмы, которые, концентрируясь в более холодных верхних сферах, под нимаются по глубоким тектоническим зонам и разломам, а затем, растекаясь в осадочных породах, образуют целые бассейны ювенильных (в переводе первозданных) вод.

Все воды, поступающие в земную кору из атмосферы, с которой они связаны постоянным круговоротом, в отличие от ювенильных, Э. Зюссом названы вадозными.

Гипотеза ювенильных вод до настоящего времени остается весьма слабо обоснованной фактическими данными. Э. Зюсс свою точку зрения обосновывал главным образом данными, собранными по районам вулканической деятельности, при которой происходит выделение большого количества воды. Однако более поздние работы по изучению гидрогеологических условий районов вулканической деятельности показали, что основная масса выделяемой воды захватывается магмой на пути ее движения из глубоких водоносных горизонтов, т.е. происходит смешение ювенильных и вадозных, включая седиментационные, вод, хотя доля первых даже в районах активной вулканической деятельности, по последним данным, не превышает 5% [13].

Среди ювенильных вод следует различать воды магматоген-ные, т.е. поступившие в земную кору вместе с магмой и.выделившиеся из нее при остывании, и интрателлурические — образовавшиеся в результате дегазации вещества мантии и поступающие в земную кору по зонам глубинных разломов или риф-товым зонам срединно-океанических хребтов. Следовательно, ювенильные воды наиболее вероятно можно ожидать в районах активного вулканизма, например, в Японии, и рифтовых зонах континентов и океанов. Но возможно также, что ювенильные воды в природе не существуют, и то, что под ними понимается — это вадозные воды, проникшие глубоко в земные недра в процессе геологического круговорота.

Проводимое активно в последние десятилетия американскими геологами бурение дна Мирового океана вскрывает любопытные факты высокой проницаемости кристаллических пород океанической коры и широкого развития в них измененных океанических вод. Механизм проникновения таких вод в глубокие горизонты океанической коры в настоящее время не совсем ясен, однако, несомненно, он связан с мантийно-океаническйм круговоротом, движением литосферных плит. Большая их часть образуется за счет океанической воды. Поэтому свободные воды, образующиеся в процессе этого круговорота, целесообразно называть общим термином талассогенные, в отличие от седиментационных, формирующихся на континентах и их окраинах (шельфовые зоны).

100

Среди талассогенных вод имеются, безусловно, такие, которые проникли в глубокие горизонты путем сложных перетоков при изменении в отдельных зонах океанического дна давления, удельного веса воды при нагревании, газонасыщении и т.д. Значительная часть воды захоронена вместе с донными осадками (иловые воды). Однако основная часть воды формируется в процессе движения литосферных плит. В опускающихся блоках происходит освобождение физически связанных вод и дегидратация минералов, т.е. воз-никает поток воды снизу вверх. В поднимающиеся блоки в силу их разуплотнения и уменьшения давления проникает океаническая вода. Формирующиеся таким путем воды целесообразно называть литификационными.

Большая же часть воды выделяется из пород литосферных плит при их столкновении и погружении одна под' другую в результате сложных механических и физико-химических процессов. Такие воды называть ювенильными, как это предлагает Е.В. Пиннекер, пока нет оснований. Основная их часть проникает в земные недра, вероятно, по зонам крупных разломов рифтовых структур срединно-океанических хребтов. Масштабы этого явления, по оценкам Д.М. Эдмонда и К. фон Дамма, чрезвычайно высоки, так как через основные части подвижных областей каждые 8 млн. лет должна проходить масса воды, равная объему Мирового океана. Такая оценка, видимо, сильно завышена, тем не менее она показывает важную роль рифтовых зон в геологическом круговороте воды. Эти огромные массы воды следует относить по генезису к рифтогенным. Наконец, основные потоки восходящей воды из литосферных плит должны быть связаны с зонами субдукции — линейными зонами, вдоль которых происходит погружение одной литосферной плиты под другую. Такие воды целесообразно называть субдукционными.

В последние годы А.А. Карцев широко использует понятие о литосферных водных растворах как системе, состоящей из воды и растворенных в ней солей. При таком понимании термин "литосфер-ные растворы" нe несет в себе генетического смысла.

Общая схема круговорота воды в недрах Земли представлена на рис. 3.16, а подразделения генетических типов вод в табл.3.2.

К сказанному следует добавить, что во многих классификациях среди генетических типов вод выделяются такие, как метаморфические, вулканогенные и др. Однако под этими терминами фактически кроются не генетические, а смешанные воды разного генезиса. Ведь не секрет, что вулканогенными могут быть и инфильтрационные, и седиментационные, и ювенильные, и литификационные воды. Доля каждой из этих групп воды в каждом вулкане своя, так как это зависит от многих факторов. Поэтому эти названия лучше употреблять для вод, когда речь идет не о генезисе воды, а о геологических процессах и месте ее образования.

101

Таблица 3 . 2

Генетические типы подземных вод

Круговорот воды

Генетическая группа подземных вод

Генетический тип воды

Климатический Метеорные Инфильтрационные Конденсационные

Геологический Седиментационные Погребенные Элизионные Возрожденные (синтезированные)

Мантийный Ювенильные Магматогенные Интрателлурические (сквозь магматические)

Мантийно-океанический

Талассогенные Литификационные Рифтогенные Субдукционные

Рис. 3.16. Схема взаимодействия круговоротов и распределения гене тиче ских типов воды. Кру го воро ты во ды: 1 — климатический, 2 — гео лог ич еский, 3 — мантийный, 4 — мантийно-о кеанич еский; 5 — о садки о кеанического дна; 6 — осадочные поро ды; 7 — фу ндамент платфор мы; 8 — гр аниты; 9 — б азальто вая маг ма; 10 — о кеанич еская кор а; 1 1 — лито сфер а; 1 2 — астено сфер а; 13 — зо на разломов

102

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Назовите источники энергии, определяющие круговорот воды вземной коре.

2. Почему не исчезают реки на Земле? Почему вода рек не проса чивается в недра Зем ли?

3. Расскажите о значении климатического круговорота в жизни людей. 4. Что означают возобновляемые ресурсы воды? 5. Рассчитайте водный баланс района, где Вы живете или жили. 6. Чем отличаются естественные ресурсы воды от естественных их запасов? 7. Почему в горах реки быстро вздуваются после дождя, а на рав нинах нет? 8. Расскажите, что означает понятие "водообменная система". Приведите

примеры таких систем. 9. Можно ли остановить климатический круговорот воды?

10. Чем отличается геологический круговорот воды от климати ческого? 11. Почему на больших глубинах встречаются горные породы с высокой

пористостью? 12. Как океаническая вода попадает в недра Земли? 13. Каким образом на Зем ле появилась вода? 14. Нарисуйте схему взаимосвязи геологического и климатического

круговоротов. 15. Приведите примеры минералов, из которых могут образоваться

возрожденные воды. 16. Объясните разницу между горячим и холодным началом развития Зем ли. 17. Каков возраст гидросферы Земли? 18. Зачем гидрогеологу знать о серпентинизации перидотитов? 19. Какие типы подземных вод по генезису развиты в недрах дна Мирового

океана? 20. Сколько ювенильных вод на Зем ле? 21. Назовите механизмы проникновения мор ской воды в недра Земли.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Богомолов Г. В. Гидрогеология с основами инженерной геологии. - М.: Высш. школа, 1975.

2. Виноградов А. П. Химическая эволюция зем ли. - М.: Изд-во АН СССР, 1959.

3. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А. Г. Глубинная геодинамика. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1994.

4. Зекцер И.С, Джамалов P.M., Месхетели А.В. Подзем ный во дообмен суши и моря: - Л.: Тидрометеоиздат, 1984.

5. Кислотные дожди/Ю.А. Израэль, И.М. Назаров, А.Я. Прессман и др . - Л.: Гидрометеоиздат, 1983.

6. Ковалевский B.C. Многолетние колебания уровней подземных вод и подземного стока. - М.: Наука, 1976.

103

7. Куделин Б.И. Подземный сток на территории СССР. - М.: Изд. ,МГУ, 1966. 8. Летников Ф.А., Жатнуев Н.С., Лашкевич В.В. Флюидный режим

термоградиентных систем. - Новосибирск: Наука, 1985. 9. Личков Б.Л. О значении теории Земли и необходимости ее со

здания/ /Географ , сб . Т. XV. Астрогеология. - Л.: Изд-во АН СССР, 1962. - С. 7-28.

10. Львович М.И. Мировые водные ресурсы и их будущее. - М.: Мысль, 1974.

11. Магара Н. Уплотнение пород и миграция флюидов. Пер. с анг. - М.: Недра, 1982. 12. Мухин Ю.В. Процессы уплотнения глинистых осадков. - М.: Недра,

1965. 13. Основы гидрогеологии. Гидрогеохимия. - Новосибирск: Наука,

1982. 14. Павлов А.Н. Геологический круговорот воды на Зем ле. - Л.: Недра,

1977. 15. Посохов Е.В. Химическая эволюция гидросферы. - Л.: Гидрометеоиздат,

1981. 16. Природные изотопы гидросферы/В. И. Ферронский, В.Т. Дубинчук,

Б.А . Поляков и др . - М.: Недра, 1975 г. 17. Пущаровский Ю.М. Парадигмы в геологии//Природа. - 1995. - №1. - С. 33- 42 . 18. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. - М.: Недра, 1974. 19. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т. 1. - М.: Изд-во АН СССР,

1962. 20. Федосеев И.А. Развитие знаний о происхождении, количестве и

круговороте воды на Зем ле. - М.: Наука, 1967. 21. Хаин В.Е. От тектоники плит к глобальной геодинам ике/ /

Природа. - 1995. - №1. - С. 42- 51.

104

Г л ав а 4

ОСНОВНЫЕ ФОРМЫ И ЗАКОНЫ ДВИЖЕНИЯ

ВОДЫ В НЕДРАХ ЗЕМЛИ

гидрогеологии довольно прочно укоренилось мнение, что основные законы движения подземных вод составляют предмет особой научной

дисциплины — динамики подземных вод, которая, в свою очередь, является частью подземной гидравлики, изучающей общие законы движения флюидов, т.е. жидких и газообразных тел, распространенных в земной коре (вода, нефть, газ и др.). Однако с таким подходом к основам движения подземных вод трудно согласиться, ибо в лучшем случае подземная гидравлика охватывает только небольшую (капельно-жидкую) часть всего многообразия движения подземных вод и поэтому не может дать полной картины. На это обращали внимание Д.И. Гордеев, A.M. Овчинников, Г.Ю. Валуконис, А.Е. Ходьков, А.Н. Павлов и др., отметившие, что классическая гидродинамика не учитывает движение других форм воды, а также ее изменения при движении. Согласно ее законам, вода движется, но не изменяется.

Если базироваться только на законах подземной гидравлики, невозможно объяснить причины попадания морских вод на боль шие глубины, условия и природу возникновения аномально высоких пластовых давлений, механизм образования возрожденных вод, природу рудообразующих растворов, условия формирования рассолов и многих других типов воды. Поэтому нельзя признать правильным отождествление основных законов движения подземных вод с фильтрацией воды в перистой среде, хотя это делается в самых авторитетных учебниках и монографиях по динамике подземных вод.

Исторически сложилось так, что ученые, наблюдая в основном климатический круговорот воды в природе, констатировали факты свободной фильтрации воды через поры горных пород и, изучая это явление, достигли в этом направлении выдающихся успехов, что выразилось в открытии основных законов фильтрации, которые не совсем обоснованно стали приниматься за основные законы движении подземных вод [14].

Основная часть воды в земной коре перемещается в связанном состоянии вместе с частицами горных пород внутри кристаллической решетки или на ее поверхности в виде целых молекул воды или отдельных их составляющих. В определенных геологических условиях эта вода либо покидает горную породу, либо, наоборот, поглощается породой. Масштабы этих явлений весьма

В

105

широки. Достаточно сказать, что все седиментационные воды образовались не путем инфильтрации, а путем захоронения вместе с осадком горной породы. Поэтому наряду с фильтрацией перемещение воды вместе с осадком, т.е. вместе с геологической средой, которая вмещает эту воду, играет важнейшую роль в геологической истории земной коры.

Разнообразие форм движения подземных вод, многие из которых не укладываются в рамки законов классической гидродинамики, позволило Г.Ю. Валуконису и А.Е. Ходькову предположить геологическую теорию движения подземных вод, под которой они понимают "синтетическую дисциплину, возникшую из специальных разделов геотектоники, учения о формировании месторождений полезных ископаемых, литологии, геохимии, исторической геологии, классической подземной газогидродинамики и палеогидродинамики и изучающую основные закономерности равновесия и динамики подземных флюидов в геологически длительные промежутки времени" [18, с. 5]. Эту научную дисциплину они предлагают называть флюидогеодинам икой.

Значительно шире к проблеме движения воды в недрах Земли подходят Е.В. Пиннекер и С.Л. Шварцев, предложившие выделять в качестве самостоятельного геологическое движение воды, под которым следует понимать движение воды как геологического тела, занимающего строго определенные объемы и положение в геологической структуре. Такое движение часто происходит вместе с горными породами, т.е. движется не флюид через поры горной породы, а целая геологическая система вместе с заключенными в ней разнообразными по структуре и составу водами.

Следовательно, необходимо различать движение воды, во-первых, как самостоятельного физического тела в разных фазовых состояниях (жидком, газообразном, твердом), во-вторых, как тела, физически или химически связанного с горными породами, под влиянием которых движение воды приобретает новые формы и, в-третьих, как геологического тела.

Как видим, формы движения воды в недрах Земли разнообразны. Вместе с тем было бы неправильно за многообразием движения не видеть единства взаимосвязи и взаимообусловленности его форм. Совершенно очевидно, что, например, связанные воды, становясь свободными, строго закономерно меняют характер своего движения. То же самое происходит при переходе жидкой фазы в пар, гигроскопической воды в пленочную и т.д. Поэтому целесообразно говорить о единой геологической форме движения воды в земных недрах как о важнейшей составляющей геологической формы движения материи, обоснованной академиком Б.М. Кедровым.

106

4.1. ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ КАК ФИЗИЧЕСКОГО ТЕЛА

Свободная вода, когда она не связана никакими силами с горными породами, ведет себя как самостоятельное физическое тело, подчиняясь только законам гравитационного, теплового, геофизического полей. Главным в этом случае выступает гравитационное поле, под действием сил которого вода стремится занимать наиболее низкое положение на Земле или в ее недрах. Если бы вся вода когда-либо смогла занять наиболее низкое положение на Земле, ее движение как физического тела полностью прекратилось. Но этого не происходит благодаря развитой на Земле системе кругооборотов.

В тепловом поле Земли вода меняет свое фазовое состояние и соответственно законы движения. Пар движется преимущественно от участков большего давления и температуры к участкам меньшего их значения [21]. Лед может перемещаться как обычное твердое тело, но применительно к зоне криогенеза движется сложным способом, постоянно меняя фазовые состояния даже при отрицательных температурах [19].

Движение жидкой воды, которое мы рассмотрим более подробно, происходит в результате передачи гидростатического давления от участков более высокого напора к участкам его более низких значений. Поэтому прежде чем переходить к рассмотрению вопроса о движении жидкой воды необходимо разобраться с характером пластовых давлений, формирующихся в водоносном горизонте.

4.1.1. Пластовое давление в водоносных горизонтах

Свободная вода в водоносном пласте, если она его заполнила после образования самой породы, т.е. в процессе климатического круговорота, располагается между частицами отдельных минералов и поэтому непосредственно не подвержена давлению горной породы, а находится под влиянием только гидростатического давления, т.е. веса вышележащего столба воды. Гидростатическое давление Рг определяется по формуле

Рг = ρв Н /10 (4.1)

где ρв — плотность воды; Н — глубина залегания измеряемой точки от уровня первого от поверхности земли водоносного горизонта. В этом случае Рг измеряется в кг/см

2 или атмосферах, поскольку давление 1 кг/см

2

примерно соответствует 1 атм, или 104 Па.

Накопленные к настоящему времени опытные данные действительно подтверждают, что в водоносных горизонтах верхней гидродинамической зоны пластовые давления совпадают с расчетными; т.е. равны гидростатическим. Иначе и не должно быть, так как в природе нет сил, которые заставили бы воду мигрировать в зону давлений, превышающих ее собственную массу.

107

В течение долгого времени к гидродинамике земной коры и подходили с позиций существования в подземных водах только гидростатических давлений. Классические работы Б.Л. Личкова, Ф.А. Макаренко, Н.К. Игнатовича, З.А.Макеева, Г.Н. Каменского и многих других, в которых обосновывается выделение двух или трех гидродинамических зон — активного, затрудненного и застойного водного режимов — базировались на учете соотношения областей питания и разгрузки, влияния рельефа, местного и регионального базисов эрозии, имея в виду гидростатическую природу напоров.

Углубление скважин в нефтегазоносных районах и более точные замеры пластовых давлений, т.е, давлений, наблюдаемых в реальном пласте, показали, что начиная с глубины первых километров пластовые давления в водоносных горизонтах становятся выше расчетных гидростатических в 1,3-1,6 раза. Такие давления стали называть аномально высокими. В ряде случаев аномальное давление достигает значений геостатического или литостатического (Рл), создаваемого весом вышележащих пород. Последнее соответственно определяется по формуле

Рл = ρп Н /10, (4.2)

где ρп — плотность породы; Н—глубина залегания горных пород. Так как плотность осадочных горных пород в среднем составляет

2,3 г/см3, а плотность даже соленой воды не превышает 1,4 г/см

3,

геостатическое давление на одних и тех же глубинах больше гидростатического в 2,0-2,5 раза.

Аномально высокие пластовые давления установлены при бурении глубоких нефтяных скважин в районах с большой мощностью сравнительно молодых (кайнозойских и мезозойских) неметаморфи-зованных осадочных отложений, располагающихся вдоль альпийских геосинклиналей, характеризующихся активной тектонической жизнью, наличием грязевого вулканизма и других тектонических явлений. В отдельных случаях, например в районах Предкавказья [8], на Туранской плите и других бассейнах [5] аномальные давления установлены на глубинах от 0,5 км.

Причины указанных высоких давлений вызвали споры среди исследователей. Поэтому существует несколько точек зрения, объясняющих природу этих аномалий [10]. Одной из наиболее распространенных гипотез, объясняющих указанное явление, является литификационная гипотеза. Сущность этой гипотезы, наиболее полно развитой Ю.В. Мухиным, А.Е. Ходьковым, Г.Ю. Валукони-сом, И.Г. Кисейным, Ю.А. Ежовым, Ю.П. Вдовиным и др., заключается в том, что уплотнение глинистых осадков, происходящее под влиянием массы вышележащих пород, а также в процессе их диагенеза и катагенеза, обусловливающих отжатие седиментацион-ной свободной, полусвязанной и связанной воды, приводит к созданию избыточного давления, которое благодаря плохой проницаемости глинистых и эвапоритовых осадков, сохраняется в течение

108

геологически длительного времени. Основным возражением против этой гипотезы является то обстоятельство, что наиболее интенсивное уплотнение глинистых осадков происходит на глубинах нескольких сот метров от дневной поверхности, тогда как аномальные пластовые давления наблюдаются обычно на больших глубинах, достигающих 5-7 км. Однако это возражение не правомочно и легко снимается, если учесть, что на больших глубинах отжимается не свободная, а связанная вода в условиях резко уменьшающейся проницаемости и гидравлической изолированности горных пород. Связанная вода относительно свободной для своего выделения требует больших давлений, а высокая гидравлическая изолированность пород способствует сохранению этих давлений в течение довольно длительного даже геологически времени.

Другие предложенные гипотезы для объяснения аномально высокого пластового давления привлекают такие природные явления, как восходящая миграция флюидов через глинистые, эвапори-товые и другие толщи под воздействием сжимающих неотектонических сил (К.А. Аникиев), выжимание растворов из горных пород под воздействием геостатических и тектонических сил, в результате которых происходит растворение зерен скелета минералов или цементация пор выпадающими из раствора минералами (И.Г. Киссин), поступление в чехол осадочных пород глубинных флюидов, выделяющихся в процессе дифференциации и дегазации вещества мантии Земли (П.Н. Кропоткин, Б.М. Валяев), создание гидродинамических напоров в областях с высокими гипсометрическими отметками (М.Ф. Мирчинк, Б.С. Воробьев) и др. Все эти гипотезы, однако, вызывают различные возражения и не пользуются признанием.

Литификационная гипотеза учитывает, что вода в недра земли попадает в результате геологического круговорота и вытесняется из горных пород все более усиливающимся с глубиной литостатическим давлением. Поэтому она наиболее полно укладывается в схему геологического движения воды на значительных глубинах и является, на наш взгляд, бесспорной.

Лучшим доказательством реальности литификационной гипотезы является тот факт, что аномально высокие пластовые давления обычно связаны с молодыми мезо-кайнозойскими образованиями, содержащими большое количество глин, затрудняющих свободное перемещение воды не только по вертикали, но и по горизонтали. Совершенно естественно, что после того, когда ранее увеличивающаяся литостатическая нагрузка стабилизируется, в течение некоторого времени аномальное давление будет сохраняться, но абсолютное его значение должно уменьшаться в силу неполной изолированности реальных природных обстановок.

Находящиеся под высоким пластовым давлением жидкость или газ будут стремиться освободиться от избыточного давления. И это их стремление может быть реализовано в течение определенного геологического времени. Дело в том, что аномальные давления

109

наблюдаются в породах, которые не полностью уплотнены и кон-солидированы. А если это так, то с течением времени уплотнение пород будет возрастать, что в условиях отсутствия внешней нагрузки должно приводить к увеличению их пористости, а значит и снятию определенной части литостатического давления. Так, в условиях значительных, глубин при определенном сочетании геологических факторов могут возникнуть горные породы повышенной пористости, и это подтверждается данными глубокого бурения, включая сверхглубокую Кольскую скважину [11].

Нельзя не учитывать и возможность того, что с течением времени вода может покинуть систему с аномально пластовым давлением. Ведь высокое давление обеспечивает мгновенное заполнение каждой вновь возникающей даже малейшей трещинки, пустоты, каверны. Поэтому постепенно по мере консолидации и уплотнения пород и связанного с этим образования трещин должно наблюдаться как бы растекание воды от мест с большим давлением к местам с меньшим их значением, что будет приводить к выравниванию, а значит и уменьшению давления (с учетом частичной миграции воды из систе-мы аномального давления). Как показывают фактические данные по замерам реальных пластовых давлений, последние на той или иной глубине начинают приближаться к литостатическим (рис. 4.1). Все это позволяет в разрезе земной коры выделить три гидродинамические зоны, различающиеся характером пластовых давлений.

1. Зону гидростатических пластовых давлений, распространяющуюся до глубины 2-3 км, с преобладанием нисходящего и горизонтального движения подземных вод инфильтрационного генезиса. 2. Зону переходных между гидростатическим и литостатическим пластовых давлений, нижняя гра ница которой может Рис. 4.1. Общая схема вертикальной гидродинамической зональности земной коры [7]. Зоны: I — литостати- ческих пластовых дав- лений; II — переход- ных пластовых давле- ний; III — гидростати- ческих пластовых дав- лений. Средние графики пластовых давлений в областях: 1 — аль- пийского складкообразования; 2 — герцинс-кого складкообразования; 3 — байкальского складкообр азования ; 4 — дорифейского складкообразования. Гг и Гл - градиенты соответственно условного гидростатического и литостатического давлений

110

достигать 7 км. В пределах этой зоны распространены в основном седиментационные воды. 3. Зону литостатических давлений, в пределах которой содержатся в основном физически связанные воды и редко свободные. Во второй и третьей зонах преобладают восходящие потоки подземных вод.

По имеющимся данным нижняя граница переходных давлений зависит от возраста и характера геологических структур и колеблется в следующих пределах: в областях альпийской складчатости 2-3 км, в областях герцинской складчатости 3-4 км и в областях байкальской и рифейской складчатости составляет около 7 км, т.е. в течение геологического развития земной коры зона переходных пластовых давлений закономерно погружается, а мощность верхней зоны — возрастает.

Возможно ли наличие пластовых давлений в водоносных горизонтах, превышающих значение литостатических давлений? На этот вопрос следует ответить положительно. Такое возможно в областях, где горные породы испытывают дополнительное давление за счет, например, внедрения магмы, давление которой превышает литостатическое, или, например, в зоне погружения литосферных плит одна под другую (зона Беньофа —Заварицкого), в областях вулканической деятельности и т.д.

4.1.2. Гидродинамическая зональность земных недр

В связи с установлением фактов аномально высоких пластовых давлений в подземной гидросфере изменилось представление о природе и характере гидродинамической зональности земной коры. Бытовавшее ранее мнение о гидродинамических зонах, как зонах разной интенсивности водообмена с единой природой гидростатических давлений, сменилось представлением о разной природе последних. Началась разработка новых схем гидродинамической зональности земных недр. Этим вопросом занимались Ю.В. Мухин, А.Е. Ходь-ков, Г.Ю. Валуконис, Л.Г. Заварзин, Ю.А. Ежов, Ю.П. Вдовин, И.Г. Киссин и др.

Сопоставление схем гидродинамической зональности, предложенной различными авторами, приведено в табл. 4.1. Анализ этой таблицы показывает, что большинство исследователей под различными названиями выделяют три близких по сути гидродинамических зоны, различающихся характерами пластовых давлений и движением подземных вод. Более удачными нам представляются названия зон, предложенные Ю.А. Ежовым и Ю.П. Вдовиным, так как они отражают природу формирующихся в этих зонах напоров. Поэтому в дальнейшем мы и будем придерживаться этой терминологии.

В соответствии с гидродинамической зональностью в недрах земли выделяются и разные типы гидродинамического режима подземных вод, под которым следует понимать характер движения воды, обусловленный величиной пластовых давлений и степенью

111

гидродинамической закрытости водоносных систем. Обычно выделяют три типа гидродинамического режима [8].

1. Режим инфилыпрационного типа, в пределах которого движение подземных вод происходит вследствие разности напоров в зоне современной

112

инфильтрации и зоне разгрузки. Пластовое давление подземных вод равно гидростатическому. При благоприятных условиях режим этого типа может существовать до глубины 5 – 6 км (рис. 4.2). В этом случае важно только, чтобы была единая гидравлическая система и область питания превышала область разгрузки.

2. Режим элизионного (выжимающего) типа. Движение вод происходит вследствие их выжимания из пород, уплотняющихся под действием геостатического давления или возникающих тектонических напряжений. Этот тип режима наблюдается обычно на глубинах, превышающих 1000 м. Пластовое давление, как правило, выше гидростатического, но значительно ниже литостатического.

3. Режим глубинного типа характерен для водонапорных систем, залегающих в глубоких частях подземной гидросферы. Основными причинами движения вод в зоне действия этого режима является воздействие на них геостатического и тектонического давлений. Такое воздействие возможно лишь в условиях существенной изоляции глубинных водонапорных систем, ибо при наличии хорошего оттока жидкости внешнее давление воспринимается преимущественно скелетом породы. Пластовое давление может достигать значений геостатического давления и даже его превышать.

Таким образом, в настоящее время в земной коре выделяются несколько резко отличающихся по характеру пластовых давлений типов гидродинамического режима. В пределах каждого из этих типов режима законы движения подземных вод носят различный характер. В настоящее время наиболее изученным в этом отношении является инфильтрационный тип режима, в пределах которого

Рис. 4.2. Схе ма питания и разгрузки термальных вод. По Д.Е.Уайту: 1 — породы с низкой проницаемостью; 2 — проницаемые породы; 3 ~ кристаллические породы; 4 — напр авление движения воды; 5 — разлом

113

выделяется два подтипа: режим грунтовых (безнапорных) вод и режим артезианских (напорных) вод. Однако прежде чем переходить к этому вопросу необходимо хотя бы кратко познакомиться с основными элементами фильтрационного потока.

4.1.3. Основные гидродинамические элементы

фильтрационного потока

Прежде всего отметим, что под фильтрацией понимается движение одно- или многофазных капельножидких подземных флюидов через горные породы, обусловленное наличием перепада напоров. Водоносный горизонт, через который идет фильтрация воды, называется соответственно фильтрационным потоком. Наряду с основными элементами водоносного горизонта (см. раздел 2.5), фильтрационный поток характеризуется рядом гидродинамических элементов.

Основными гидродинамическими элементами фильтрационного потока являются: пьезометрический напор, напорный градиент, линии тока и линии равных напоров. При этом для простоты расчетов под фильтрационным потоком понимается не реальный поток жидкости, движущийся только через поровое пространство, а фиктивный поток, занимающий весь водоносный пласт, включая поровое пространство и скелет породы [16].

Пьезометрический напор. Понятие о напоре воды введено в науку русским ученым Д. Бернулли. По его определению, величина напора выражается следующим уравнением:

Н = Р/γ + Z + v2/2 g, (4.3)

где Р — гидростатическое давление в исследуемой точке потока; γ — объемная масса воды; Z — высота исследуемой точки потока над выбранной плоскостью сравнения напоров; v

2/2g — скоростной напор, который в потоке

подземных вод весьма мал и обычно приравнивается к нулю. В этом случае

Н = Р/ γ + Z. (4.4)

Правая часть уравнения (4. 4) известна под названием пьезометрического напора, а отношение Р/у = hn как пьезометрическая высота. Последняя представляет собой высоту, на которую должна подниматься вода над выбранной точкой потока под влиянием гидростатического давления Р в этой же точке. В случае безнапорного потока пьезометрическая высота равна глубине погружения данной точки от зеркала грунтовых вод (рис. 4.3, а), а в случае напорных вод — глубине погружения точки от пьезометрической поверхности этих вод (рис. 4.3, б). Из изложенного видно, что пьезометрический напор слагается из двух величин: пьезометрической высоты h п и высоты данной точки потока над выбранной плоскостью сравнения напоров Z,

Н = h п + Z. (4.5)

114

Рис. 4.3. Графическое изображение пьезометрической высоты в сква жине для безнапорных (а ) и напорных (б) вод: 1 — зеркало грунтовых вод; 2 — водоупор; 3 — пьезометрическая поверхность

Для подземных вод с горизонтальным залеганием водоупорного основания за плоскость сравнения берется обычно подошва водоносного слоя, тогда пьезометрический напор Н равняется мощности потока h (рис. 4.4, а). Для подземных вод с наклонным залеганием водоупорного основания за плоскость сравнения берут любую горизонтальную плоскость, проходящую ниже водоупорного основания и по отношению к ней рассчитывают напор (рис. 4.4, б).

Напорный градиент. При движении воды через поры горных пород часть напора теряется на трение, что создает уклон поверхности подземных вод в сторону их движения. Если сделать вертикальный разрез по направлению движения подземных вод, то получим кривую движения напора: у вод со свободной поверхностью она называется кривой депрессии, а у напорных вод — пьезометрической кривой.

Рис. 4.4. Графическое

изображение пьезометрического напора подземных вод с горизонталь-ным (а) и наклонным (б) залеганием водоупорного осно-вания: 1 — зеркало грунтовых вод; 2 — водоупор; 3 — плоскость сравнения напоров

115

Средний уклон Iср кривой депрессии (или пьезометрической кривой) подземных вод равен:

Iср - (H 1 - Н 2)/Х =∆Н/Х , (4.6)

Где H 1 и Н 2 — напоры воды в любых двух сечениях; X — расстояние между выбранными сечениями.

Действительное значение уклона в любой точке представляет собой предел этого выражения и является напорным градиентом в этой точке. Он равен:

I = lim(∆Н/Х) x→ 0 = - dH /dX . (4.7)

Знак минус ставится потому, что по направлению движения воды значения X возрастают, а Н уменьшаются, следовательно, производная dH /dX имеет отрицательный знак. В случае горизонтального водоупорного ложа Н = h и, следовательно:

I =∆h /Х = - dh/dX . (4.8)

Пример формирования пьезометрической поверхности приведен на рис. 4.5, из которого видно, что главными условиями ее образования являются превышение области питания над областью разгрузки и наличие водоупорных отложений.

Линии тока и линии равных напоров. Линия тока представляет собой линию, которая касательна в каждой своей точке к вектору скорости частицы жидкости, находящейся в этой точке. При установившемся движении в каждой из точек фильтрационного потока скорости остаются во времени постоянными по величине и направлению. Следовательно, постоянными остаются и линии тока. Говоря другими словами, при установившемся движении линии тока совпадают с траекториями частиц жидкости.

При неустановившемся движении скорость частицы в каждой точке движения изменяется и по величине, и по направлению, следовательно, изменяются и линии токов. В этом случае линия тока, как это было показано Н.Н. Павловским, не совпадает с Рис.4.5. Формирование гидростатических напоров в водоносном горизонте: 1 — граниты; 2 — пески; 3— глины; 4— уровень под-земных вод; 5 — родник; 6 — пьезометр ический уровень; 7 — направление движения под-земных вод; 0-0 — плоскость сравнения

траекторией движения частицы жидкости, а отражает лишь направление скоростей движения точек, лежащих на ней в данный момент времени. В то же время траектория рисует нам путь,

116

проходимый данной частицей жидкости в различные моменты времени. Следовательно, в зависимости от поведения линии тока надо различать

установившееся и неустановившееся движение. При установившемся движении параметры потока — мощность, напорный градиент и расход — не изменяются во времени, в то время как при неустановившемся эти параметры беспрерывно изменяются.

Линии, перпендикулярные к линиям токов, представляют собой линии равных напоров, или эквипотенциали. Проекции этих последних на горизонтальную плоскость представляют собой гидроизогицсы (для безнапорных вод) или гидроизопьезы (для напорных вод).

Система линий равных напоров и перпендикулярных к ним линий тока образует гидродинамическую сетку или, иначе говоря, сетку движения подземных вод. В условиях установившегося движения гидродинамическая сетка будет постоянной во времени, в условиях неустановившегося движения — переменной. На рис. 4.6 в качестве примера приводится гидродинамическая сетка установившегося движения подземных вод в основании плотины.

Использование гидродинамических сеток для практических целей возможно лишь при следующих условиях: 1) установившемся движении; 2) однородности пористой среды; 3) постоянной плотности и вязкости жидкости; 4) ламинарном характере движения жидкости.

Если линии токов параллельны некоторой плоскости, секущей поток, то поток называют плоским. Если эта плоскость вертикальна, поток называется плоским в разрезе, если горизонтальна — плоским

Рис. 4 .6. Гид-родинамическая сетка движения подземных вод под плотиной [16]: H1 и H2 — напор воды соответственно в верхнем и нижнем бьефе; H — разность напоров воды в нижнем и верхнем бьефе; b — половина ширины флютбета плотины; N1, N2, N3, N4 — эквипотенциали; S1, S2, S3, S4 — линии тока с указанием направления движения воды

117

Рис. 4.7. Схема плоского грун-тового потока при фильтрации через узкий водораздел меж ду каналом и рекой в плане. Примером плоского потока в разрезе может служить фильтрация воды из канала в реку при параллельности линий токов в плане (рис. 4.7).

Если линии токов представляют собой семейство прямых, сходящихся в одной точке или расходящихся от нее, и перпендикулярно к ним проходит семейство окружностей линий равных напоров, то такой поток называют радиальным. Радиальный поток может быть сходящимся, например: приток воды к скважине при откачке (рис. 4.8) или расходящимся — при нагнетании воды в скважину. В реальных природных условиях плоский и радиальный потоки носят более сложный характер (рис. 4.8).

Границы фильтрационного потока. Потоки подземных вод имеют естественные границы. Нижней границей является водоупорное основание. Оно может быть горизонтальным или наклонным. Верхней границей потока является свободная поверхность воды (для безнапорных вод) или подошва водоупорного слоя (для напорных вод).

Боковыми границами потока являются зоны его дренажа и питания. Этими границами могут быть реки, овраги, болота, озера. Если обе границы находятся на большом удалении от изучаемого участка, то поток рассматривается как неограниченный, полагая в расчетах, что его границы находятся "в бесконечности". Если значительно удалена только одна граница, поток называется полу- Рис. 4.8. Радиальный сходящийся поток при откачке из скважины (стрелками показано направление движения воды)

118

ограниченным. Наконец, если области питания и разгрузки расположены рядом, то поток рассматривается как ограниченный.

4.1.4. Линейный закон фильтрации, или закон Дарси

Фильтрация воды, как форма движения, изучается давно. Ос-новоположниками этого направления следует считать М.В. Ломоносова, Д. Бернулли и Л. Эйлера, которые положили начало разработки законов подземной гидравлики. В 1856 г. на основе опытов фильтрации воды через различные пористые среды, французский исследователь Анри Дарси установил основной закон движения подземных вод, получивший в последствии его имя, или линейного закона фильтрации, а французский инженер Ж. Дюпюи применил первым этот закон на практике.

Закон Дарси формулируется следующим образом: количество воды Q, просачивающейся через породу в единицу времени, пропорционально величине падения напора при фильтрации ∆Н и площади поперечного сечения породы F и обратно пропорционально длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды (рис. 4.9):

Q = k(∆H/L)F, (4.9)

где k — коэффициент пропорциональности, зависящий от физических свойств породы и фильтрующейся жидкости. Этот коэффициент получил название коэффициента фильтрации. Обозначив отношение падения напора ∆Н к длине пути фильтрации L через напорный или гидравлический градиент I, получим:

Q = k I F. (4.10)

Это уравнение представляет собой в общем виде выражение

Рис. 4.9. Схема прибора, демонстрирующего движение воды в пористой среде в соответствии с законом Дарси: Z1 и Z2 — координаты точек 1 и 2, в которых измерены пьезометрические напоры h1 и h2: H1=h1+Z1 и H2=h2+Z2; Z — путь фильтрации; 0-0 — плос-кость сравнения

119

расхода фильтрационного потока. Разделив обе части уравнения (4.10) на F, получим

Q/F = v = kI. (4.11)

Уравнение (4.11) выражает закон Дарси, отражающий линейную зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Если принять I = 1, то v = k. Отсюда вытекает физический смысл коэффициента фильтрации, представляющий собой скорость фильтрации воды при гидравлическом градиенте, равном единице. Поэтому размерность коэффициента фильтрации та же, что и скорости движения в оды, т.е. см/с, м/ч или м/сут.

Следует учитывать, что скорость фильтрации, рассчитанная по формуле (4.11), не равна действительной скорости движения воды в порах или трещинах породы, так как вместо реального рассматривается фиктивный поток. Чтобы получить реальную скорость движения подземных вод U, необходимо скорость фильтрации v разделить на пористость породы п

U = v/n . (4.12)

Так как п всегда меньше 1, то получаемая из закона Дарси скорость фильтрации всегда меньше действительной скорости движения. Непосредственно действительные скорости движения воды не зависят от свойств зерен минералов, слагающих водоносный горизонт, но косвенно минеральный состав породы влияет, так как он опре деляет характер и структуру пор. Чем больше размеры пор, тем больше скорости движения подземных вод.

На практике для характеристики фильтрационных свойств горных пород наряду с коэффициентом фильтрации используется коэффициент водопроводимости Т, равный произведению коэффициента фильтрации k на мощность водоносного горизонта m или пьезометрический напор h

Т = k m или Т = k h . (4.13)

Размерность коэффициента водопроводимости выражается в м2/сут или

см2/с. Физически коэффициент водопроводимости выражает способность

площади водоносного горизонта фильтровать воду в единицу времени при напорном градиенте, равном единице. Водопроводимость горных пород зависит от многих факторов: пористости пород, их структуры, степени засоленности, а также вязкости, температуры и плотности воды.

Коэффициент фильтрации k связан следующей зависимостью с коэффициентом проницаемости Кп:

k = Kпγ /μ, (4.14)

где γ — объемная масса воды; μ — вязкость воды. Так как при t = 20° С объемная масса чистой воды и ее вязкость близки к

единице (см. табл. 1.2), то переведя значения k и Кп в одни единицы, получим, что в случае скорости движения воды,

120

равной 1 см/с, проницаемость таких пород составит примерно 1,02·10-5

см2, или 1,02·10

3 Д. Иногда в литературе встречаются указания, что

коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость горных пород. Но это по сути неверно. Другое дело, что зная k, можно рассчитать Кп, т.е. оценить водопроницаемость горных пород (см. раздел 2.4).

В табл. 4.2 приведены коэффициенты фильтрации и проница емости для различных пород и грунтов [6]. Отметим лишь, что

Таблица 4 . 2

Породы и грунты Пористость, % К п, мкм2 к, см/с

Гли ни ст ый из ве стн як 2 1∙1 0-4 8,5∙10 -8

И зв е стн як 16 1,4∙10-1 1,2∙10 -4

И ли ст ы й п е сч а ни к 12 2,6 ∙1 0-3 2,2 ∙1 0 -6

Гр уб ый п е сч ан ик 12 1,1 9,4∙10 -4

П е сч ан и к 29 2,4 2,1∙10 -3

М е лк о з ер н и ст ы й пе со к - 9,9 8,5∙10 -3

С ре д н е зе р н и ст ый пе со к - 2,6 ∙102 2,2∙10 -1

К р уп н о з ер н и ст ы й пе со к - 3,1∙103 2,7∙10°

Грав ий - 4,3 ∙104 3,7∙ 101

М он т м ор и л л он и т - 10 -5 4,7∙ 1 0 -9

К ао л и ни т - 10 -3 4,7∙ 10 -7

в практике коэффициент фильтрации используют главным образом для характеристики фильтрационных свойств рыхлых пород и грунтов, а коэффициент проницаемости — для монолитных горных пород.

Необходимо также обратить внимание на то, что свойства воды существенно меняются с изменением температуры. При повышении последней уменьшается вязкость жидкости, ослабевают и практически исчезают капиллярные силы. Поэтому при температурах свыше 50° С уже наблюдается переход части связанных и капиллярных вод в гравитационные и наоборот, что сказывается на характере движения свободных вод. Влияет на вязкость воды и ее соленость, с ростом которой вязкость и плотность раствора возрастают. Зависимость между ними при одной и той же температуре выражается параболической кривой (рис. 4.10). Из рисунка нетрудно увидеть, что при одном и том же напорном градиенте скорость фильтрации пресных вод при температуре 5-20° С почти в 2 раза выше скорости фильтрации соленых вод плотностью 1,18 г/см

3 при

той же температуре.

121

Рис. 4.10. Зависимость между плотностью ρ и вязкостью η рассолов при t =20° С [10]

4.1.5. Границы применимости закона Дарси

Линейный закон фильтрации применим не для всех типов вод. Первое ограничение по его применению связано с определенной скоростью фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нарушается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока (верхний предел применимости). При малых скоростях фильтрации на движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения, действующие со стороны минеральных частиц горной породы. В том и другом случае нарушается прямая зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Закон Дарси применим поэтому только для ламинарного типа движения, которое является параллельно-струйчатым без разрывов и пульсаций, с плавным изменением скорости. Движение подземных вод в подавляющем большинстве случаев является ламинарным. Однако в грубообломочных, сильно трещиноватых и закарстованных породах при откачках, а также в горных выработках может возникнуть турбулентное движение. Это движение характеризуется большими серостями, пульсацией и носит вихревой характер.

Переход ламинарного движения в турбулентное происходит при критической скорости, величина которой зависит от ряда параметров: диаметра зерен породы, ее пористости, плотности и вязкости воды. Для определения критической скорости воды в пористой среде Н.Н. Павловский предложил следующую формулу:

122

v кр = (0,75n + 0,23)μ/ρ·Re/d e, (4.15)

где п — пористость ; μ - вязкость воды; ρ — плотность воды; Re — число Рейнольдса; de — действующий диаметр.

В общем виде числа Рейнольдса можно определить по следующей формуле [13]:

Re = 2 ρ UR / μ, (4.16)

где R — гидравлический радиус, равный отношению площади поперечного сечения к смоченному периметру потока.

Как показывают исследования, vкр зависит главным образом от размера пор и колеблется от 300 до 800 м/сут, т.е. при скоростях, которые редко наблюдаются в подземных водах.

Переход ламинарного движения в турбулентное сопровождается отклонением от линейного закона фильтрации и переходом его в нелинейный, подчиняющийся закономерности Шези-Краснопольского:

v = k√I . (4.17)

Отличие нелинейного закона фильтрации от линейного, следовательно, заключается в том, что при турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна напорному градиенту в степени 1/2.

В случае, если водоносный горизонт отличается большой фильтрационной неоднородностью, то движение воды может иметь смешанный характер. В общем виде это выражается уравнением Прони [21]

I = av+bv2 (4.18)

где а я b — коэффициенты, зависящие от вида движения воды и свойств пористой среды, определяемые экспериментально.

При фильтрации жидкости через весьма тонкие капилляры (на пример, глины) связанная вода практически полностью перекрывает сечение поровых каналов. Для того, чтобы началась фильтрация в таких породах, необходимо создать некоторый градиент, обусловленный наличием в глинах связанной воды, которая, являясь вязко-пластичной жидкостью, обладает определенной сдвиговой прочностью [3].

В случае создания необходимого начального градиента напора начинается фильтрация в соответствии с законом Дарси, который записывается в следующем виде:

v = k ( I – I п р ) = k ( I – 4/ 3 I 0 ) . (4.19)

Принятые здесь обозначения понятны из рис. 4.11. В отличие от песчаных пород, в глинистых породах зависимость между v и I носит сложный характер: параболический на участке (1-2) и прямолинейный на участке (2-3). Точка 1 соответствует начальному напорному градиенту I 0 , только при превышении которого фильтрация возможна, но не в соответствии с линейным законом. Точка 2 соответствует предельному напорному градиенту I п р , при превышении которого становится справедливым закон Дарси.

123

Рис. 4.11. Зависимость между скоростью фильтрации v воды и напорным градиентом I для песчаных (a ) и глинистых (б) пород. По Н.А. Цытовичу

Третье ограничение рассматриваемого закона связано с тем, что он

разрабатывался для условий свободной фильтрации жидкости, т.е. для вод климатического круговорота. Распространять его действие на воды геологического круговорота, механизм движения которых иной, пока нет оснований. Элизия воды из глинистых отложений при их уплотнении происходит также при определенном начальном градиенте и не исключено, что находится в пределах отрезка кривой 1-2 (см. рис. 4.11). Применительно к процессам элизии, механизм которых можно уподобить поршневому вытеснению, расход формирующегося потока определяется не градиентом напора, а многими другими факторами (см. раздел 4.2.2). Поэтому ожидать прямой зависимости между расходом потока и градиентом напора нет основа-ний. Необходимы в этом плане специальные исследования.

Следовательно, закон Дарси применим для ламинарного течения жидкости, мигрирующей с относительно невысокой скоростью в проницаемых горных породах в условиях гидростатического давления, т.е. при гидродинамическом режиме инфильтрационного типа. Для элизионного типа режима, при котором происходит деформация пористой среды, Вопрос о применимости этого закона остается открытым. Более подробно законы движения свободной воды из-ложены в специальных учебниках [13, 16, 21 и др.].

4.1.6. Конвективное движение воды

Наряду с фильтрацией воды в горных породах имеет место ее конвекция — тепло- и массоперенос движущимися потоками вещества, в данном случае дополнительный перенос воды не обязательно в направлении ее основного движения. Особенно велико значение конвекции в переносе в водном растворе растворенных в них солей.

Одним из примеров конвективного переноса является вертикальное перемещение в гравитационном поле подземных вод, имеющих разные плотности. В этом случае более тяжелая вода может опускаться в нижние горизонты, а более легкая — в верхние. Правда, этот эффект может значительно проявляться только в том случае, если боковое движение воды (фильтрация) будет незначительным.

124

Различие в плотности природной воды может быть обусловлено их разной температурой или концентрацией растворенного вещества. В первом случае конвективное движение называется тепловым, во втором — концентрационным. В крупных порах и трещинах механизм конвективного переноса близок к опусканию более тяжелого камня в пластичной глине. Такое движение происходит в основном в виде отдельных струй: одна струя более тяжелой воды опускается вниз, другая из более легкой воды поднимается параллельно первой. При этом разноплотностные растворы в отдельных случаях ведут себя в значительной мере, как несмешивающиеся жидкости. Движение заканчивается, когда растворы распределятся строго по плотности.

Идея конвективного струйного перемещения разноплотностных растворов была использована М.Г. Валяшко и др. для объяснения формирования в соленосных формациях высококонцентрированных рассолов хлоридного кальциевого состава. Экспериментальными данными было показано, что в песчано-глинистых отложениях при обычных температурах происходит перемещение тяжелой жидкости вниз, а легкой — вверх. Само перемещение воды происходит струями. Глинистые прослои только замедляют процесс конвекции, но не меняют его по существу. Любопытно, что этот процесс протекает без сколько-нибудь заметного изменения объема и при весьма ограниченном смешивании растворов разных плотностей. Конечно, необходимо учитывать, что такая картина может нарушаться более интенсивным движением вод в горизонтальном направлении по водоносному горизонту.

Особенно ярко тепловая конвекция проявляется в том случае, когда меняется фазовое состояние воды. Фильтрующаяся в глубокие горизонты вода, нагреваясь и переходя в пар, резко меняет свою плотность, что заставляет ее как более легкую двигаться вверх. Поднимаясь и охлаждаясь, пар снова переходит в жидкость, которая опускается. Так возникает явление газлифта — способа подъема воды, обусловленного ее-разрежением за счет попадания газа или образования пара. Такой способ подъема воды использу-ется и человеком, когда в воду специально нагнетается воздух и она, становясь более легкой, поднимается. В этом случае метод подъема воды получил название эрлифт.

Конвективным движением воды объясняется и такое природное и самобытное явление, как образование гейзеров — горячих источников, периодически выбрасывающих воду и пар. Гейзерный процесс, по мнению известного американского исследователя Д.Е. Уайта, связан с глубинной конвекцией, обусловленной в первую очередь изменением плотности воды и ее растворяющей способностью по отношению к кремнезему в зависимости от температуры. Энергия, необходимая для извержения, возникает за счет пароотделения из вод с температурой более 150° С.

125

Рис. 4.12. Схема движения воды в земной коре. По С.М. Григорьеву: 1 — нисходящее движение воды сквозь континенталь ную кору в дренажную оболочку; 2 —

горизонтальное перемещение воды в дренажной оболочке; 3 — восходящее движение паров сквозь океаническую кору из дренажной оболочки; 4 — движение нисходящих водных

растворов и восходящих паров в дренажной оболочке

Явление конвективного движения воды использовал и С.М. Григорьев для объяснения природы границы Мохо, о чем кратко рассказано в разделе 2.1. По его гипотезе нисходящие токи воды, достигнув глубин с температурой более 400° С вытесняют кверху имеющийся там пар и сами переходят в парообразное состояние. Пар, расширяясь, устремляется вверх (рис. 4.12). В результате между изотермами 374 и 450° С постоянны вертикальные токи воды и пара.

Приведенных примеров, вероятно, достаточно, чтобы понять, что конвективное движение воды в ряде случаев в земной коре играет важное значение и приводит к значительным геологическим результатам, которые поэтому нельзя не учитывать.

4.2. ДВИЖЕНИЕ ФИЗИЧЕСКИ СВЯЗАННЫХ ВОД

Физически связанные воды находятся под воздействием разнообразных сил взаимосвязи с горными породами и их движение как свободного физического тела ограничено. Вследствие этого они приобретают способность к передвижению либо, переходя в свободное состояние, передвигаются вследствие воздействия каких-либо дополнительных сил (см. раздел 2.3). Часто движение физически связанных вод, особенно в зоне аэрации, отождествляют с явлением влагопереноса, как формы массопереноса в зоне неполного насыщения, включающей перемещение гравитационных, капиллярных, иммобилизованных (в закрытых порах) и пленочных вод [14] В любом случае движение таких вод, по В.И. Вернадскому, "подчиняется особым законам, отличным от капельножидкой воды".

126

4.2.1. Капиллярная форма движения воды

Хотя капиллярные воды относят к свободным (см. раздел 2.3), их движение наряду с гравитационными силами обеспечивается дополнительно силами поверхностного натяжения, которые возникают под действием молекулярного притяжения жидкости к твердому телу. Давно замечено, что в тонкой стеклянной трубке, опущенной в воду, вода поднимается на некоторую высоту. При этом чем меньше диаметр трубки, тем больше высота подъема капиллярной воды над уровнем свободной воды (рис. 4.13). Это обусловлено тем, что при смачивании водой стенок сосуда за счет сил поверхностного натяжения поверхность воды стремится приобрести форму шара с образованием вогнутого мениска. Если же жидкость не смачивает стенки, которые являются гидрофобными в отличие от гидрофильных (смачивающихся), то формируется мениск выпуклой формы и соответственно уровень воды в трубке становится ниже уровня свободной воды.

В природных условиях за редким исключением породы являются гидрофильными и, соответственно, формируется капиллярная кайма или подзона. Высота капиллярного поднятия Нк зависит от гранулометрического состава горных пород: в мелкозернистых разностях она больше, в крупнозернистых меньше.

Подъем жидкости в капилляре означает, что давление Р1 на поверхности вогнутого мениска меньше, чем давление Р на плоской поверхности воды. Величина капиллярного давления Рк соответственно равна:

Рк = Р – Р1 (4.20)

или по уравнению Лапласа

Рк =2δπr1cos θ, (4.21)

где δ — поверхностное натяжение на границе воды с горной породой; r1 — радиус капиллярной трубки; θ — угол смачивания. Капиллярным силам противостоит сила, действующая вниз, равная массе воды (рис. 4.14),

Рис. 4.13. Схема капиллярного поднятия воды в трубках разного диаметра

127

Рис. 4 .14 . Схема распределения сил, определяющих высоту капил-лярного поднятия

Pв=πr1

2HKg/ρ , (4.22)

где ρ — плотность воды; g — ускорение свободного падения. При равенстве Рк и Рв найдем, что

HK=2δcos θ/r1 ρg. (4.23)

Если для воды поверхностное натяжение равно 75·103 Н/м, cos θ ≈ 1,0

и ρ = 1 г/см3, что характерно для пресной воды при Т = 20

° С в

кварцевом песке, то уравнение (4.23) упрощается до следующего вида: H=0,153/r1 , (4.24)

где Hк и r1 выражены в сантиметрах. Соотношение радиуса трубки и мениска r связаны через угол θ:

r = r1 /cos θ. (4.25)

Следовательно, высота капиллярного поднятия воды прямо пропорциональна поверхностному натяжению и косинусу угла смачивания и обратно пропорциональна радиусу трубки, плотности жидкости и ускорению свободного падения.

На капиллярное поднятие оказывают влияние температура воды, концентрация и состав солей в ней. С увеличением температуры понижается поверхностное натяжение, следовательно, и высота капиллярного поднятия. При увеличении концентрации солей возрастает поверхностное натяжение, поэтому минерализованная вода поднимается выше, чем пресная. Состав солей также оказывает влияние на капиллярное поднятие. Так, например, раствор NaCl поднимается выше раствора Na2SO4 той же концентрации.

Явление капиллярного поднятия воды в пластах горных пород имеет большое практическое значение. Капиллярная вода может служить источником питания растений. Силы, удерживающие эту

128

воду в капиллярах горной породы, относительно невелики, и поэтому она свободно засасывается корневой системой растений. В засушливых областях с ними связано развитие процессов засоления почв. Капиллярная влага, как известно, способна к устойчивому восходящему движению на участках неглубокого залегания уровня подземных вод. При данном процессе влага, достигающая поверхности земли, испаряется и в результате концентрирования в почвенном слое солей образуются солончаки, происходит засоление почв и горных пород, формируются соленые воды. Особенно интенсивно идет засоление, когда человек строит каналы, водохранилища и поднимает уровень воды до такой высоты, что подзона капиллярной воды достигает поверхности земли или критической глубины интенсивного испарения воды.

4.2.2. Молекулярно -диффузионное движение

Молекулы газов, жидкостей и растворенных в них веществ находятся в постоянном тепловом движении. Если к системе не приложены никакие силы, то через любое ее сечение встречные потоки молекул каждого вида равны между собой. Такое движение молекул обеспечивает лишь постоянное их перемешивание, но не дает направленного потока и поэтому называется самодиффузией.

В случае приложения каких-либо сил к системе формируется молекулярный поток вещества в направлении, обратном градиенту поля. В этом случае говорят, что происходит молекулярная диффузия вещества, стремящаяся к его выравниванию.

Если система разделена перегородкой, непроницаемой для одного или нескольких видов молекул и проницаемой для другого (или других), то такая диффузия "с неравными возможностями" называется осмосом.

Молекулярная диффузия происходит под действием градиентов концентрации, температуры, давления, электрического, магнитного, гравитационного и других полей. Однако важнейшими выступают силы гравитации, теплового и концентрационного полей.

Таким образом, в подземной гидросфере наряду с конвекцией повсеместно протекают процессы молекулярной диффузии. Те и другие являются разновидностью массопереноса, играющего важнейшую роль в развитии многих геологических процессов, В первом случае перенос массы осуществляется массовыми потоками, во втором — молекулярными. Если действуют и те и другие потоки одновременно, то имеет место конвективная диффузия. Основные виды массопереноса представлены в табл. 4.3.

Концентрационная диффузия. При стационарной диффузии, когда концентрация диффузионного вещества в любой точке пространства с течением времени не меняется, диффузионный поток, вещества может быть определен для одноименной задачи по формуле

129

Таблица 4 . 3 Основные виды массопереноса в подземной гидросфере [17]

Действую щая с ила Вид массопе ре нос а

Диффузионны й Конвектив ный Гр адиент

гр авитационного поля Барр одиффу зия

Выну жденная

конвекция –

филь тр ация

Гр адиент

геотер мического поля Т ер модиффу зия

Естественн ая

конвекция –

тепловая

Гр адиент

концентр ационного

поля

Концентр ационная

диффу зия

Естественн ая

конвекция –

концентр ационная

Jд = Dm grad С = -Dm dC/dx . (4.26)

Это соотношение известно как первый закон Фика. Здесь Dm — коэффициент молекулярной диффузии, характеризующий скорость выравнивания концентрации в пористой среде; С — весовая концентрация раствора (на единицу объема); х — расстояние; grad С = dC/dx — градиент концентрации. Таким образом, диффузионный поток приводит к однородному распределению вещества во всей системе. Отрицательный знак указывает на перемещение вещества в сторону понижения концентра-ции. При grad С = 0, т.е. когда концентрация постоянна, диффузионный поток отсутствует.

Если концентрация изменяется во времени, то диффузия будет неустановившейся. Тогда изменение концентрации за единицу времени при одномерной диффузии равно:

dC/dt = Dmdiv grad С = Dm d2C/dx

2, (4.27)

где t — время; div — дивергенция (расхождение векторного поля). Уравнение (4.27) выражает второй закон Фика. Оно характеризует

накопление вещества в любой точке среды как функцию

времени. Коэффициент молекулярной диффузии изменяется в больших пределах.

В пористых породах диффузия развивается по тем же закономерностям, что и в свободной среде. На численные значения Dm сильно влияют пористость, размер пор и их структура. Они меньше, чем в свободной водной фазе. Для водонасыщенных пористых сред коэффициент молекулярной диффузии варьирует от п·10

-10 в очень плотных водонасыщенных глинах до n·10

-6 см

2/с в

рыхлых водонасыщенных песках. При неполной водонасыщенности Dm существенно зависит от влажности.

Конвективная диффузия или гидравлическая дисперсия (J) слагается из конвективного Jк и диффузионного Jд членов. Для фильтрационного потока с концентрацией вещества С и вектором

130

скорости V конвективная составляющая выражается величиной J к = CV. Полный поток с учетом уравнения (4.26) равен:

J = J к + Jд = CV – Dк gra d С. (4.28)

Закон Фика [уравнение (4.26)] справедлив для изотермических, процессов и при независимой диффузии, т.е. для случая, когда диффузия одного компонента не влияет на диффузию других. При невыполнении этих условий возникают более сложные явления изотермической многокомпонентной диффузии [21].

Подчеркнем еще раз, что процессы молекулярной диффузии проявляются повсеместно и играют важную роль во многих гид-рогеологических явлениях. Например, как было показано в раз деле 4.1.5, при градиентах напора, меньше начальных, гидравлический (фильтрационный) перенос вещества отсутствует, но молекулярный имеет место. Хотя последний протекает со значительно меньшими скоростями, чем фильтрация, но за геологически длительное время обеспечивает перенос огромных масс воды. В глубоких зонах литосферы, где пористость пород незначительна, диффузионно-молекулярный перенос воды и других веществ играет огромную роль [10]. Применительно к геохимии подземных вод роль молекулярной диффузии подробно раскрыта СИ. Смирновым [17].

Не меньшее значение процессы молекулярной диффузии играют и в зоне активного водообмена, особенно в зоне аэрации. Так, в незащищенных грунтах движение парообразной воды в условиях одинаковых давлений происходит в виде молекулярной диффузии под влиянием разности температур. Это явление называют термоосмосом, так как передвигается только вода, а соли остаются неподвижными. Термоосмос наблюдается в грунтах с высоким дефицитом влажности. Для перемещения такой воды в песках, напри*-мер, их влажность не должна превышать 1-6% [6]. После того как песок (или грунт) будет насыщен водяным паром, последний при охлаждении конденсируется. После этого новые порции пара мигрируют в зону конденсации. По такому же механизму термоосмоса происходит обратный процесс испарения влаги в более нагретом слое грунта, которым, как правило, является слой, выходящий на дневную поверхность.

Упоминавшееся ранее (см. раздел 2.3) движение пленочных вод от слоя с большей толщиной пленки к слою с меньшими ее размерами также по своей природе является диффузионным и относится к виду концентрационной диффузии.

Другим примером термоосмоса является миграция воды в сторону образующихся жил льда в грунтах. Как известно, при температуре ниже точки замерзания поровая вода превращается в лед. Пленка воды на растущем кристалле льда имеет пониженную температуру, а значит и более сильное поверхностное натяжение. Поэтому капиллярная вода, соприкасаясь со льдом, притягивается к растущему кристаллу [19]. Такое движение влаги к промерзающему

131

фронту более охотно происходит в среде, которая гораздо ближе к насыщению водой, чем в случае движения воды в виде пара.

Движение воды в зону промерзания приводит к непрерывному росту кристаллов льда, которые в свою очередь обусловливают пучение грунта — явления, широко развитого в областях с холод ным климатом и приносящего большие трудности в строительстве разнообразных объектов: жилых зданий, железных и шоссейных дорог, аэродромов, плотин и т.д.

В зону промерзания движется не только вода, но и соли, тяжелые металлы, разнообразные ионы. В результате, по П.Ф. Швецову, в областях с развитием многолетней мерзлоты формируются разнообразные криогенные геохимические поля. Явление криогенного солевого рассеяния, получившее признание только в последние десятилетия, широко используется в разнообразных целях, включая поиски полезных ископаемых [20].

Еще один пример молекулярной диффузии связан с движением воды в область высокой концентрации растворенных химических веществ. Если два типа воды имеют разную минерализацию и разделены слабопроницаемой перегородкой, вода перемещается из области с низкой концентрацией в область с высокой концентрацией растворенных веществ. Движение воды будет продолжаться до тех пор, пока соленость воды не выровняется по обеим сторонам перегородки. В этом случае говорят о концентрационном осмосе. Роль последнего для перемещения подземных вод до конца не ясна, однако она может оказаться значительной. Все дело опять же в соотношении диффузии и фильтрационной конвекции.

4.3 ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ КАК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ТЕЛА

Гидрогеология изучает воду прежде всего как геологическое тело, хотя форма последнего может меняться непрерывно. В этой связи напомним, что природным телом называется любая материальная вещь в природе с фиксированными пространственно-временными границами. Для геологического тела такого краткого определения пока не существует. Но если заменить в вышеприведенном определении слова "вещь в природе" на "структурированное вещество в земле", то и получится определение геологического тела. Под последним, по определению академика Ю.А. Косыгина, понимают часть статического геологического пространства, ограниченного геологической границей, внутри которой остаются постоянными или плавно меняются те свойства и характеристики, по которым определены границы этого тела [9]. Гидрогеологическое тело, в свою очередь, является разновидностью геологического тела.

Как и в геологии в целом, границы гидрогеологических тел проводятся на разных иерархических уровнях: горизонта, комплекса, бассейна, генетического типа воды, характера водообмена и т.д.

132

Необычность гидрогеологического тела состоит в том, что оно не занимает полностью геологическое пространство, а только часть его, не занятую горной породой, минералом, включая мельчайшие пространства в пределах кристаллической решетки. Вода проникает во все без исключения геологические тела, пронизывает их тончайшей сетью волосных капилляров и только местами образует массовые скопления, называемые бассейнами, резервуарами, месторождениями.

Вместе с тем распределение воды в недрах земли во многом определяется характерам и типом горной породы, ее сложением, составом, геологической структурой региона, историей ее развития и эволюции. Поэтому издавна в гидрогеологии сформировалось представление о геологической структуре, которая, по Е.В. Пинне-керу, характеризует "пространственное распределение подземных вод и их взаимоотношение с вмещающими породами" в недрах земли. Следовательно, геологическая структура и ее элементы выступают одной из форм проявления геологического тела воды. Более подробно этот вопрос изложен в гл. 6.

Следовательно, когда мы говорим о геологическом движении воды, то имеется в виду не только и не столько движение .воды через поры горных пород, сколько ее движение вместе с горной породой, т.е. ее размещение на определенной глубине, в определенном типе породы, форме такого размещения, взаимоотношения с породой и т.д. Если к этому добавить, что состав воды также является результатом ее геологического движения, то станет очевидной специфическая форма этого движения воды.

Геологическое движение водных растворов — результат более общих тектонических и геолого-структурных движений, обусловленных глубинными силами Земли. Оно неразрывно связано с геологическим круговоротом вещества в недрах земли и определяется такими явлениями, как движение литосферных плит, уплотнение и разуплотнение горных пород, выжимание и выдавливание воды, переход ее из связанного состояния в свободное и наоборот, гидратация и дегидратация пород на различных стадиях литогенеза, включая метаморфизм, химическое разложение и синтез воды и др. Ярким примером тому — движение воды в процессе ее захоронения в осадочных бассейнах.

В самом деле, как показано в разделе 3.4.2, в земной коре широко распространены седиментационные воды, которые занимают в основном нижние части разреза осадочных бассейнов. Возникает вопрос, каким путем и в какой форме морская вода оказалась погребенной на глубине 3-5 км и более. Что это — инфильтрация, диффузия, трансляционное движение, осмос? Очевидно, что ни одна из перечисленных выше форм движения воды в данном случае не подходит.

Образование седиментационных вод обязано геологическому круговороту вещества, при котором вода вместе с вмещающими ее

133

породами медленно погружается на значительные глубины по мере опускания отдельных участков земной коры, которое компенсируется накоплением осадочных пород соответствующей мощности. При.этом захороняются различные виды воды: конституционная, кристаллизационная, гигроскопическая, пленочная, свободная и др. По мере погружения и захоронения осадка соотношение между отдельными видами воды непрерывно меняется, один вид переходит в другой, часть ее молекул химически разлагается, часть отжимается из этой системы и т.д. Все эти процессы совершаются на фоне общего погружения осадков, которые и обеспечивают перенос воды на большие глубины в результате сил тектонической природы.

4.3.1. Элизионное движение воды

Элизия (выдавливание) воды из горных пород начинается с первых моментов их захоронения в седиментационном бассейне (морском дне). Решающее значение при этом имеет уменьшение порового пространства отложений, происходящее с течением времени двумя взаимосвязанными, но различными по своей природе путями: 1) механического (консолидационного) уплотнения за счет массы вышележащих пород, либо тектонических движений; 2) физико-химической переработки горных пород водой с заполнением пор вторичным цементом [4].

В природных условиях процессы механического и физико-химического изменения пористости не только взаимосвязаны, но и взаимообусловлены. Например, увеличение давления постепенно приводит к химическому преобразованию осадка, что, в свою очередь, сказывается на его величине. Во времени, однако, действие механических и физико-химических процессов не всегда совпадает. В целом по мере погружения осадков роль тех и других возрастает. Естественно, что при этом преобразование осадка протекает неравномерно, так как определяется скоростью погружения морского дна, темпами денудации пород на водосборах, тектоническими процессами и т.д. Все это приводит к периодичности и зональности процессов уплотнения, а значит и отжатия воды.

Особенно активно вода отжимается из глинистых отложений в силу того, что они обладают двумя специфическими свойствами в начальный период седиментации: 1) чрезвычайно высокой пористостью, быстро сокращающейся при уплотнении, и 2) наличием ми-нералов с большим количеством кристаллизационной и конституционной, воды, способной переходить в свободное состояние, начиная с определенного термобарического уровня.

Пористость только что отложившихся глинистых осадков составляет 70-90%. Начальная пористость песков 30-50%. Темп сокращения пористости уплотняющегося глинистого ила существенно зависит от глубины седиментационного водоема и скорости осадконакоп-

134

ления, что хорошо видно из сравнения рис. 4.15, а и б: одна и та же величина пористости (60%), соответствующая потере примерно 30% воды, для осадков Цюрихского озера и Черного моря достигается уже на первом десятке метров погружения, а для пелагической глины центральной части Тихого океана — на глубинах свыше 200 м. Для условий неглубокого моря первичная пористость глин падает вдвое уже на глубинах в несколько сотен метров. В дальнейшем темп сокращения объема порового пространства замедляется, и, несмотря на то, что характер уплотнения каждой глинистой толщи имеет свою специфику, кривые глубинного распределения пористости глинистых комплексов разных бассейнов весьма схожи (рис. 4.15, в). В глубоких зонах осадочного чехла пористость глинистых пород снижается до 3-8%.

Важно отметить, что по мере погружения глинистой толщи все меньшая доля отжимаемой из нее воды поступает обратно в морской

Рис. 4.15. Зависимость пористости (а и б) и открытой пористости (в) глин от глубины их залегания [12]: а — мелководные осадки: 1 — Цюрихское озеро; 2 — Черное море; б — центральная часть Тихого океана; в — нефтегазоносные бассейны: 1 и 2 — вер хняя юра и вер хний мел Западной Сибири; 3 и 4 — девон и верхняя пермь Тимано-Печорской впадины; 5 — триас Северного Прикаспия; 6 и 7 — пермь и неоген Западно -Кубанской впадины; 8 — рифт Восточной Сибири

135

бассейн. Наконец наступает момент прекращения гидравлической связи толщи глинистых образований с водоемом осадконакопления. Растворы из глин мигрируют в песчаники и кавернозные карбонатные породы, которые уплотняются в 2-4,5 раза хуже глинистых отложений. Уплотнение глин сопровождается увеличением давления поровой жидкости, максимальные значения которого можно определить по формуле [18].

Рж = Р/[1+1/а(1/ kT + εо /kж )] , (4.29)

где Р — масса рассматриваемой водоносной системы; kT — модуль объемной сжимаемости минеральных частиц породы; kж — модуль объемной сжимаемости жидкости; а — коэффициент уплотнения породы; εо — коэффициент пористости до деформации породы.

Уравнение (4.29) позволяет определить, какая часть от общего веса системы воспринимается жидкостью в том случае, когда уплотнение обусловлено только сжимаемостью породы за счет упругого режима водоотдачи. Результаты расчетов показывают, что даже при малых значениях а и е0 поровое давление уже близко к геостатическому, однако в силу того, что реальные природные системы редко относятся к идеально закрытым, из них всегда происходит отток какой-то части жидкости. Это и является причиной того, что реальное поровое давление в осадочной толще на относительно небольших глубинах по величине ближе к гидростатическому, чем геостатическому (см. рис. 3.8).

Г.В. Богомолов, Ю.В. Мухин и др. [2], рассматривая процесс отжатия флюидов без учета проявления упругих, молекулярных и капиллярных сил в условиях отсутствия в поровой воде свободных газов, считают, что процесс уплотнения глинистых осадков происходит по логарифмической зависимости и может быть выражен равенством

εi = εi-1 – k lg Р i / Р i-1 , (4.30)

где εi — приведенная пористость на данной стадии уплотнения, εi-1 — то же, на предшествующей стадии; k — коэффициент пропорциональности; Р i — давление от вышележащих пород на i-й стадии уплотнения; Р i-1 – то же на предшествующей стадии. Коэффициент пропорциональности k является тангенсом угла наклона α прямой линии уплотнения осадка к оси lgP в прямоугольной системе координат ε, lgP (рис. 4.16).

Каждый глинистый осадок имеет свои индивидуальные кривые и график уплотнения. Это обусловлено многими факторами, среди которых можно указать условия седиментации, форму, размеры и минеральный состав частиц, минерализацию и химический состав воды и т.д. Поэтому использовать различного рода типовые кривые уплотнения не рекомендуется. Необходимо в каждом конкретном случае получать определенные параметры уплотнения.

136

На начальном этапе уплотнения глин, пока не наступила стадия минералогического их преобразования (первые сотни метров), отжимается свободная и физически связанная вода. В этом случае объем отжимаемой воды близок к объему уменьшения порового пространства (табл. 4.4).

Таблица 4 . 4 Количество флюидов, выделяющихся из 1 м

3 осадка с начальной

пористостью 80% при его уплотнении [2]

Изменение пористости, % Количество выделяющихся флюидов

От До Всего, л % (от

общего количества)

При изменении пористости

на 1%, л 80 70 332 41,5 33,2 70 60 168 21,0 16,8 60 50 100 12,5 10,0 50 40 66 8,2 6,6 40 30 48 6,0 4,8 30 20 36 4,5 3,6 20 10 28 3,5 2,8 10 5 11 1,4 2,2 5 1 9 1,1 2,2 1 0 2 0,25 2,0

Итого - 800 100 -

Рис. 4.16 . Графики уплотнения глинистых осадков разл ич ног о воз рас та . По Г.В. Богомолову и Ю.В. Мухину:

1 — раннекембрийского; 2 —

раннеюрского; 3 — поздне-юрского; 4 — майкопского; 5 — апшеронского; 6 —

четвертичного

137

Формула для вычисления объема отжимаемых флюидов в этом случае может быть записана так

∆Vi = mi (εi-1 – εi) / (1 + εi) , (4.31)

где ∆Vi — изменение объема порового пространства на этапе уплотнения; εi и εi-1 — приведенная пористость осадка соответственно в конце и начале г-го уплотнения; mi и mi-1 — мощность осадка в конце и начале i-гo уплотнения.

Формула (4.31) применима только на начальной стадии уплотнения, так как в последующем соотношение объема изменения пор и объема отжимаемой воды изменяется вследствие усиления разнообразных физико-химических процессов в водоносных горизонтах (см. гл. 5).

Объемы отжимаемых из глин водных растворов применительно к конкретным природным условиям исследовались Ю.В. Мухиным, М.С. Бурштаром, Д.А. Назаровым, Н.А. Минским, Л.С. Маныло-вой, А.В. Кудельским и др., а также многими зарубежными специалистами [22,23], которые показали, что из уплотняющихся глин отжимается огромное количество воды. Так, пласт глины мощностью 50 м при перемещении в интервале глубин 1000-2000 м в Восточном Предкавказье отдает 20 м

3 воды на

каждый 1 м2, что достаточно для четырехкратного заполнения равновеликого

слоя песчаника с пористостью 10%. В Припятском прогибе 300-метровый слой пород в диапазоне погружения от 2000 до 3000 м способен отдать 24 м

3/м

2

воды. В пределах площади распространения этого пласта (~ 25 тыс. км2)

количество отжатого раствора составит 600 км3 [12].

Вопрос о направлении оттока из уплотняющегося слоя глины водного раствора остается пока дискуссионным. Так, Ю.В. Мухин [2], принимая поровое давление в глинистом пласте равным геостатическому, а в песчаном — гидростатическому, получил следующее уравнение оттока отжимаемой жидкости:

h = m0 H(γп – γ в)/2Н(γп – γ в) – m0γ в, (4.32)

где h — глубина границы зоны фильтрации в глинистом осадке от его кровли, разделяющей движение воды вверх и вниз; m0 — начальная мощность глинистого пласта; Н — глубина погружения кровли глинистого осадка; γп и γ в — объемная масса соответственно перекрывающих пород и воды (рис. 4.17).

Так как γп обычно равно 2,2-2,3, а γ в близко к 1,1 г/см3, то отношение γп :

γ в ≈ 2:1. Это позволяет значительно упростить уравнение (4.32): h = m0 H /(2Н - т0). (4.33)

Из этого уравнения следует, что в слое осадка положение границы раздела оттока отжимаемой жидкости вверх и вниз зависит главным образом от глубины погружения осадка, и на значительных глубинах, измеряемых 100-кратными его первоначальными мощнос-

138

Рис. 4.17. Схематическое изображение оттока воды в коллектор из уплотняющихся глин: / — уплотняющиеся глины; 2 — песчаники; 3 — граница кровли глин до их уплотнения; 4 — граница раздела движения воды вверх-вниз. тями, устанавливается равновесие: и вверх, и вниз отжимается примерно

одинаковое количество поровой жидкости. Выше этой глубины граница движения воды вверх-вниз смещается к подошве уплотняющихся глин, ниже — соответственно к кровле.

Иначе вопрос о распределении эпюры давления в уплотняющемся глинистом слое рассмотрен Г.Ю. Валуконисом и А.Е. Ходьковым [1], которые доказывают наличие в рассматриваемом слое глин двух зон уплотнения: зоны уплотнения, или активной зоны, и неуплот ненной (мертвой) зоны, расположенной в центре уплотняющегося пласта глин. В первой зоне протекают процессы уплотнения и отжатия поровой воды, а напор изменяется в соответствии с колебаниями градиента отжатия. Во второй зоне процесс уплотнения практически не протекает, а поровая жидкость находится под некоторым избыточным напором, которое всегда больше напора подземных вод в дренирующем глинистый пласт коллекторе.

Наличие двух зон уплотнения, по мнению указанных авторов, подтверждается фактами повышенной пористости центральных частей глинистых пластов большой мощности, а также фактами падения напоров от центра к периферии в водоносных горизонтах ряда бассейнов (Западно-Туркменский, Азово-Кубанский и др.), в разрезе которых присутствуют мощные глинистые толщи, являющиеся источником элизионных вод. Следует отметить, однако, что соотношение между двумя зонами уплотнения в глинах в процессе консолидации осадков будет постепенно меняться: мощность активной зоны возрастать, а пассивной (мертвой) — уменьшаться. Поэтому при прочих равных условиях в более древних бассейнах мощность пассивной зоны будет меньше, чем в молодых.

При уплотнении глинистого пласта, залегающего между двумя коллекторами, происходит двусторонняя фильтрация. При этом на начальном этапе процесса уплотнения отток в нижний коллектор происходит с большей интенсивностью, чем в верхний. Однако со временем эпюра давлений приобретает симметричный характер и

139

отток воды вверх и вниз выравнивается. При этом очертания эпюры порового давления определяются только граничными условиями и не зависят от характера уплотняющей нагрузки.

А.Е. Гуревич, учитывая, что в определении приведенных давлений в настоящее время существует известная условность, а наши представления о распределении проницаемости и пористости по разрезу недостаточны, считает, что "точное нахождение поверхности раздела в общем случае принципиально невозможно" [4 с. 60]. Далее, анализируя ряд частных условий, этот исследователь приходит к выводу, что в ряде случаев отток отжимаемых вод может происходить непосредственно на поверхность нормально к напласто-ванию слоев. В качестве условий, обеспечивающих отжимание воды только вверх, он называет следующие: 1) водоносные пласты — коллекторы являются закрытыми и не выходят на поверхность; 2) водоносные пласты фациально не выдержаны по падению; 3) глинистость разреза с глубиной возрастает; 4) толща уплотня - ющихся пород подстилается водоносными комплексами значительно литифицированных пород, выходящих на поверхность на повышен- ных гипсометрических отметках; 5) мощности пород возрастают к центру бассейна, пласты выклиниваются к периферии.

Возможности оттока отжимаемых вод не латерально, а нормально к напластованию соответственно возрастают за счет зон опесчанивания и других фациальных изменений в глинах, разрывных нарушений, зон трещиноватости и т.д.

Таким образом в случае глинистых пород преобладает отток в нормальном к напластованию направлении, а при уплотнении песчаных — по напластованию, так как глинистые слои на больших глубинах представляют непроницаемые барьеры для воды, отжимаемой из песчаных пород, и она вынуждена устремляться по напластованию того же песчаного пласта к области пониженного пластового давления.

Исходя из предположения, что вода, отжимаемая из уплотняющихся пород, удаляется на поверхность только по пластам проницаемых пород — коллекторов вверх по их напластованию, А.Е. Гуревич по выведенным им формулам ориентировочно рассчитал среднюю скорость элизионного потока, возникающий при этом гидравлический уклон и избыточное давление (табл. 4.5).

Приводимые в таблице параметры фильтрационного потока рассчитаны при следующих- допущениях: 1) скорость погружения пород есть линейная функция расстояния от выхода пород на поверхность и равна 10

-4 м/год; 2) мощности

пластов коллектора и глин постоянны на всем погружении и равны 20 м; 3) пористость глин зависит только от глубины их залегания, начальная пористость 0,38; вся вода, отжимаемая из глин в коллектор, оттекает по его восстанию; 5) поверхность раздела проходит в пластах глин по середине их мощности; проницаемость пород коллектора 0,2 D; 6) вязкость жидкости 10

-3 Па·с. Несмотря на безусловную ори-

140

Таблица 4 . 5

Зависимость скорости движения V, гидравлического уклона J и избыточного давления Р от глубины залегания пласта

Глубина залегания пласта, м

Зависимость пористости от глубины

Экспоненциальная Логарифмическая v,

м/год J, м/м P,МПа

v, м/год

J, м/м P,МПа

100 0,00076 0,000024 0,096 0,22 0,00070 0,70 500 0,00039 0,000012 0,039 0,0044 0,00014 0,14 3000 0,00032 0,000010 0,013 0,00073 0,000023 0,023

ентировочность полученных данных представляется все же, что они правильно отражают наиболее общую картину движения воды. Как видно из табл. 4.5, с глубиной скорости движения вод падают, гидравлические уклоны уменьшаются, интенсивность водообмена замедляется. При сочетании определенных геологических условий скорость движения и гидравлический уклон могут упасть практически до нуля, что будет способствовать созданию застойного режима вод и формированию на определенном этапе развития структуры аномально высоких пластовых давлений.

Все изложенное позволяет заключить, что несмотря на недостаточную изученность элизионного движения воды, в последние годы в этом направлении достигнуты серьезные успехи. Стало совершенно очевидным, что динамика подземных вод глубоких горизонтов не может быть правильно понята без учета геологической формы движения воды. Последняя базируется на фактах захоронения воды вместе с горными породами и последующего ее отжатия, т.е. на фактах генерации воды и других флюидов непосредственно в горных породах.

Все сказанное показывает, что водоносные горизонты, формирующиеся в процессе геологического круговорота воды, получают в основном питание не из внешних источников, что характерно для климатического круговорота, а из внутренних. Другими словами, водоносные горизонты получают питание за счет воды, выделяющейся из горных пород в процессе их уплотнения. Все это позволяет сформулировать представление о внутрипластовой области питания водоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполненных седиментационными водами (см. рис. 3.9).

Выделение внутрипластовой области питания воды в осадочных бассейнах совершенно меняет классическую схему обязательного движения подземных вод от внешних областей питания — горных сооружений — к областям разгрузки — пониженным участкам рельефа (см. рис. 2.11). Наличие внутрипластовой области питания

141

предполагает движение воды от центра бассейна к его периферии, от участков с большим количеством глинистых слоев к участкам развития коллекторов. В этом случае отвергается и понятие синхронности питания и разгрузки, т.е. бассейны, не имеющие никакого внешнего питания, тем не менее могут иметь продолжительное питание и разгрузку.

Наличие внутрипластовой области питания устанавливается по характеру гидравлических уклонов во многих артезианских бассейнах, особенно сложенных молодыми породами морского генезиса (Западно-Туркменский, Азово-Кубанский, Западно-Сибирский, Прикаспийский и др.). В этих бассейнах областями питания служат впадины, где геостатические давления самые большие. Поэтому движение вод, происходящее вследствие их выжимания из глин, направлено от мест с наибольшими геостатическими нагрузками к области меньших нагрузок. Со снижением интенсивности складкообразования, а следовательно, и с уменьшением темпа прироста геостатического давления замедляется процесс выжимания вод в участки меньших напоров.

Необходимо вместе с тем учитывать, что внутрипластовая область питания существует только в определенные этапы геологического развития структуры, связанные с интенсивным погружением или воздыманием территории, а также с воздействием дифференцированных тектонических движений. Осадки, прошедшие все стадии уплотнения, литификации и метаморфизма, предельно обеднены флюидами и не могут служить источниками большого количества подземных вод.

4.3.2. Движение глубинных вод

Под глубинными в данном случае понимаются генетические типы вод, сформированные на значительных глубинах в результате геологического и мантийно-океанического круговоротов, т.е. возрожденные, ювенильные и талассогенные (см. раздел 3.4.2). Генезис таких вод связывают не с отжатием их из горных пород в процессе уплотнения, а с возрождением (синтезом) молекул воды в процессе метаморфизма или выделением их из остывающего расплава в процессе кристаллизации последнего (ювенильные воды). Движение этого типа вод обусловлено высокими пластовыми давлениями, приближавшимися к литостатическим, и приурочено в подавляющем большинстве случаев к зонам глубоких разломов, образующимся, вероятно, не без участия самих возрожденных или иных вод.

Динамика подземных вод в условиях глубинного гидродинамического режима изучена крайне слабо в силу большой сложности этой проблемы. Сложность связана с тем, что на глубинах более 5-6 км не совсем ясными остаются термодинамические условия залегания воды. Кроме того, большая часть воды здесь находится в химически и физически связанном состоянии, определяющем особые

142

условия движения. Поэтому важнейшей проблемой для этого типа вод является проблема их перехода из связанного в свободное состояние. По своей сути эта проблема является геохимической. Мы же остановимся только на движении свободных вод независимо от их генетического типа.

Одной из важнейших эмпирически установленных закономерностей движения воды в рассматриваемой зоне является ее восходящее движение. Об этом прежде всего свидетельствует многолетний опыт изучения гидротермальных месторождений.

Проблема движения гидротермальных растворов (ювенильных, возрожденных, инфильтрационных) стоит очень давно (А.Г. Бетехтин В.И. Смирнов, В.А. Жариков, А.А. Пэк и др.). Механизм движения, также как и генезис этих растворов, рассматриваются различно. Так, американский геолог В. Линдгрен считал, что растворы могут подниматься самостоятельно, вследствие непрерывного их подталкивания образующимся при охлаждении магматического очага паром. К. Росс предполагает, что движущей силой служит сама газовая фаза, поднимающаяся сквозь жидкость и тем самым увлекающая ее за собой. Л. Грейтон видел причину вертикальной миграции в выжимающем давлении, вызванном столбом вышележащих пород. Гидрогеологи A.M. Овчинников и А.И. Германов связывают поток гидротермальных растворов с наличием местного гидравлического напора. Последняя точка зрения справедлива лишь для зоны инфильтрационного режима. С.Н. Иванов и А.А. Пэк обосновывают возможность восходящего движения воды за счет разности пластовых давлений, существующих в глубинной и переходной зонах [15].

Важная особенность глубинных вод состоит в том, что их движение происходит в породах с исключительно низкой пористостью, которая для интрузивных и метаморфических разностей составляет только 0,1-1,5% и носит межзерновой характер, т.е. обусловлена неплотным прилеганием слагающих породу минеральных зерен друг к другу. Элементарной ячейкой порового пространства является капиллярный канал непостоянных сечения, длины и формы. Течение растворов по системе проводников весьма затруднено силами трения и возможно лишь в том случае, если извне к раствору приложено давление большее, чем сопротивление течению. Проницаемость таких пород также является весьма низкой и обычно не превышает 0,0001 мкм

2

Как и все физико-механические свойства породы, величина пористости и тип порового пространства не были присущи интрузивным породам изначально, а сформировались в процессе становления последних. На стадии магматического расплава вязкая магма насыщена газами, частично растворенными, частично обособленными в газовые пузыри, но это в основном однородное тело, воспринимающее равномерно внешнюю нагрузку. Переход части вещества из состояния расплава в состояние агрегата кристаллических зерен

143

постепенно приводит к уменьшению и обособлению расплава и выделению кристаллической фазы, которая начинает постепенно воспринимать внешнюю нагрузку. В этом случае давление на остаточный расплав передается уже не непосредственно, а через деформацию скелета новообразованной породы.

Учитывая вышесказанное, А.А. Пэк выделяет три последовательных стадии в непрерывном процессе консолидации магматического расплава.

1. Магма—расплав. Давление в расплаве близко к однородному и зависит от давления соответствующей области земной коры или мантии.

2. Магма—порода. Подавляющая часть расплава раскристаллизована, остаточный расплав—флюид воспринимает давление через промежуточное звено—минеральный скелет породы.

3. Порода. Интрузивный материал компактен и воспринимает все внешнее давление.

Следует, однако, подчеркнуть, что такое состояние системы может быть лишь в том случае, если избыток флюидов отжат полностью, и в них установилось гидростатическое давление. Это возможно лишь в условиях гидравлически открытой системы, которая формируется только на определенном этапе кристаллизации, когда возникают зоны нарушении или трещиноватые породы. А это предполагает изменение тектонического режима.

Дальнейшая эволюция системы состоит в том, что порода, воспринимая внешнюю нагрузку, передает давление на флюид, который отжимается. При этом порода консолидируется и уплотняется. Такой ход процесса возможен лишь в том случае, если: 1) магма с самого начала содержит некоторый избыток газово-жидкого флюида, отжимаемого в процессе консолидации плутона; 2) образование газово-жидкого флюида происходит на последних стадиях кристаллизации породы; 3) давление с твердого каркара полностью или частично передается разово-жидкой фазе; 4) система подводящих каналов сообщается с верхней зоной пониженных давлений; 5) существую-щие в системе градиенты давления достаточно велики, чтобы процесс проявил себя в геологически реальные сроки.

Таким образом, движение глубинных вод происходит в условиях эволюции порового пространства в направлении его постоянного уменьшения до размеров характерных для магматических пород. Эта же причина обусловливает восходящее движение и возрожденных вод, которые генерируются в условиях постоянного и непрерывного уменьшения пористости пород, подвергающихся метаморфизму.

Принимая за причину движения глубинных растворов выжимающее литостатическое давление (механизм Грейтона), А.А. Пэк рассчитал величины возможных градиентов давления, стимулирующего процесс отжатия воды. В ходе консолидации вязкого интрузивного плутона в нем неизбежно возникают давления определенной

144

величины, побуждающие межзерновой раствор к пространственному обособлению от "материнской" среды. Количественно эти градиенты давления близки или равны разности объемных масс твердого каркаса среды (γск) и межзернового раствора (уж):

dP/dX = γск – γж ≈ 1,5 г/см3. (4.34)

Зная градиент давления, А.А. Пэк использовал закон Дарси для определения теоретического значения проницаемости горных пород. Расчет производился по формуле

Кп = vμ / (dx / dp), (4.35)

где Кп - удельная проницаемость среды; dx / dp — градиент давления, обусловливающий фильтрацию: μ — вязкость фильтрата; v — скорость фильтрации.

Учитывая реальные температуры и давления, наблюдаемые в момент отделения жидкой фазы от кристаллизующихся и уплот няющихся магматических пород (Т = 600

°С, Р = 200 МПа), А.А. Пэк принял

вязкость раствора равной 7·10-5

Па·с, а плотность 0,6 г/см3. Считая далее,

что плотность породы равна 2,7 г/см3, он определил градиент давления

равным 2,1 г/см2. Наконец, приняв минимальную скорость истечения раствора

равной 10 см / 1000 лет, была получена проницаемость уплотненной горной породы, равная 10

-7 мкм

2, что близко к реально наблюдаемой проницаемости

интрузивных образований. Полученные значения проницаемости, близкие к фактически

установленным, подтверждают, по мнению А.А. Пэка, реальность механизма Грейтона и позволяют утверждать, что: 1) на начальных стадиях процесса консолидации каждого интрузивного плутона обязательно создаются условия, предполагающие развитие уплотнения; 2) если в общей схеме эволюции интрузива стадия пластического каркаса достаточно длительна, то порода уплотняется и приобретает пористость, близкую к 0,1-1,0%, и проницаемость, близкую к 10

-7 мкм

2; 3) сила, обусловливающая уплотнение

интрузивной породы, связана с выжимающим давлением, вызванным массой вышележащих пород.

Таким образом, в зоне глубинного режима, как и элизионного, уплотнение пород играет важнейшую роль в механизме движения подземных вод. Выжимаемые при уплотнении воды устремляются к зонам глубинных разломов и трещиноватых пород.

Обособившийся от интрузивного очага или метаморфизующихся пород водный раствор распределяется между каналами фильтрации строго пропорционально их водопроводящей способности. Тектоническая трещина, благодаря своей сквозной и высокой проводимости, создает область относительно пониженных пластовых давлений и поэтому действует как концентратор первоначально рассеянного потока разгрузки. По межзерновым промежуткам, микротрещинам, оперяющим трещинам и т.д. растворы активно перетекают в цент-

145

ральную зону разлома, выводящую флюид в область пониженных давлений. Количественно оценить величину градиентов давления, побуждающую такого рода трещинный "подсос", как справедливо отметил А.А. Пэк, в настоящее время невозможно, но сомневаться в его наличии вряд ли правомерно. Следовательно, именно дренирующая природа дизъюнктивных нарушений (и их систем) служит исходной гидродинамической предпосылкой наблюдаемой связи большого числа гидротермальных месторождений с разломами и системами трещиноватости.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Что изучает флюидогеодинамика? 2. Чем отличается движение воды, как физического тела, от ее движения,

как геологического тела? 3. Насколько численно различаются значения гидростатического и

литостатического давлений? 4. Что означает понятие "аномально высокое пластовое давление?" 5. Чем отличаются понятия "гидродинамическая зона" и "тип гид-

родинамического режима"? 6. Перечислите основные элементы фильтрационного потока. 7. Дайте определение пьезометрической высоты. 8. Чем отличаются по физическому смыслу коэффициенты фильтрации и

водопроницаемости. 9. Как определить действительную скорость движения подзем ных вод? 10. Каков физический смысл коэффициента водопроводимости? И. Когда можно применять закон Дарси? 12. Зачем нужно число Рейнольдса? 13. Что понимается под конвективным движением воды? 14. В чем специфические особенности движения физически связан ных вод? 15. Расскажите о природе капиллярных сил. 16. Чем отличается диффузионное движение воды от конвек

тивного? 17. Что такое осмос? 18. Дайте определение гидрогеологического тела. 19. В чем особенности элизионного движения воды? 20. В каком направлении отжимается элизионная вода? 21. Назовите примерные скорости движения элизионных вод. 22. Каковы основные механизмы движения глубинных вод?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Валуконис Г.Ю., Ходъков А.Е. Геологические закономерности движения подзем ных вод, нефтей и газов. - Л.: ЛГУ, 1973.

2. Гидродинамика и геотермия нефтяных структур/ Г.В. Богомолов, Ю.В. Мухин, Ю.А . Балакирев и др . - Минск: Наука и техника, 1975.

146

3. Гольдберг В.И., Скворцов Н.П. Проницаемость и фильтрация в глинах. -

М.: Недра, 1986. 4. Гуревич А.Е., Капченко А.Н., Кругликов Н.М. Теоретические основы

нефтяной гидрогеологии. - Л.: Недра, 1972. 5. Давление пластовых флюидов/А. Е. Гуревич, М.С. Крайчик, Н.Б.

Батыгина и др. - Л.: Недра, 1987. 6. Де У ист Р. Гидрогеология с основами гидрологии суши. - М.: Мир,

1969. 7. Ежов Ю.А., Вдовий Ю.П. К вопросу о вертикальной гидроди-

нам ической зональности зем ной коры//Сов. геол. - № 8. - 1970.- С. 66-74. 8. Киссин И. Г. Гидродинамические аномалии в подземной гидросфере. -

М.: Наука, 1967. 9. Косыгин Ю.А., Кулындышев В.А., Соловьев В.А. Геологические тела

(терминологический справочник). - М.: Недра, 1986.

10. Кудряшов А.И. Флюидогеодинамика. - Свердловск, 1991. 11. Кучерук Е.В., Шендерей Л. П. Современные представления о природе

аномально высоких пластовых давлений. - М.: ВИНИТИ, 1975. 12. Махнач А.А. Катагенез и подзем ные воды. - Минск: Наука и техника,

1989. 13. Мироненко В.А. Динамика подземных вод. - М.: Недра, 1983. 14. Основы гидрогеологии. Гидро геодинамика. - Новосибирск: Наука,

1983. 15. Пэк А.А. О динамике ювенильных растворов. - М.: Наука, 1968. 16. Силин-Бекчурин А.И. Динамика подземных вод. - М.: МГУ,

1965. 17. Смирнов СИ. Введение в изучение геохимической истории подзем ны х

вод. - М.: Недра. 1974. 18. Ходьков А.Е., Валуконис Г.Ю. Формирование и геологическая роль

подземных вод. - Л.: ЛГУ, 1968. 19. Чистотинов Л.В. Миграция влаги в промерзающих неводона

сыщенных грунтах. - М.: Наука, 1973. 20. Шварцев С.Л. Геохимическая деятельность мерзлоты//Приро да. -

1975. - № 6. - С. 66 -73 . 21. Шестаков В.М. Динамика подземных вод. - М.: МГУ, 1979. 22. Engelhard W. Sedimentary petro logy. The orig in of sediments and

s ed imentory rocks . - Stutgart , New York. - P 3. - 1977. 23. Rieke H.H., Chilingarian G.V. Compact ion o f arg illaceous sediments.

- A msterdam: Elsvier, 1974.

147

Г л а в а 5

ОСНОВЫ ГИДРОГЕОХИМИИ

соответствии со взглядами В.И. Вернадского — основоположника гидрогеохимии, последняя изучает природные воды как минералы, находящиеся в сложном динамическом равновесии с окружающей их

средой (геологической, биологической, газовой), исследует их участие "в миграции химических элементов планеты", выясняет геологическое значение вод в становлении Земли и ее оболочек, занимается геологической историей гидросферы. Гидрогеохимия исследует воду не как саму по себе, хотя без этого она не может обходиться, а в тесной взаимосвязи с ее геологической историей, положением в геологической структуре, прослеживая всю цепь событий, которые привели к конкретному пространственно-временному положению гидросферы, определили ее состав, а также ту роль, которую она сыграла в мобилизации, трансформации и переотложении вещества, формировании разнообразных полезных ископаемых. Гидрогеохимия начинается с того момента, когда гидрохимические данные используются для решения геологических задач, включая, естественно, формирование состава различных видов природных вод.

Гидрогеохимия возникла на стыке геохимии и гидрогеологии и ее истоки через химию и геологию уходят в глубокую древность к работам Аристотеля и Плиния Старшего, которые уже тогда пытались разгадать причины разнообразия природных вод. Важные отдельные положения, которые в будущем легли в основу гидрогеохимии, можно найти в работах Г. Агриколы, Р. Бойля, М.В. Ломоносова, Т. Бергмана, А.Л. Лавуазье, Ж. Ламарка, В.М. Север-гина, Эли де Бомона, К. Бишофа, Э. Зюсса, Д.И. Менделеева, Ф.У. Кларка, Б.Б. Полынова, А.Е. Ферсмана. Однако наибольший вклад в становление гидрогеохимии внес В.И. Вернадский, работа которого "История природных вод" (см. раздел 1.3) является непревзойденной. В этой работе автор не только обобщил с геохимических позиций весь накопленный к тому времени гидрохимический материал, заложив основы гидрогеохимии, но и вскрыл совершенно особое положение природных вод в геологической истории Земли, возникновении и развитии жизни.

С момента появления гидросферы на Земле возникла открытая неравновесная система вода — порода, развитие которой привело к созданию всех осадочных, большей части метаморфических и частично магматических пород, а также атмосферы и биосферы. Эта созидательная роль природных вод продолжается и в современную геологическую эпоху, усиливаясь к тому же деятельностью Человека.

В

148

Формирование земной коры, возникновение и распространение жизни — результат непрерывного развития системы вода — порода — газ — органическое вещество. Такое развитие протекает в форме постоянного взаимодействия воды с другими составляющими земной крры и мантии. Поэтому процессы взаимодействия играют важнейшую роль в земной коре и их результаты всегда отражаются в составе природных вод, который, изменяясь, регулирует химический потенциал природной системы и наряду с температурой и давлением контролирует направленность физико-химических процессов и всего вторичного минералообразования. Все это делает задачу изучения геохимии природных растворов особенно актуальной.

5.1. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ — СЛОЖНЫЕ ПРИРОДНЫЕ РАСТВОРЫ

Подземные воды представляют собой сложные природные ра створы, содержащие в своем составе все известные химические элементы в виде простых и сложных ионов, комплексных соединений, растворенных или газообразных молекул. Еще В.И. Вернадский указывал, что в каждой капле, как в микрокосмосе, отражается состав космоса. Исследования последних лет особенно убедительно подтверждают положения выдающегося исследователя: из 105 химических элементов таблицы Менделеева более 80 уже обнаружены в подземных водах и нет никаких сомнений в том, что все остальные также будут установлены при повышении чувствительности аналитических методов.

Сложность состава подземных вод определяется не только присутствием в них большего числа химических элементов, но и различным количественным содержанием каждого из них, которое к тому же резко меняется в различных типах вод, а также разнообразием растворенных форм каждого из элементов. Достаточно сказать, что в подземной воде всегда имеются разнообразные ионы, растворенные и газообразные молекулы, естественные и искусственные изотопы многих элементов, сложные органические соединения, образующие совершенно уникальный класс растворенных веществ, многие живые и мертвые микроорганизмы (бактерии), механические и коллоидные вещества разного состава, сложные органоминераль-ные и другие комплексы и т.д. Различное соотношение всех этих соединений наряду с количественным изменением содержаний каждого из элементов приводит к формированию большого разнообразия подземных вод, насчитывающих, по данным отдельных авторов, до нескольких тысяч гидрогеохимических типов.

Все химические элементы в зависимости от их содержания в подземных водах принято делить на четыре группы (табл. 5.1)

Макрокомпоненты составляют основу солености воды, которая оценивается общей минерализацией — суммой ведущих солей, раство-

149

Таблица 5. 1 Подразделение химических элементов подземных вод в зависимости от их концентрации

Группа элементов

Название группы Массо вое со дер жание элемента

Пр иер ы типичных элементов

I Макро компо ненты >10-2

Na, Ca, Mg, Cl, S, C

II Микро компо ненты 10-2

– 10-5

Br, Sr, B, F, L i, As, Pb

III Ультрамикрокомпоненты <10-5

Ce, Au, Bi, Te, Cd, Se

IV Радиоактивные элементы – U, Th, Ra, Rn

ренных в воде. Общая минерализация подсчитывается либо по результатам химического анализа отдельных компонентов, либо путем выпаривания одного литра воды. В последнем случае получаемый осадок носит название сухого остатка. При выпаривании воды часть гидрокарбонат-ионов разрушается и улетучивается по реакции

2НСОз- = СО3

2- + Н2О + СО2. (5.1) Поэтому для

сравнения сухого остатка и минерализации в последнюю включают не всю, а только 0,492 части НСОз , сухой остаток выражаются в единицах массы на объем или массу в од ы ( г/л, м г/л, м кг /л, г/кг и т.д. ). По величине общей минерализации подземные воды делятся на пресные, солоноватые, соленые и рассолы (табл. 5.2). Наибольшей соленостью характеризуются определенной химическим анализом. Общая минерализация и седиментационные воды Таблица 5.2 Классификация подземных вод по величине обшей минерализации

Класс во д Подкласс вод Минерализация, г /л

Пресные Ультрапресные

Умеренно пресные Собственно пресные

<0,2

0,2-0,5 0,5-1,0

Солоноватые* Слабосо лоноватые Умеренно солоноватые

1-3 3-10

Соленые Слабосо леные Сильносоленые

10-30 30-50

Рассолы Слаб ые Крепкие

Сверхкрепкие Предельно насыщенные

50-100 100-320

320-500 >500

* По ГОСТ 14403-72 к солоноватым отнесены воды с общей минерализацией 1 -25 г/кг, что по сути неверно.

150

соленосных бассейнов, среди которых известны рассолы с минерализацией до 700 г/л (Ангаро-Ленский артезианский, бассейн), наименьшей — инфильтрационные воды (обычно <1,0 г/л).

Другой важный параметр воды — жесткость, которая обусловлена суммой ионов кальция и магния, выраженных в миллиграмм-эквивалентах (мг-экв) на 1 л воды. Жесткость подземных вод имеет большое значение при их оценке для практического использования. Жесткая вода плохо взмыливается, дает накипь в паровых котлах, вспенивается, в жесткой воде хуже развариваются пищевые продукты.

Различают общую, устранимую, или временную, и постоянную жесткость. Общая жесткость обусловлена общим содержанием в воде ионов кальция и магния, устранимая, или временная, — той частью названных ионов, которые выпадают из раствора в осадок при кипячении воды вследствие ее дегазации по реакции

Са2+

+ 2НСОз- = СаСО3↓+Н2О + СО2 ↑ . (5.2)

Постоянная жесткость обусловлена той частью ионов кальция и магния, которая остается в растворе после кипячения (равна общей минус устранимая). Жесткость подземных вод колеблется в широких пределах — от десятых долей до сотен мг-экв/л.

Принято подразделять пресные подземные воды по степени общей жесткости на: 1) очень мягкие (до 1,5 мг-экв/л); 2) мягкие (1,5-3,0); 3) умеренно жесткие (3,0-6,0); 4) жесткие (6,0-9,0) и 5) очень жесткие (больше 9,0 мг-экв/л). Для питья наиболее пригодны воды с общей жесткостью 3-7 мг-экв/л, а для бумажной, сахарной, кожевенной, пивоваренной и других отраслей промышленности — менее 3 мг-экв/л.

Эквивалентная форма выражения результатов позволяет представить соотношение реагирующих элементов в различных природных реакциях, так как в последних элементы и их соединения реагируют друг с другом в весовых количествах, пропорциональных их эквивалентам (закон эквивалентов). Для пересчета химического анализа воды из ионной формы в грамм-эквивалентную следует число граммов каждого иона разделить на его эквивалентный вес (Э), который представляет собой отношение атомной массы данного элемента А и его валентности V:

Э = A/V . (5.3)

Для сопоставления результатов химических анализов различных вод количество эквивалентов ионов выражают также в эквивалентных процентах, рассчитанных от суммы катионов и суммы анионов, принятых за 100. В табл. 5.3 представлен средний состав Мирового океана, выраженный в разных единицах.

Из приведенных данных видно, что в океанической воде резко преобладают соли NaCl, которые составляют 86% от их общего содержания. Воды поэтому называются хлоридными натриевыми,

151

Таблица 5 . 3

Средний состав воды Мирового океана

Компоненты Содержание ионов Эквивалентный

вес г/кг г-экв экв.% Анионы

Cl- 19,35 0,545 90,20 35,5

SO42-

2,70 0,056 9,28 48 HCO3

- 0,14 0,001 0,38 61

Br- 0,007 - 0,14 80

Сумма 22,26 0,602 100 - Катионы

Na+ 10,76 0,467 77,32 23

Mg2 +

1,29 0,107 17,62 12 Ca

+ 0,41 0,025 3,36 20

K+ 0,39 0,010 1,64 39

Sr2+

0,01 - 0,06 44 Сумма 12,86 0,609 100

Сумма солей 35,12 1,211 - рН=8,1

солеными (35,12 г/л), весьма жесткими (132 мг -экв/л), т.е. непригодными не только для питья, но и для промышленных целей.

Приведенные значения концентраций основных компонентов в открытой части океана могут изменяться в пределах только не скольких процентов в зависимости от выпадающих атмосферных осадков, таяния льда, интенсивности испарения. Эти изменения могут захватывать глубины до 200 м, определяя положение зоны галоклина — границы, ниже которой колебания химического состава океанической воды мало ощутимы. В пределах шельфов колебания химического состава океанской воды наиболее значительны и определяются влиянием речного стока, разгрузкой подземных вод, активным протеканием биологических процессов на мелководье. Еще больше отличается от океанской состав воды внутренних морей.

Важной характеристикой состояния подземных вод являются их кислотно-щелочные условия, определяемые величиной водородного показателя рН, выражающей отрицательный логарифм

152

активности ионов водорода в воде. Некоторое количество воды всегда диссоциирует на ионы по реакции

Н2О = Н+ + ОН

-. (5.4)

В соответствии с законом действующих масс произведение активностей продуктов данной реакции при температуре 25

°С (активность воды равна

единице), называемое константой реакции, равно 10-14

, т.е. [Н

+] • [ОН

-]= 10

-14. (5.5)

При условии, что [Н+] = [ОН

-] значение [Н

+] = 10

-7. Отсюда

отрицательный логарифм активности [Н+] равен 7 или рН=7. При

увеличении ионов Н+ в растворе обязательно уменьшается содержание

ОН- и воды становятся более кислыми и, наоборот, при уменьшении

концентрации Н+ и увеличении ОН

- — щелочными (табл. 5.4)

Таблица 5.4

Подразделения вод по величине рН

Т и п в о ды рН Т ип в о ды рН

Сильнокислые < 3 , 0

Кислые 3 , 0 - 5 , 0

Слабокислые 5 , 0 - 6 , 5

Нейтральные 6,5 - 7,5

Слабощелочные 7,5 - 8,5

Щелочные 8,5 - 10

Сильнощелочные >10

В земных недрах широко представлены разные типы вод по величине рН — от сильнокислых до сильнощелочных. Однако наиболее широко распространены воды околонейтральные, т.е. нейтральные, слабокислые и слабощелочные. Практически все пресные воды земли относятся к этому типу.

Разнообразие состава подземных вод во многом определяется наличием в них широкой гаммы органических соединений (рис. 5.1), компонентами которых являются представители всех химических групп (углеводы, белки, липиды) и классов (карбоновые кислоты, углеводороды, спирты, альдегиды, кетоны, амины и эфиры). В связи с трудностью анализа всех форм органических соединений на практике используют интегрированный показатель Сорг, характеризующий суммарное содержание всех водорастворенных органических соединений в 1 л воды. Численно Сорг составляет ~50% всех содержащихся в воде органических веществ в пересчете на их полную форму, хотя может достигать в отдельных случаях 80%. Для характеристики индивидуальных органических веществ используют также интегрированные показатели Nорг, Pорг и др. Содержание Сорг в подземных водах колеблется в весьма широких пределах: от не-

153

Рис. 5.1. Состав органических веществ, растворенных в подземных водах. По

В.М. Швецу

скольких единиц до 1000 мг/л. Наиболее высокие его содержания связаны с газоконденсатными нефтяными месторождениями [13].

5.1.1. Ионно-солевой состав подземных вод

Химические особенности подземных вод определяются прежде всего их генетическим типом. Так, состав инфильтрационных вод формируется под влиянием геолого-структурных и ландшафтно-климатических условий. Особенно большое влияние оказывает количество выпадающих осадков и их испарение. Поэтому Г.Н. Ка-

154

менский грунтовые воды разделил на два типа: 1) грунтовые воды выщелачивания и 2) грунтовые воды континентального засоления. Первые формируются в условиях гумидного климата, в котором осадки преобладают над испарением, вторые — в условиях аридного климата, в котором испарение преобладает над осадками. Средний состав тех и других приведен в табл. 5.5. Подчеркнем, что

Таблица 5. 5 Средний состав подземных вод зоны гипергенеза и рек мира [26]

Химические

компоненты

Грунтовые

воды

выщелачивания

Грунтовые воды

континентального

засоления

Воды зоны

гипергенеза

Реки мира

pH 6,7 7,5 6,9 -

HCO3- 132 344 174 58,4

SO42- 11,9 328 75,1 11,2

Cl- 8,3 202 47,0 7,8

NO3- 1,7 10,4 3,4 1,0

F- 0,3 1,0 0,45 0,1

NO2- 0,06 0,5 0,14 -

Na+ 13,9 172 45 6,3

Ca2+ 26,1 115 44 15,0

Mg2+ 8,4 59 18,6 4,1

K+ 1,9 15,2 4,6 2,3

NH4+ 0,4 1,1 0,56 -

SiO2 15,3 26,0 17,4 13,1

Сумма 220 1273 431 120

CO2 (св.) 25,9 26,3 26,0 -

Сорг (нел.) 6,2 4,3 5,9 6,9

расчеты проводились нами только для зоны гипергенеза, понятие которой введено в науку академиком А.Е. Ферсманом. В настоящее время под зоной гипергенеза понимают зону действия инфильтраци-онных вод, залегающих в зоне активного водообмена, мощность которой колеблется от нескольких сот метров на платформах до 2-3 км в горно-складчатых областях.

Как показывают приведенные данные, воды зоны гипергенеза. являются умеренно пресными, нейтральными, гидрокарбонатно-суль-фатными кальциево-натриево-магниевыми, умеренно жесткими.

155

Томский исследователь М.Г. Курлов в 1928 г. предложил удобную формулу для выражения химического состава воды, которая представляет собой дробь, в числителе которой расположены анионы в порядке убывания их содержания в экв.-%, а в знаменателе — катионы. Слева от дроби дается общая минерализация воды в г/л, справа — специфические для данной воды компоненты.

Формула Курлова для вод зоны гипергенеза имеет следующий вид:

9,62263438

1232749 34343,0 pH

KMgNaCa

NOClSOHCOM (5.6)

Название воды в этой формуле дается отдельно по анионам и катионам, содержание которых превышает 25 экв-% в убывающем порядке.

Воды выщелачивания в среднем выражаются следующей формулой Курлова:

7,61242649

119980 34322,0 pH

KNaMgCa

FNOClSOHCOM (5.7)

т.е. эти воды умеренно пресные, нейтральные, гидрокарбонатные кальциево-магниевые, по жесткости мягкие. Содержания всех мак-рокомпонентов в водах выщелачивания ниже, чем в водах зоны гипергенеза, за исключением Сорг.

Грунтовые воды выщелачивания не однородны по составу и подчиняются широтной зональности. Наиболее пресными являются подземные воды провинции с развитием многолетней мерзлоты, которые характеризуются гидрокарбонатным кальциево-магниевым составом, с общей минерализацией 0,16 г/л, слабокислым характером среды, повышенным содержанием растворенных органических веществ и значением парциального давления СО2.

Весьма пресные (минерализация 0,18 г/л) гидрокарбонатные кальциево-магниево-натриевые воды формируются в условиях тропических и субтропических областей. Важной особенностью их является наибольшая для подземных вод кислотность, наиболее высокие среди вод выщелачивания содержания кремнезема, относительно высокие — калия и самые высокие — свободной углекислоты при относительно низких концентрациях Сорг. Следующей по мере увеличения степени минерализации подземных вод является область горных массивов, в пределах которой также формируются пресные гидрокарбонатные кальциево-магниевые воды с минерализацией 0,2 г/л и характерной для них относительно повышенной щелочностью, обусловленной недостаточным нейтрализующим влиянием органических веществ. Подземные воды горных областей, в отличие от других, содержат наименьшие количества растворенного и минерализованного органического вещества. Наиболее минерализованы среди вод выщелачивания подземные воды областей умеренного климата, развитые на платформах, реже

156

на щитах и древних складчатых сооружениях. Относительно небольшой водообмен приводит к формированию в этих условиях близких к нейтральным гидрокарбонатных кальциево-натриевых вод с общей минерализацией 0,33 г/л. Рост суммы солей происходит в основном за счет гидрокарбонатов всех основных катионов, т.е. складывается из сумм продуктов минерализации органического вещества (СО2) и продуктов разрушения горных пород (катионы).

В отличие от вод выщелачивания грунтовые воды континентального засоления слабосолоноватые, слабощелочные, сульфатно-хло-ридно-гидрокарбонатные натриево-кальциево-магниевые

.5,76,26,260,313,40

4,09,06,309,302,37 33427,1 pH

KMgCaNa

FNOHCOClSOM (5.8)

Следовательно, подземные воды зоны гипергенеза зональны: их соленость и состав закономерно меняются при движении с севера на юг от зоны тундр к степным и пустынным ландшафтам. По мере уменьшения количества осадков и увеличения испарения соленость воды возрастает в основном за счет роста сульфатных и хлоридных солей натрия [сравните формулы (5.7) и (5.8)]. Затем еще южнее при движении от зоны пустынь к экватору количество осадков резко возрастает и общая минерализация воды соответственно резко уменьшается. Воды снова становятся гидрокарбонатными со сложным катионным составом, определяемым типом водовмещающих пород.

Сравнение среднего состава подземных вод зоны гипергенеза и речных вод показывает, что первые более чем в 3,5 раза выше обогащены солями, чем вторые. Даже воды выщелачивания почти в два раза являются более минерализованными по сравнению с речными (см. табл. 5.5). Подземные воды содержат в более высоких концентрациях не только все макрокомпоненты, но и подавляющее большинство микрокомпонентов (табл. 5.6).

В случае проникновения инфильтрационных вод по зонам разломов на значительные глубины, что особенно характерно для горно-складчатых областей, эти воды нагреваются, более активно взаимодействуют с горными породами, соленость и щелочность их растут. Состав воды приобретает специфические черты, обусловленные повышенным содержанием кремнекислоты, фтора, ряда редких элементов, газов. Формируются так называемые азотные, углекислые, метановые, кремнистые и другие термы. Такие своеобразные термальные воды широко развиты не только в областях активного вулканизма, но и в складчатых, в первую очередь, молодых (об-ласти альпийской складчатости) или обновленных новейшими горо-образовательными процессами регионах. Представление об их составе дает табл. 5.7.

Как видим, термальные воды инфильтрационного генезиса также являются пресными, гидрокарбонатно-сульфатно-натриевыми, слабощелочными с повышенным содержанием кремнезема и многих ме-

157

Таблица 5 . 6

Средние содержания некоторых микрокомпонентов в подземных и речных водах,

мкг /л [26]

Химические компоненты

Грунтовые воды выщелачивания

Грунтовые воды

континентально

го засоления

Воды зоны гипергенеза

Реки мира

Fe 482 825 547 670

Al 269 317 279 400

Sr 108 493 185 50

Br 101 509 183 20

P 61 43 57 20

Mn 32 120 49 7

B 28 96 42 10

Zn 28 58 34 20

Ba 12 50 20 10

I 6 56 16 7

Li 7,4 40 14 3

Ti 7,0 25 11 3

Cu 4,8 8,9 5,6 7

U 1,3 11 3,4 0,04

Ni 2,8 4,6 3,3 0,3

Cr 2,3 5,2 2,9 1

Rb 2 3,1 2,2 1

Pb 2 3,1 2,2 3

As 1,9 2,5 2,1 2

Mo 1,4 4,7 2,1 1

V 1,1 3,0 1,6 0,9

Sb 1,4 1,8 1,5 1

Zr 1,3 1,4 1,3 < 0

таллов. Практически все термальные воды являются лечебными и широко используются для лечения разнообразных заболеваний. Наиболее известные курорты типа Боржоми в Грузии, Карлови-Вари в Чехии, Виши во Франции, Белокуриха на Алтае связаны с таким типом вод.

158

Таблица 5 . 7

Средний состав термальных вод Байкальской рифтовой зоны [18]

Компоненты Содержание мг/л мг-экв экв-%

рН 7,7 - - Cl- 77 2,2 18

SO42- 195 4,1 33

HCO3- 363 6,1 49

Na+ 219 9,5 70

Ca+ 55 2,7 20

K+ 8,2 0,2 1,9 Mg2+ 13,4 1,1 8,1

SiO2 47,5 - -

Сумма 978 25,9 -

В отличие от вод инфильтрационного генезиса седиментационные воды

образуют класс соленых и рассольных вод. Являясь изначально морскими и захороняясь в процессе геологического круговорота, эти воды образуют в земной коре обширную ветвь соленых вод, которая, разветвляясь и преобразуясь, формирует целый пояс разнообразных по составу подземных вод с повышенной общей минерализацией. Такие воды широко развиты в низах практически всех осадочных бассейнов и часто проникают в фундамент платформ, щитов, раскрытых структур горно-складчатых сооружений. Типичным примером развития таких вод служит крупнейший в мире Западно-Сибирский артезианский бассейн, центральная часть которого заполнена седиментационными водами.

Рассматриваемый бассейн сложен платформенными песчано-гли-нистыми отложениями морского и континентального генезиса, образование которых происходило в условиях нормальной или в отдельных случаях пониженной солености вод морского бассейна. Среднее содержание химических элементов для вод нижнего гидрогеологического этажа этого бассейна приведено в табл. 5.8.

Сравнительный анализ данных таблиц 5.5 и 5.8 показывает, что воды глубоких горизонтов рассматриваемого бассейна содержат, химические, элементы (кроме серы и Са) в более высоких, чем воды зоны активного водообмена, концентрациях. Если, однако, учесть, что общая минерализация первых выше, чем вторых, в 41 раз, то степень концентрирования подавляющего большинства элементов в глубоких водах оказывается значительно более низкой,

159

Таблицa 5 . 8 Среднее содержание химических элементов в седиментаиионных водах Западно -

Сибирского артезианского бассейна (по данным A.Э. Конторови-ча, В.М. Матусевича,

С.Л. Шварцева)

Химические

компоненты

Содержание Подзе

мные

воды

Воды

мирового

океана

Степень относительного

концентрирования (по хлору)

pH - 6,9 8,1 -

Cl г/л 9,4 19,3 1,0

SO ” 0,015 2,7 0,001

HCO ” 0,65 0,16 8,35

Na ” 6,2 10,7 1,19

Ca ” 1,2 0,40 6,20

Mg ” 0,17 1,35 0,26

K ” 0,12 0,38 0,68

SiO2 ” 0,03 0,006 10,3

Сумма 17,8 35,5 1,03

Sr мгл 183 8,0 47,3

Br ” 51 65,0 1,63

Fe ” 17 0,01 3560

NH ” 16 0,5 63,5

B ” 13 4,6 6,0

I ” 12 0,06 423

Li ” 2,7 0,2 27,8

Mn ” 1,1 0,002 1132

чем это могло бы быть при пропорциональном их накоплении. Из этого следует, что химические элементы в седиментационных водах накапливаются избирательно, а некоторые из них, например, SO4

2-, совсем не

концентрируются. Важно сравнить также состав подземных вод с морскими, которые

служили источником первых. Чтобы такое сравнение было более объективным, необходимо ввести поправочный коэффициент на возможное разбавление морской воды путем приведения концентраций хлора к одному показателю (см. табл. 5.8). При таком

160

подходе оказывается, что степень концентрирования многих химических элементов в подземных водах значительно выше, чем в морских: особенно она велика у бария, железа, марганца и таллия (>1000), йода, цинка, цезия, хрома и свинца (100-1000), кремния, аммония, фтора, лития и др. (10-100 раз).

Таким образом, седиментационные воды Западно-Сибирского бассейна коренным образом отличаются как от пресных инфильтрационных, так и от морских. Это обстоятельство подчеркивает специфичность и уникальность подземной гидросферы, которую нельзя идентифицировать с водами морей и океанов. Различие этих двух типов вод наглядно выступает и при сравнении формул Курлова: подземные воды —

;9,651778

4,06,396 438,17 pH

MgCaNa

SOHCOClM (5.9)

океаническая вода —

;1,80,21979

6,04,990 345,35 pH

CaMgNa

HCOSOClM (5.10)

хотя и те и другие являются хлоридными натриевыми. Кроме рассмотренных соленых вод широко распространены в земной коре

концентрированные рассолы, связанные с соленосными формациями платформенных областей. Типичным примером таких рассолов является Ангаро-Ленский бассейн Сибирской платформы, наиболее полно химический состав которых был изучен Е.В. Пиннекером [21].

Как следует из табл. 5.9, эти воды представляют собой высо-коминерализованные рассолы хлоридного натриево-кальциевого или кальциево-натриевого типов с высоким содержанием большей части химических элементов, включая Вг, Sr, К и многие тяжелые металлы. В то же время они обеднены сульфат- и гидрокарбонат-ионами и являются в основном слабокислыми и даже кислыми.

Таблица 5. 9

С ре д н и й с ост а в ра сс о л о в ра з л и ч но й с те пе н и к о н це нт р и р о ва н ия А н г а р о - Ле н с к о г о бас с е йн а , г/ л

Типы

рассолов

рН K+ Na

+ Mg

2+ Ca

2+ Cl

- Br

-

Слабые 7,2 0,14 31,5 0,43 2,85 50,4 0,10 Крепкие 6,4 3,68 85,4 3,15 21,3 173 1,72 Весьма

крепкие 5,3 11,2 35,1 13,2 77,3 238 4,90

Предельно

насыщенные 5,1 19,3 8,53 15,0 153 341 6,97

Среднее 6,0 8,58 40,2 7,95 63,3 201 4,42

161

Продолжение табл. 5.9

Типы рассолов I SO42-

HCO3- Sr

2+ М

Слабые 0,001 4,13 0,26 0,03 89,7 Крепкие 0,003 1,82 0,21 0,89 289 Весьма крепкие 0,007 0,36 0,36 3,36 378 Предельно

насыщенные 0,004 1,08 1,08 6,04 546

Среднее 0,004 1,60 0,48 2,58 330

Содержание большей части микрокомпонентов в рассолах растет по мере их концентрирования. При этом рост части элементов резко превышает общий рост солености. Так, при переходе от слабых рассолов к предельно насыщенным общая минерализация возрастает в 6,1 раза, а содержание стронция — в 187, калия — в 135, брома — в 70, кальция — в 54, магния — в 35 раз. Содержание сульфат-иона, наоборот, уменьшается более чем в 52 раза.

Кроме рассмотренных генетических типов вод в земной коре широко распространены термальные воды областей активного современного или недавнего вулканизма, новейших тектонических движений, рифтовых зон, генезис которых не всегда трактуется однозначно и, вероятно, является различным. В этой связи их часто называют просто гидротермами.

Типичным регионом, в котором широко развиты гидротермы, может служить Тихоокеанский сегмент Земли, характеризующийся интенсивным проявлением современного вулканизма, активной сейсмичностью и исключительным разнообразием термальных вод. Геохимия современных гидротерм этой обширной территории была детально изучена Е.А. Басковым и С.Н. Суриковым [1], по данным которых и составлена табл. 5.10.

Полученные средние данные основного состава гидротерм Ти-хоокеанского сегмента в виде формулы Курлова выглядят следующим образом:

4,64112164

41680 34

98,8 pHKMgCaNa

HCOSOClM (5.11)

т.е. они являются слабокислыми, солоноватыми, хлоридными натриевыми с высоким содержанием сульфатов, калия, кремнезема и многих металлов, в том числе мышьяка, ванадия, германия, железа, алюминия и других.

Специфика состава гидротерм выявляется особенно наглядно, если сравнить их с составом соленых вод и рассолов (см. табл. 5.8 и 5.9). В этом случае можно видеть, что хотя гидротермы имеют

162

Таблица 5 . 1 0

Средний состав глубинных вод Тихоокеанского сегмента Земли

Ведущие компоненты Содержание, мг/л Микрокомпоненты Содержание, мкг/л

рН 6,4 Sr 826

Сl-

4 46 2 Ti 777

SO42-

1241 Rb 400

HCO3-

374 Cs 378

Na+ 18 1 3 Ba 347

Ca2+

518 Cr 345

К+ 245 Sb 200

Mg2+

159 Pb 98

NH+ 44 Sc 89

Si02 129 Сu 86

Сум м а 89 8 5 Y 80

Fe 28 ,9 Co 56

В 22,1 Mo 26

Al 19, 3 Zr 24

Вr 6,8 Ge 22

F 5,1 Sn 21

Li 2,8 Ga 19

As 2,3 Hg 16

V 1,8 Ag 11

Mn 1,7 Ni 9,6

Zn 1,5 Be 6,3

соленость в 2 раза ниже, чем воды Западно-Сибирского бассейна, они содержат в более высоких концентрациях сульфат-ион, калий, аммоний, кремнезем и почти все микрокомпоненты. Особенно резко гидротермы обогащены As, V и Ga (более чем в 100 раз), а также сульфат-ионом, Ti, Cr, Sb, Pb и Ga (от 10 до 100 раз). Вместе с тем гидротермы сильно обеднены Sr и Ва, и в меньшей мере Ni, I, Br и Na. Так проявляется способность термальных вод концентрировать одни элементы и не концентрировать другие.

Таким образом, анализ имеющихся данных показывает, что генетически различные воды и воды в разных геологических условиях концентрируют разнообразные элементы. Так, крепкие рассолы концентрируют преимущественно С1, Вг, Са, К, Sr, Ba, Li, Ag, Ti, Pb, соленые воды — Na, С, N, Zn, I, Cs, Ra, Аu,

163

гидротермы — Si, Fe, Al, Mn, B, Ti, Cr, Rb, As, V, Sb, Ge, Ga, пресные воды верхней гидродинамической зоны — НСО3

-, SO4

2-, Mg, Сu, U, Ni, Mo

и др. Неравномерность концентрирования элементов и связанное с этим

геохимическое различие подземных вод разного генезиса устанавливается и по разному соотношению в них отдельных химических элементов (табл. 5.11).

Таблица 5 .1 1

Средние значения некоторых показателей для подземных вод глубинного генезиса

Типы вод М,

г/л рН

SiO2,

г/л Ca/Na K/Na SO4/Cl Br/Cl B/Cl

Океанические 34,5 8,0 7,0 0,038 0,036 0,14 3,4·10-3 2,4·10

-5

Рассолы нефтегазовых

районов

30 7,0 30 0,04 0,015 5·10-4 3·10-3 3·10

-3

Седиментационные

воды

20 7,1 25 0,2 0,05 5·10-3 2·10-3 5·10

-4

Вулканогенные воды:

гейзеры 2,0 8,4 300 0,03 0,1 0,1 2·10-3 0,02

кислые Cl-SO4-типа 9,0 2,2 300 0,8 0,2 0,7 6·10-4 0,01

Метаморфогенные

воды

12 6,8 80 0,05 0,02 0,05 2·10-3 0,1

Нагретые метеорные

воды

0,2 9,2 50 0,2 0,1 4,0 - 0,1

Анализ приведенных данных показывает, что все без исключения типы

подземных вод отличаются от морских более высокими содержаниями SiO2 , более низкими значениями Mg/Са и более высокими Li/Na и В/Сl отношений.

Каждый генетический тип подземных вод имеет свои характерные черты. Так, седиментогенные, по Д.Е. Уайту, воды отличаются от других относительно низкими содержаниями SiO2, но высокими NH4 , низкими значениями K/Na, Li/Na, SO4 /C1, F/C1 и В/С1, вулканогенные и метаморфогенные воды, наоборот, высокими содержаниями SiO2 , низкими NH4 и высокими Mg/Са, K/Na, Li/Na, SO4/C1, F/Cl, B/Cl. Смешанные воды имеют промежуточные значения большинства из отмеченных показателей. Все это еще раз подчеркивает разную геохимическую специализацию отдельных генетических типов подземных вод, детали которой требуют специального анализа.

164

Резкое изменение состава подземных вод происходит и по мере роста общей минерализации. Особенно это наглядно видно по поведению ведущих анионов и катионов (рис. 5.2). Пресные воды с минерализацией до 1 г/л обычно являются гидрокарбонатными, так как последний резко доминирует над сульфат- и хлор-ионами. При минерализации от 1 до 3 г/л воды чаще всего являются сульфат-

Рис. 5.2.

Зависимость химического состава подземных вод от общей минерализации. Ср едний состав: 1 - р ек мир а; 2 - подземных вод выщелачивания ; 3 -подземных вод зоны гипергенеза; 4 - подземных вод континенталь ного засо ления; 5 - глубинных (термальных) вод областей активного вулканизма; 6 -воды океана ; 7 - слабых р ассолов; 8 - кр епки х р ассолов; 9 - весь ма крепких рассолов; 10 — предельно крепких рассолов

165

ными, а при еще более высокой минерализации — хлоридными. Следовательно, практически все пресные воды на земле являются гидрокарбонатными, а солоноватые, соленые и рассолы — хлоридными. Сульфатные воды имеют ограниченное распространение, главным образом в районах незначительного континентального засоления, активного вулканизма и рудных месторождений. По кати-онному составу также наблюдаются строгие закономерности. Ультрапресные и пресные воды с общей минерализацией до 0,4 г/л обычно являются кальциевыми, так как содержание натрия и магния в них значительно ниже. Но натрий более высокими темпами, чем кальций, концентрируется в водах и уже при общей минерализации более 0,4 г/л, как правило, доминирует над кальцием, и воды поэтому становятся натриевыми. Тенденция преимущественного концентрирования натрия сохраняется вплоть до крепких рассолов, и только при общей минерализации более 300 г/л натрий больше в водах не растет и весьма крепкие рассолы становятся кальциевыми. Содержания магния в подземных водах, за редким исключением, ниже, чем натрия и кальция, и магниевые воды поэтому являются экзотическими. Исключение составляют воды морей, океанов и соленых озер, где содержания магния значительно выше, чем кальция. Следовательно, по катионному составу на земле и в земных недрах резко доминируют натриевые воды.

Отмеченные особенности изменения состава подземных вод с ростом общей минерализации не являются случайными, а обусловлены скрытой глубокой эволюцией их состава по мере взаимодействия с горными породами. Главная особенность такого эволюционного развития состоит в том, что вода, разрушая горную породу, концентрирует только те соединения, степень растворимости которых позволяет такое накопление в соответствии с законом действующих масс. Так, высокоминерализованные воды не могут быть гидрокарбонатными кальциевыми по той простой причине, что растворимость карбонатных соединений кальция низка, и она не позволяет одновременное концентрирование ионов Са

2+ и НСО

-з или СОз

2-. Подробнее эти вопросы

освещены в разделе 5.3.

В заключение отметим наиболее общие черты состава подземной гидросферы. Прежде всего обратим внимание на то, что подавляющее большинство химических элементов сконцентрированы в подземных водах в более высокой степени, чем в океанических. И это касается не только весьма подвижных элементов, таких как С1, Вг, I, Na, Sr, В, но и малоподвижных, среди которых особое место занимают элементы — гидролизаты. Все это говорит о большом своеобразии той геохимической обстановки, которая формируется в подземной гидросфере и которую нельзя поэтому идентифицировать с обстановкой морских бассейнов. Это связано с тем, что подземные воды непрерывно взаимодействуют с горными породами, яв-ляются более кислыми и содержат более высокие концентрации

166

органического вещества, способствующего образованию комплексных соединений с малоподвижными элементами.

Во-вторых, в гидросфере концентрируются наиболее охотно те элементы, которые не склонны к образованию устойчивой кристаллической решетки в термодинамических условиях верхней части земной коры. К таким относятся элементы, имеющие либо большой ионный радиус (хлор, бром, калий и др.), либо, наоборот, малый (сера, углерод, азот и др.), но способные к образованию сложных кислородных соединений с большим радиусом (SO4

2- ,

СО32-

, NO3- и др.). В этом состоит одно из важнейших отличий состава гид-

росферы от литосферы.

5.1.2. Газовый состав подземных вод

Газы являются одной из ведущих составляющих подземной гидросферы. По В.И. Вернадскому, они определяют всю химию воды и находятся в динамическом равновесии: подземная вода — природный газ. Различают сорбированные, растворенные и свободные газы. Между свободными и растворенными также существует динамическое равновесие, определяемое температурой, давлением и соленостью воды. Основными газами подземной гидросферы являются О2, N2, СО2, H2S, CH4, СnН2n+2, Н2, NH3, He, Rn и другие.

В осадочных породах, по В.А. Соколову, содержится 2,14·1014

т газов, среди которых преобладают СН4 (39%), СО2 (27%), N2 (26%), тяжелые углеводороды (6,4%), H2S (0,3%) и Н2 (0,2%). В газах магматических пород преобладает СО2 (83,8%).

Содержание газа в воде определяется газонасыщенностью, под которой понимается объем газа, растворенный при 0° С и нормальном давлении в 1 л воды. Газонасыщенность обычно выражается в объемных (мл/л) или весовых (мг/л) единицах. Объем растворенного газа в воде характеризуется также давлением насыщения или упругостью газа, т.е. величиной давления, которая удерживает газ в водорастворенном состоянии. В единицах СИ давление насыщения выражается в мегапаскалях (МПа)*.

Способность к растворению газов в воде определяется коэффициентом растворимости каждого газа, т.е. количеством газа насыщающего 1 л воды при 0° С и нормальном давлении. С ростом температуры коэффициент растворимости газов, а значит, и их растворимость вначале понижается (табл. 5.12), но при температуре выше 80-90° С растет. С ростом же давления растворимость газов растет значительно быстрее. Например, растворимость метана в дистиллированной воде при T=70° С с повышением давления уве-личивается следующим образом: при 7 МПа оно составляет 1175,5, а при 28 МПа - 3129,9 см

3/л.

* 1 атм = 0,1 МПа.

167

Таблица 5 . 1 2 Растворимость газов в воде , мл /л (по Ф.Ф. Лаптеву, И.Ю. Соколову)

Газ Температура, °С

0 10 20 30 40 50

Азот N2 23,5 18,6 15,5 13,4 11,8 10,9

Водород Н2 21,7 19,8 18,2 17,2 16,6 16,3

Кислород O2 48,9 38,0 31,0 26,1 23,1 20,9

Метан СH4 55,6 41,8 33,1 27,6 23,7 21,3

Сероводород H2S 4670 3400 2580 2040 1660 1390

Диоксид углерода СO2 1710 1190 878 665 530 436

При одновременном увеличении давления и температуры свыше 100° С растворимость газа растет особенно резко. Поэтому на глубине 2-3 км воды содержат значительно больше газов, чем у дневной поверхности. Так, в водах океанов и морей содержится лишь 13 см

3/л N2 и 3 см

3/л О2. В

подземных водах на глубине 3-4 км в среднем растворено примерно 500 см3/л

газов, а в нефтегазоносных бассейнах, по данным А.А. Карцева, даже 1000-1500 см

3/л, из которых основную часть составляет метан. Максимально

достоверные содержания установлены следующие: О2 20 мг/л, H2S 37 г/л, СО2 40 г/л, СН4 + ТУ 13000 см

3/л, N2 1200 мл/л, Н 2 1500 мл/л и т.д. [13].

Общее же количество растворенных в подземной гидросфере газов, по данным В.Н. Корценштейна, достигает 10 млрд. км

3, в том числе в свободных

подземных водах верхнего 5-километрового слоя 0,15 млрд. км3, или 1,5·10

17 м

3.

Рост минерализации воды оказывает обратное влияние на растворимость газа, так как сказывается так называемый эффект высаливания. Например, растворимость метана при 20° С и Р=5 МПа в водах с минерализацией 20 г/л составляет 1,23, а в воде с минерализацией 200 г/л — только 0,43 см

3/л.

На рис. 5.3 представлена зависимость коэффициента растворимости газов в подземных водах только как функция температуры.

По генезису газы в подземных водах делятся на четыре основные группы: 1) газы атмосферного происхождения (О2, СО2, N2, Аr, Кг, Ne), которые проникают в подземную атмосферу из воздуха; 2) газы биохимического происхождения (СН4, H2S, CO2, N2, тяжелые углеводороды), образующиеся при разложении микроорганизмами органических и минеральных веществ; 3) газы метаморфического и магматического происхождения (СО2, Н2, СО, N2, реже НСl, HF, SO2, NH3), образующиеся при повышенных температурах и давлениях в результате преобразования карбонатных

168

Рис. 5.3. Коэффициент растворимости газов в подземных водах в за висимости

от температуры [29]

и глинистых минералов и воздействия магматических расплавов; 4) газы радиоактивного происхождения (Не, Rn, Аr,

3Н), образующиеся в результате

радиоактивного распада.

169

Газы атмосферного происхождения распространены преимущественно в инфильтрационных водах, развитых в зоне активного водообмена; биохимического генезиса — в седиментационных водах зоны затрудненного водообмена; метаморфического генезиса — в глубинных водах, включая районы древнего и современного магматизма, альпийской складчатости; магматического генезиса — в зонах спрединга и рифта; радиоактивного генезиса — в породах с наибольшей радиоактивностью.

По данным A.M. Овчинникова, А.В. Щербакова, Л.М. Зорькина и др., с глубиной резко меняется газовый состав и газонасыщенность подземных вод. Если в неглубоких водах зоны активного водообмена преобладают О2 и N2 при газонасыщенности не более 100 мл/л, то в глубоких водах зоны затрудненного водообмена преобладающим газом становится метан, а газонасыщенность вод достигает 10 000 мл/л и более. С глубиной уменьшается роль азота и возрастает роль СО2, H2S и Н2 (при преобладающем значении СН4 + ТУ).

Вертикальная зональность газового состава подземных вод связана в основном с их генезисом в различных гидрогеологических и геохимических условиях. Зональность может нарушаться в связи с проявлением азональных явлений. Так, в зоне развития кислородно-азотных газов могут проявляться наложенные зоны радоновых, углекислых, азотных и других газов.

5.1.3. Изотопы в подземных водах

Изотопы — разновидности одного и того же химического элемента, различающиеся массой атома, но имеющие одинаковые химические свойства. Различают стабильные и радиоактивные изотопы химических элементов как самой воды (Н и О), так и содержащихся в ней макро- и микрокомпонентов. В настоящее время известно более 260 стабильных изотопов, около 50 естественных радиоактивных (космического и радиогенного происхождения) и более 1000 искусственных радиоактивных изотопов.

Изотопный состав воды оценивается стабильными изотопами водорода (протий и дейтерий) и кислорода (

16О,

17О и

18О), распространенность

которых различна (см. раздел 1.2.3). В природных водах встречаются также короткоживущие радиогенные изотопы. У водорода их два:

3Н (тритий) с

периодом полураспада 12,26 лет и весьма неустойчивый 4Н. Четыре

короткоживущих изотопа кислорода обладают следующими периодами полураспада:

14О - 74 с,

1 5О - 2,1 мин,

1 9О - 29 с и

2 0О - менее 10 мин.

При гидрогеологических исследованиях используется лишь тритий. Будучи изотопом космического происхождения, естественный тритий вместе с атмосферными осадками проникает в недра Земли и служит индикатором для определения возраста, скорости и направления движения подземных вод [23].

170

Равновесное количество трития на Земле, генерируемое кос мическими лучами, составляет ничтожно малую величину: от 3 до 10 кг. Основная часть (93%) трития содержится в гидросфере и 7% — в атмосфере. Тритий легко окисляется кислородом до молекулы НТО. При взаимодействии с меченными тритием глинистыми породами происходят обменные реакции между тритием и про-тием. Этот эффект используется при изучении скорости движения подземных.вод в горных породах. Измеряется содержание трития в тритиевых единицах (ТЕ). Тритиевая единица соответствует содержанию одного атома трития на 10

18 атомов протия.

Использование трития для решения гидрогеологических и гидро-логических задач началось в 50-х годах после первых испытаний термоядерного оружия, когда в атмосферу было выброшено большое количество этого изотопа водорода (см. рис. 3.5, рис. 5.4). Вызванное этими испытаниями повышение количества трития в атмосферных водах было принято за точку отсчета, от которой по сдвигу тритиевого максимума можно следить за временем удаления природных вод от исходной точки. Особенности обмена воздушными массами между стратосферой и тропосферой обусловливает сезонные колебания трития в атмосферных осадках, так как в поверхностных и подземных водах эти колебания сглаживаются. Отставание максимумов трития в речных водах по отношению к максимумам в атмосферных осадках позволяет судить о скоростях водообмена на водосборах.

Относительно хорошо изученными являются тяжелые — дейтерий D и 18

О, которые несут в себе информацию о молекуле воды и отражают ее геологическую историю вследствие процессов фракционирования (разделения) изотопов. Последнее обусловливается

Рис. 5.4. Накопление трития в атмосферных осадках района Бохолт (ФРГ) от термоядерных взрывов [30]

171

многими физическими и физико-химическими процессами: испарением, конденсацией воды, растворением и осаждением вещества, взаимодействием в системе вода — порода — газ —органическое вещество.

Фракционирование изотопов водорода и кислорода происходит главным образом при фазовых переходах в процессе круговорота воды в природе. Концентрация

2Н и

18О контролируется равновесием жидкости и водяного

пара. Поскольку молекула воды 1H

16O более летуча (см. табл. 1.3), при

испарении и конденсации жидкая фаза обогащается 2Н и

18О, а парообразная —

обедняется. Подобное фракционирование происходит и при замерзании воды, вызывая понижение концентрации обоих изотопов в твердой фазе по срав-нению c жидкой.

В качестве эталона для оценки концентрации 2Н и

18О используется SMOW

— стандарт среднеокеанической воды, который отвечает абсолютному содержанию дейтерия — 0,01985‰ и тяжелого кислорода — 0,1985‰. Концентрации дейтерия и тяжелого кислорода измеряются в виде отклонения от стандарта, приравненного к нулю, и оцениваются как отношение (δ) в ‰ (промилле). Положительные значения δD и δ

18О показывают "утяжеление", а

отрицательные — "облегчение" конкретной воды по отношению к стандарту. Круговорот воды поддерживает в определенных пределах постоянство

изотопного состава метеорных и поверхностных вод Земли в зависимости от географической широты, высоты и среднегодовой температуры местности. Концентрация тяжелых изотопов водорода и кислорода в атмосферных осадках зависит от температуры конденсации и варьирует в широких пределах. В снеге меньше тяжелых изотопов, чем в дожде. Как показал американский исследователь Г. Крейг, высокое содержание

2Н и

18О

свойственно метеорным водам тропических широт, где оно приближается к значениям океанической воды. Намного ниже концентрация тяжелых изотопов в метеорных водах умеренного пояса, а самая низкая — в атмосферных осадках и льдах полярных областей (рис. 5.5). Так, лед Антарктиды из всех известных типов воды наиболее легок по изотопному составу: δD равно -440‰, а δ

18О только -55‰. Любопытно, что изменение

изотопного состава метеорных вод разных широт происходит вдоль прямой линии, которая получила название линии Крейга в честь исследователя, впервые обосновавшего ее положение и внесшего большой вклад в изучение изотопного состава воды. Линия Крейга для метеорных вод земного шара имеет вид:

δ2Н = 8δ

18О + 10%,. (5.12)

Изотопный состав подземных вод также в значительной степени зависит от атмосферных осадков, но эта зависимость носит более сложный характер. Ближе всего к атмосферным осадкам по изотопному составу воды зоны активного водообмена, для которых наблюдаются определенная широтная и высотная зональности, связанные с изменением среднегодовых температур. В более глубоких

172

Рис. 5.5. Изолинии приближенных средних величин δD атмосферных осадков — в Северной Аме рике. По Х.П. Тейлору

горизонтах изотопный состав вод значительно отличается от атмосферных осадков и соответственно на графиках далеко отклоняется от линии Крейга (рис. 5.6). Разные генетические типы воды зна чительно отличаются по изотопному составу. Поэтому количественные определения δD и δ

18О

позволяют различать первоисточники подземной воды (инфильтрационные, седиментационные, ювенильные и т.д.) и оценивать долю каждого генетического типа в изучаемой смеси.

Среди природных радиоизотопов подземных вод многие принадлежат к так называемым первичным, которые в силу своего исключи-

Рис. 5.6. Изотопный состав глубоких подземных вод. По Г. Крейгу. Осадочные бассейны: 1 — Иллинойский; 2 — Галф-Кост; 3 - Мичи-ганский; 4 - Альбертс-кий; 5 — линия Крейга

173

тельно длительного периода полураспада находились еще в первозданных породах Земли. Некоторые из этих радиоизотопов распадаются до дочерних продуктов, также радиоактивных. Среди первичных радиоизотопов наиболее распространены

40К,

87Rb,

232Th,

235U и

238U. Из продуктов распада важнейшими для

гидрогеологии являются 222

Rn и 226

Ra, образующиеся из 238

U. Концентрирование их в подземных водах зависит от скорости ядерного распада, масштабов изотопного обмена между водой и твердой фазой и интенсивности водообмена. Например, отношение

234U/

238U B речных водах составляет 1,25, грунтовых —

1,5-2,0, глубоких 3-10. О количестве изотопов в природных водах можно судить по данным табл. 5.13.

Та бл и ц а 5 . 1 3

П р е д е л ы и з м е н е н и я к о н ц е н т р а ц и й с та б и л ь н ы х и з о т о п о в не к о т о р ы х э л е ме н т о в

в п р и р о д н ы х о б ъ е кт ах [2 4 ]

Элемент Отношение Пределы изменения Относительное изменение Отношение изотопов абсолютной величины предельных величин, % масс изотопов

Н D/Н 0,000076- 0,000204 168,4 2

Li 6Li/

7Li 0,079-0,084 6,3 1,167

В lO

B/11

B 0,226-0,234 3,5 1,1

С 13

C/12

C 0,010293- 0,011462 11,3 1,083

N 15

N/14

N 0,003623- 0,003776 4,2 1,071

0 18

O/16

O 0,001887- 0,002083 10,4 1,125

Si 30

Si/28

Si 0,0332- 0,0342 3 1,071

S 34

S/32

S 0,0432- 0,0472 9,3 1,063

Вторая важная группа природных радиоизотопов возникает при взаимодействии космических лучей на стабильные изотопы

14N,

16O,

40Аr. У

многих из этих радиоактивных продуктов периоды полураспада менее 1 млн. лет и поэтому их распространение ограничено главным образом водой, воздухом, живой материей и отложениями, молодыми в геологическом отношении. Из продуктов, образованных под воздействием космических лучей, наиболее широко в гидрогеологии используются

3Н и

14С для

определения абсолютного возраста воды. В последние годы все шире используются изотопы гелия (

3Не и

4Не),

так как величина их отношения различна в водах разного происхождения. Так, воды, содержащие первичный (космический) гелий, характеризуются 3Не/

4Не = 10

-8. Помимо указанных отноше-

174

ний для решения различных задач используются также следующие генетически связанные пары изотопов:

226Ra/

222Rn, T/

3He,

90Sr/

90Y,

226Ra/

238U.

В связи с острыми экологическими проблемами возникла важная проблема расчета предельно допустимых концентраций радиоизотопов в воде. В табл. 5.14 приведены эти концентрации для важнейших радиоизотопов, принятые в США.

Расчет предельно допустимых концентраций радиоизотопов — сложная задача, так как опасность их определяется не только

Таблица 5 . 1 4

Некоторые радиоактивные изотопы, представляющие интерес для гидрогеологии [7]

Элемент Массовое число Период полураспада Вид излучения Предельно допустимые

радиоизотопа концентрации в воде,

мкКи/мл

Бром 82 36 ч β-, γ

3·10-4

Кальций 45 153 сут β - 9·10

-6

Углерод 14 5730 лет β - 8·10

-4

Цезий 135 2,9·106 лет β

- 1·10

-4

137 33 года β -, γ

2·10-5

Хлор 36 4·105 лет β

- 8·10

-5

Водород 3 12,43 лет β

-

З ·10-3

Йод 129 1,72·107 лет β

-, γ

4·10-7

131 8,04 сут β -, γ

2·10-6

Плутоний 238 92 сут αγ

5·10-6

239 2,4·104 лет αγ

5·10-6

240 6580 лет α

5·10-6

Радий 226 1620 лет αγ

3·10-9

228 6,7 года β - 3·10

-8

Радон 222 3,83 сут α

Опасен в

газообразной

форме

Рубидий 86 18,7 сут β -, γ

7·10-5

Натрий 22 2,6 года β +

, γ

4·10-5

Стронций 90 29 лет β - 1·10

-8

Уран 235 7,1·108 лет α

3·10-5

238 4,5·109 лет α γ

4·10-5

175

концентрацией, но и временем воздействия. Тем не менее при расчетах принимаются такие предельные концентрации, которые обеспечивают уровень радиации не выше естественного при длительном воздействии радиоизотопов на организм человека.

Если даже найден предел допустимой дозы облучения, остается задача определения действия отдельных радиоизотопов. Радиоизотопы испускают различные виды излучения и с разной интенсивностью, но энергия альфа- и гамма-излучения своеобразна для каждого изотопа. Кроме того, некоторые элементы имеют тенденцию накапливаться в различных частях организма человека. Например, плутоний, радий и стронций накапливаются в костях, йод — в щитовидной железе, свинец — в почках. Такие элементы, как углерод и водород, выводятся из организма за относительно короткий промежуток времени.

5.1.4. Растворенное органическое вещество (РОВ) и

микрофлора подземных вод

Все подземные воды содержат РОВ, среди которого доминируют вещества гумусового и нефтяного ряда. Обнаружены в водах и органические соединения, характерные для живых организмов — белки, аминокислоты, углеводы, жиры, эфиры, разнообразные кислоты.

Образование живого вещества на поверхности земли происходит главным образом в результате фотосинтеза зеленых растений по следующей схематизированной реакции:

СО2 + Н2О + световая энергия → СН 2О + О2 , (5.13)

т.е. из воды и СО2 под влиянием хлорофилла, играющего роль катализатора, и солнечной энергии зеленые растения синтезируют углеводы и другие органические соединения, условно изображаемые как СН2О.

В подземных водах, где солнечный свет отсутствует, происходит микробиологическое разложение растительных и животных остатков, которые в основном растворяются в воде. При разложении органического вещества в присутствии свободного кислорода большая их часть минерализуется, т.е. окисляется с образованием исходных минеральных продуктов СО2 и Н2О. Следовательно, минерализация — это процесс противоположный фотосинтезу.

Вместе с тем далеко не все разлагающееся органическое вещество минерализуется, так как значительная его часть трансформируется в новые соединения. В почвах и илах чаще всего синтезируются специфические высокомолекулярные соединения темного цвета — гумусовые вещества, играющие важную роль в подземных водах. Среди них выделяются соединения сложного строения — гуминовые кислоты и фульвокислоты, участвующие в комплексообразовании многих металлов.

176

Реки и озера влажного климата содержат до 100 мг/л РОВ гумусового типа. Воды в этом случае приобретают цвет крепкого чая (некоторые реки Западной Сибири и тропических областей). В них содержание РОВ может преобладать над минеральными соединениями и составлять до 70% растворенных веществ [19]. Это же характерно для многих болотных и грунтовых ультрапресных вод северных районов. В последних особенно широко развиты фульво-кислоты (например, в Северной Якутии):

В седиментационных водах преимущественно развито РОВ нефтяного ряда — различные углеводороды и их производные, в частности жирные и нафтеновые кислоты, битумы, фенолы, бензол, толуол и др.

Количественная характеристика (в мг/л) органического веще ства Сорг различных типов природных вод приведена ниже (по В.М. Швецу).

Атмосферные осадки ............................................ n-10-1 — n-10° Поверхностные воды суши .................................. n-10° — n-101 Почвенные растворы ............................................ n-10° — n-101 Морские и океанические воды ...................................... n-10° Иловые растворы................................................... n-10° —- n-101 Поровые растворы ................................................ n-101 — 102 Подземные воды .................................................... n-10-1 — n-102

Нетрудно увидеть, что максимальные количества Сорг наблюдаются в подземных водах. Среди последних наиболее обогащены РОВ воды нефтегазовых месторождений.

По данным В.М. Швеца, среднее содержание Сорг в грунтовых водах влажного климата составляет 35 мг/л, в степя х и пустынях — 20 мг/л. Значительно больше органических соединений в глубоких подземных водах: в нефтегазоносных провинциях оно составляет 55 мг/л, в районах нефтяных и газовых месторождений — многие сотни мг. В провинциях, где нефть и газ отсутствуют, глубокие подземные воды в среднем содержат 40 мг/л Сорг. Общая масса органических веществ в подземных водах составляет 2,5·10

12 т, что более чем в 10 раз превышает запасы

нефти, в 2,5 раза — запасы торфа и лишь в 2 раза меньше запасов каменного угля. Среднее содержание Сорг в океане 1,6 мг/л, т.е. меньше, чем в речных и подземных водах, но общее количество Сорг в океане достигает 2,13·10

12 т — примерно столько же, сколько и в подземных

водах. Основными источниками поступления органических веществ в

подземную воду являются горные породы, почвы, морские илы, нефтяные залежи. Часть органических веществ поступает в подземную воду в готовом виде. Это в основном химически и биологически стойкие соединения типа гумусовых веществ, фенолов, углеводородов и др. Другая часть является продуктом сложных

177

физико-химических и биохимических превращений, протекающих в процессе круговорота воды.

Одним из главных факторов преобразования органического вещества выступает микрофлора, представляющая собой мельчайшие живые организмы — простейшие, водоросли, бактерии, дрожжи и плесени. В подземных водах изучены главным образом бактериальные микроорганизмы, имеющие размер от десятых долей до нескольких микрометров, которые находятся в подземных водах, как правило, в живом состоянии и в процессе своей жизнедеятельности выполняют огромную геологическую работу.

В процессе своего развития бактерии используют питательные вещества, которые, с одной стороны, служат источником энергии, а с другой — дают материал для построения клетки. Питательными веществами могут быть практически все органические соединения (жиры, протеины, углеводы, липиды, целлюлоза, хитин, углеводороды и др.), а также минеральные вещества, вода и газы [14].

По отношению к кислороду различают аэробные и анаэробные бактерии. Аэробы развиваются только при наличии свободного кислорода, анаэробы — при его отсутствии или ограниченном доступе. Последние используют сульфаты, нитраты, углекислоту и органические вещества в качестве источника кислорода.

По характеру обмена бактерии подразделяются на автотрофные и гетеротрофные. Автотрофы для своего развития используют исключительно минеральные вещества. Углерод, необходимый для построения своего тела, они получают из СО2, а водород — из воды, H2S, NH3 или Н2 газообразного. Гетеротрофы для построения своих клеток используют готовые органические соединения. В подземных водах распространены обе группы бактерий, но преобладают вторые.

Содержание бактерий в подземных водах, изученных до глубины 3-4 км, составляет от 10 до 500 тыс. клеток в 1 мл воды, достигая в особо благоприятных условиях несколько миллионов клеток в 1 мл. При этом число живых клеток составляет 95-99%. Число бактерий в воде зависит главным образом от наличия в ней питательных веществ, в первую очередь органических соединений. По данным С.И. Кузнецова и др. [16], развитие бактерий происходит уже при концентрации органических веществ более 0,1 мг/л. При прочих равных условиях чем выше содержание Сорг в воде, тем активнее развивается микрофлора.

Важным лимитирующим фактором для развития бактерий ранее считалась температура, верхний предел которой ограничивался 100° С. Однако в 1977-1979 гг. американские исследователи на дне Тихого океана в местах выхода гидротерм открыли принципиально новый вид бактерий, так называемые хемосинтетики, живущие при температуре 300

° С. Это открытие,

потрясшее биологов, значитель-

178

но расширяет пределы жизни, по-новому ставит вопрос о роли бактерий в гидротермальных процессах.

Соленость подземных вод влияет на жизнедеятельность бактерий лишь при очень большом ее значении. Многие микроорганизмы способны развиваться при концентрации солей до 250-300 г/л. Отмечено угнетающее влияние на рост бактерий некоторых металлов, среди которых в первую очередь следует назвать серебро, ртуть, медь, свинец и др.

Давление, по имеющимся данным, способствует развитию бактерий. Об этом, в частности, свидетельствуют опыты по образованию H2S при сульфатредукции в условиях разных давлений. Пределом давлений, при которых возможна деятельность бактерий, считается 12·10

8 Па. Большинство

бактерий лучше всего развивается при рН в пределах 6-7,5, однако известны и такие, которые хорошо размножаются в кислых и щелочных средах.

Состав бактериальной микрофлоры подземных вод чрезвычайно широк и разнообразен. Можно назвать следующие физиологические группы бактерий, обнаруженные в подземных водах: сапрофиты и гнилостные бактерии, разлагающие вещества белкового характера, окисляющие нафталин и газообразные углеводороды, разрушающие органические кислоты, углеводороды, вещества углеводного характера. Хорошо изучены в подземных водах железобактерии, серобактерии, азотфикаторы, нитрификаторы, денитрификаторы, аммонифи-каторы, тионовые и десульфирующие бактерии. Важным достижением последних лет является открытие бактерий в физически связанных водах глинистых отложений, что значительно расширяет область развития микроорганизмов в подземных водах [22].

5.1.5. Состав физически связанных вод

Физически связанные воды в земной коре широко распространены, особенно в глинистых образованиях (см. раздел 2.3). Они занимают мелкие поры и трещины горных пород. Такие воды В.И. Вернадский [2] называл волосными, П.А. Крюков — горными или иловыми растворами [15], а П.А. Удодов — поровыми [6]. Изучение состава этих вод только начинается. Важное значение имеют работы П.А. Крюкова, который разработал методику отжа-тия таких растворов из горных пород под большим давлением и первым изучил их состав. Необходимо при этом помнить, что физически связанные воды представляют собой водный агрегат сложного состава нескольких типов структурно упорядоченных вод литосферы, приуроченных к горным породам, продуктам их разрушения и почвам.

В горных породах выделяют три типа физически связанных вод: прочносвязанные (первые молекулярные слои), слабосвязанные и рыхлосвязанные. Каждый тип поровых растворов характеризуется не только различным содержанием каждого из этих типов воды,

179

но и своеобразием их физических, геохимических и биохимических показателей.

П.А. Крюков установил, что в горных породах с естественной влажностью по мере увеличения давления до 500 МПа и более концентрация солей в отжимаемом растворе постоянно понижается. Влажность и давление, при которых начинает уменьшаться содержание основных ионов, неодинаковы и определяются гидрофильно-стью глин: чем более гидрофильны последние, тем при более высокой влажности и низком давлении уменьшается концентрация раствора. Причину этого явления в горных породах П.А. Крюков связывает с наличием двух видов связанной воды: 1) внешней (рыхлосвязанной), однородной по составу и 2) внутренней (проч-носвязанной), которая из-за неоднородности по уровню энергетической связи с породой характеризуется падением количества растворенного в ней вещества по мере приближения к поверхности частиц породы. При отделении части такой воды (под воздействием высоких давлений) она разбавляет рыхлосвязанную воду, что приводит к уменьшению солености получаемого раствора. Весьма сложен вопрос и о взаимоотношениях системы поровые растворы — гравитационные воды применительно к природным условиям. Исследования показывают, что в природной обстановке имеются различные соотношения между рассматриваемыми параметрами: 1) поровый раствор и гравитационная вода имеют близкий состав; 2) поровый раствор более концентрирован, чем свободная вода и 3) поровый раствор менее концентрирован, чем свободная вода. Каждый из трех случаев обусловлен определенным этапом развития геологической структуры, характером преобразования горных пород, генетическим типом поровых и свободных вод.

Полученные к настоящему времени данные показывают, что ионно-солевой состав и минерализация связанных вод весьма разнообразны. При этом важнейшим фактором, контролирующим их состав в осадочных бассейнах, выступают фациальные особенности вмещающих пород. Так, поровые. растворы отложений морского генезиса Западно-Сибирского бассейна характеризуются более высокой минерализацией (обычно > 1 г/л) и сохраняют черты морского генезиса, хотя сами отложения расположены в зоне активного водообмена и заполнены инфильтрационными водами. Доминирующими в их составе являются ионы хлора и натрия. Характерны также высокие концентрации сульфат-иона. Поровые растворы континентальных отложений имеют минерализацию, как правило, < 1 г/л, преобладающими в составе являются гидрокарбонат-ионы и ионы кальция [6, 25].

В отличие от бессульфатных и слабосульфатных пластовых вод в поровых растворах по всему изученному разрезу отмечается наличие сульфат-иона, что придает им индивидуальный облик и свидетельствует о более тесной взаимосвязи с вмещающими породами. Так, поровые растворы континентальных четвертичных и

180

палеогеновых отложений отличаются несколько повышенной ми-нерализацией (0,8-1,2 г/л) по сравнению с пластовыми водами (0,6-0,4 г/л), более сложным анионным составом, повышенным содержанием сульфат-иона. Поровые растворы морских палеогеновых отложений имеют повышенную минерализацию (до 3,3 г/л), сульфатно-гидрокарбонатный магниево-кальциевый состав, а пластовые воды этих отложений — более низкую минерализацию (0,6 г/л), гидрокарбонатный кальциево-магниевый состав. Аналогичные различия поровых и свободных вод наблюдаются во всех без исключения изученных случаях.

Если к сказанному добавить, что во всех без исключения исследованных физически связанных водах установлены микроорганизмы, усваивающие азотсодержащие и безазотистые органические соединения [6, 22], а также то, что связанная вода обладает своеобразной структурой и термодинамическими параметрами, становится очевидным, что геохимическая среда связанных вод является достаточно специфичной и своеобразной. По A.M. Блоху, свойства связанной воды по мере приближения ее к твердому телу изменяются в том же направлении, что и при повышении температуры свободной воды, в частности, возрастает ее кислотность, уменьшается диэлектрическая постоянная и количество водородных связей, падает температура замерзания, соленость и т.д.

5.2. СИСТЕМА ВОДА—ПОРОДА—ГАЗ—ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО

Великий русский ученый, основатель современной гидрогеохимии В.И. Вернадский первым осознал, что с момента появления на Земле воды и органического вещества возникла открытая неравновесная система вода — порода — газ — органическое вещество. Развитие этой системы привело к созданию всех осадочных, большей части метаморфических и частично магматических пород, формированию уникальных по разнообразию состава гидросферы, атмосферы и биосферы, становлению земной коры и возникновению жизни.

Уникальность этой системы заключается в ее способности к непрерывной физико-химической и геологической эволюции, включающей формирование все новых и новых вторичных минеральных и органических новообразований, новых геохимических типов воды, которые сами после возникновения включаются в процесс эволюции, развивая и усложняя последний. Тем самым происходит непрерывное усложнение рассматриваемой системы, при которой изменяются все еѐ составляющие. Не зная общих законов эволюции рассматриваемой системы, ее геологической истории, взаимодействия с другими составляющими нашей планеты, внутренней природы и источников энергии такой эволюции, нельзя понять пути формирования самой гидросферы и особенностей ее состава, т.е.

181

нельзя решить один из центральных вопросов гидрогеохимии. В этой связи рассмотрим наиболее общие вопросы развития системы вода — порода — газ — органическое вещество и, в частности, ее подсистемы вода — порода, как одной из важнейших [12].

5.2.1. Механизмы взаимодействия воды с горными

породами

По характеру взаимодействия с водой породообразующие минералы можно разделить на две большие группы: 1) минералы, которые растворяются в воде конгруэнтно, т.е. с полным разрушением кристаллической решетки (карбонаты, сульфаты, хлориды, некоторые силикаты) и 2) минералы, которые растворяются в воде инкон-груэнтно (главным образом, алюмосиликаты и силикаты). Рассмотрим подробнее характер растворения минералов каждой группы.

Взаимодействие минералов первой группы с водой носит характер простого'растворения и поэтому максимальное количество химических элементов в растворе определяется составом и степенью их растворимости. Галит и гипс (ангидрит), являющиеся наиболее распространенными среди соответственно хлоридных и сульфатных минералов, относятся к разряду легкорастворимых. Следовательно, при достаточном количестве в горных породах этих и других сульфатов и хлоридов подземные воды быстро достигают предела своего насыщения и, если нет условий для вывода этих элементов из раствора, химическое взаимодействие воды с указанными мине-ралами практически прекращается. Оно может возобновится снова только при изменении характера геохимической среды, температуры, давления, гидродинамических условий и т.д. При этом ранее растворенные соли могут выпадать из раствора.

Полное насыщение этими солями в инфильтрационных и седимен-тационных водах нормальной солености достигается, однако, относительно редко. Это обусловлено тем, что, во-первых, пластовые отложения солей в зоне действия указанных вод встречаются довольно редко, во-вторых, инфильтрационные воды характеризуются активным водообменом и поэтому время контакта их с солями оказывается непродолжительным и, в-третьих, происходит разбавление вод в результате их смешения с более пресными.

Иное дело, когда речь идет о водах высокой степени континентального засоления или морских рассолах, сконцентрированных до стадии садки галита. В последнем случае уже с момента захоронения морская вода оказывается насыщенной к сульфатам и хлоридам и поэтому не способна к их растворению без дополнительных химических процессов. Если натрий и хлор, как элементы весьма подвижные, выводятся из раствора редко и в небольших количествах, то этого нельзя сказать о кальции и сульфат-ионе. Кальций, концентрирующийся в растворе при растворении гипса или ангидрита, может в отдельных случаях осаждаться в виде вторичных карбона-

182

тов, а сульфат-ион — восстанавливаться до сероводорода или продуктов его диссоциации. И в том и в другом случае происходит нарушение равновесия воды с солями и соответственно их растворение или осаждение.

Более сложным представляется характер растворения карбонатных минералов, который на примере кальцита применительно к чистой воде может быть представлен в виде следующего уравнения:

СаСО3 + Н2О = Са2 +

+ НСОз- + ОН

-, (5.14)

т.е. в этом случае образуется гидроксильная группа ОН" и рН раствора возрастает. При наличии СО2 большая часть образующейся щелочности нейтрализуется по реакции

ОН- + СО2 = НСОз

- . (5.15)

Соотношение между количеством образующихся НСОз-

и ОН-

контролируется реакцией (5.15) и зависит от парциального давления СО2 (рис. 5.7), а также от температуры. Поэтому при низких температурах и тех парциальных давлениях СО2, которые обычно наблюдаются в водах (10

2-10

3

Па), содержания НСОз- на несколько математических порядков

превосходят концентрацию ОН-.

Следовательно, растворимость карбонатов зависит от парциального давления СО2, рН, а также, как и всех других минералов, от температуры и ионной силы раствора. Важно и то, что при этом непосредственно в реакции участвуют молекулы СО2 и Н2О, которые меняют свое фазовое состояние и химическую форму.

Отмеченные особенности взаимодействия воды с карбонатами, широкое распространение последних в земной коре и наличие других поставщиков в воду тех же, что и карбонаты, элементов (алюмосиликаты, органическое вещество) определяют, с одной стороны, быстрое насыщение подземных вод к карбонатам, а с другой — и быстрое нарушение этого равновесия при изменении температуры, парциального давления СО2 (РСО2), рН, смешение вод и т.д. Практически в земной коре постоянно происходит либо растворение, либо осаждение карбонатов. Все это необходимо учитывать при анализе условий формирования конкретного типа вод [8].

Рис. 5.7. Кривые зависимости HCO3

- от рН при парциальном давлении СО2 10-2 (1) и 10-3 Па (2)

183

Конгруэнтное растворение характерно и для некоторых силикатов (кварц, оливин и др.). Растворение кварца происходит по реакции

SiO2 + 2Н2О = H4SiО40 = Н

+ + H3SiO4

- (5.16)

т.е. сопровождается образованием кремниевой кислоты, низкая степень диссоциации которой не приводит, однако, к ощутимому понижению рН раствора. Растворимость кварца при 25° С составляет 6,5 мг/л (в пересчете на SiO2), но резко возрастает при повышении температуры и рН раствора более 8,0. Растворимость свежеосажденного в лабораторных условиях геля кремнезема при комнатной температуре равна 115 мг/л.

Инконгруэнтное растворение алюмосиликатов при всей его сложности протекает главным образом по механизму гидролиза, реакция которого может быть записана в виде уравнения MSiAlOn + Н2О = М

+ + ОН

- + [Si(OH)о-t]n + [А1

0(ОН)6]n

3-, (5.17)

где п — неопределенное атомное отношение; о и t — соответственно октаэдрическая и тетраэдрическая координация; М — металлический катион.

Гидролиз, как видно из приведенной реакции, состоит из взаимного химического разложения не только твердого вещества, но и воды. Образование в процессе гидролиза труднорастворимых минералов (глин) объясняется тем, что алюминий с кремнием формируют соединения, практически нерастворимые в большинстве типов природных вод. Даже незначительные содержания алюминия и кремния в низкотемпературных водах приводят к насыщению последних относительно глинистых минералов, а в высокотемпературных — соответственно цеолитов и других соединений. Поэтому при растворении алюмосиликатов всегда образуется тот или иной вторичный продукт с одновременным переходом подвижных катионов и части кремнезема в раствор.

Таким образом, взаимодействие алюмосиликатов с водой приводит к образованию вторичных продуктов, растворимость которых ниже исходных. Это крайне важное обстоятельство определяет постоянную неравновесность воды относительно исходных минералов, которые поэтому могут растворяться в течение всего времени их взаимодействия с подземными водами.

Но не только образование глин или других минералов контролируется растворением алюмосиликатов. Другим важным процессом, сопровождающим гидролиз, является нейтрализация образующейся при этом щелочности. В самом деле, как следует из типичной реакции гидролиза

2Ca[Al2Si2O8] + 6Н2О = [Al4Si4O10](OH)8+ 2Са2+

+ 4ОН-, (5.18) заряд

подвижных катионов в растворе уравновешивается гидроксиль-ной группой ОН

-, образовавшейся в ходе этой же реакции. При наличии в воде СО2

большая часть образующейся щелочности нейт-

184

рализуется по реакции (5.15). Таким образом происходит образование НСОз-

и при отсутствии других анионов и соответственно формирование гидрокарбонатного типа вод в алюмосиликатных породах.

Следовательно, вторая (после образования вторичных продуктов) особенность системы вода — алюмосиликаты состоит в том, что часть продуктов гидролиза участвует в реакции нейтрализации, которая способствует поддержанию неравновесного состояния системы вода — первичные алюмосиликаты. Реакция нейтрализации, в свою очередь, протекает только при участии органических, угольной и реже других минеральных кислот, включая продукты метаморфизма и магматизма.

Наконец, вынос ионов из зоны протекания реакции гидролиза также, приводит к нарушению равновесия воды с горными породами. В верхней части земной коры интенсивный водообмен определяет быстрый вынос продуктов растворения, который уменьшается с глубиной и становится минимальным в седиментационных водах. Все это сказывается на характере развития, масштабах проявления и кинетике реакций гидролиза в разных частях земной коры.

Состав продуктов гидролиза алюмосиликатов контролируется составом водного раствора, характером геохимической среды и насыщенностью вод относительно тех или иных соединений. Поэтому выявление роли алюмосиликатов в формировании химического состава подземных вод требует анализа степени насыщения воды не только к первичным их разностям, но и разнообразным продуктам гидролиза, которые мы будем называть вторичными.

5.2.2. Равновесие воды с горными породами

Народная мудрость гласит: "вода и камень точит", подразумевая, что система вода — горная порода неравновесна и вода постепенно растворяет любой камень. Такая позиция понятна применительно к условиям зоны активного водообмена, в которой благодаря круговороту каждая новая порция воды вносит определенный вклад в разрушение конкретного минерала, а значит, и породы в целом. В результате вместо первоначально монолитной горной массы формируются рыхлые продукты коры выветривания, представляющие в своем большинстве принципиально иные образования: глины, окислы, гидроокислы, карбонаты, реже сульфатные и хлоридные соли. Ну, а как же быть с большими глубинами, где водообмен крайне затруднен? Точит ли вода камень в этих условиях?

На поставленный вопрос долгое время в науке отвечали отрица тельно. Априорно считалось, что низкая растворимость подавляющей части горных пород, особенно алюмосиликатных, приводит к тому, что уже на первых этапах взаимодействия воды с горными породами происходит насыщение водного раствора относительно растворяемой горной породы и в дальнейшем, начиная с некоторой глубины, вода практически горную породу не растворяет. Изменение степени

185

растворимости породы, связанное с изменением температуры с глубиной, газового состава воды или характера геохимической среды, существенной поправки в существующие взгляды не вносили.

Положение изменилось коренным образом после того, как были разработаны новые термодинамические методы расчета равновесия воды с горными породами, а также методы физико-химического моделирования эволюции системы вода — порода. В разработку этих методов значительный вклад внесли русские (Д.С. Кор-жинский, В.А. Жариков, И.К. Карпов, С.А. Кашик) и иностранные (П.Б. Бартон, P.M. Гаррелс, Ч.Л. Крайст, Х.К. Хелгесон, И. Тарди, Т. Пачес) исследователи.

Рассмотрим кратко равновесие подземных вод с карбонатами и алюмосиликатами. При этом воспользуемся, как это обычно принято, индексом неравновесности (А), который равен

A=lgK/Q , (5.19)

где К — термодинамическая константа реакции растворения породы или минерала; Q — квотант реакции, представляющий собой фактическое значение произведения активностей продуктов реакции, отнесенного к произведению активностей исходных веществ. По мере насыщения вод относительно какого-либо минерала индекс неравновесности уменьшается, стремясь к нулю. При пересыщении вод его значения становятся отрицательными, нулевое значение характеризует равновесное состояние. Трудность расчета состоит в определении активности растворенных соединений в водном растворе (ai), которые связаны с аналитически определяемыми концентрациями (с i) того же соединения через коэффициенты активности (γi) по выражению

ai = с i γi . (5.20)

Коэффициенты активности, в свою очередь, зависят от температуры и ионной силы раствора. Подробно с методикой расчета степени равновесия воды с горными породами можно ознакомиться в специальных работах [4,10].

В случае кальцита равновесие воды с минералом контролируется реакцией (5.14), константа которой при 25° С равна 10

-5,7, тогда как квотант реакции

применительно к водам зоны гипергенеза, по нашим данным [26], изменяется от 10

-5,1 до 10

-10,1, а индекс неравновесности соответственно от -0,6 до +4,4

(рис. 5.8). Наибольшее значение последнего характерно для вод влажной саванны и заболоченных ландшафтов умеренной зоны, т.е. эти воды отличаются наименьшей степенью насыщения относительно кальцита. Отрицательные значения индекса неравновесности, свидетельствующие о некоторой пересыщенности растворов карбонатом кальция, установлены в водах степных и лесостепных ландшафтов. Воды южнотаежных и горно-степных ландшафтов близки к насыщению, но в подавляющем большинстве случаев равновесия с кальцитом не достигают.

186

Важно обратить внимание на четкую, обратно пропорциональную зависимость, имеющую место между индексом неравновесности и общей минерализации воды (см. рис. 5.8, а): по мере увеличения солености раствора степень его насыщения относительно кальцита возрастает и при минерализации 0,6 г/л становится равной нулю, т.е. достигается равновесие. Аналогичная зависимость рассматриваемого индекса устанавливается и с рН (см. рис. 5.8, б): по мере увеличения щелочности раствора индекс неравновесности уменьшается и при рН > 7,4 становится равным нулю, т.е. достигается равновесие воды с кальцитом.

Таким образом, подземные воды, имеющие минерализацию более 0,6 г/л и рН более 7,4, как правило, насыщены карбонатом кальция, который в этих условиях не только не растворяется, но и, наоборот, высаживается из раствора. Такие насыщенные карбонатами воды широко развиты и в более глубоких частях земной коры: артезианских бассейнах и гидрогеологических массивах. Поэтому насыщенность вод относительно кальцита необходимо рассматривать в качестве не исключения, а правила, которое должно учитываться при решении проблемы формирования химического состава подземных вод.

Переходя к рассмотрению проблемы равновесия воды с алюмо-силикатами, подчеркнем, что в данном случае мы имеем дело с многокомпонентной сложной системой, насыщенность которой отдельными элементами может быть понята только в совокупности. Термодинамический анализ показал, что система первичные алюмосиликаты — подземные воды зоны гипергенеза во всех ландшафтных зонах является неравновесной, и это определяет непрерывность разрушения водой вмещающих коренных пород с образованием

Рис. 5.8. Зависимость индекса неравновесности к кальциту от общей минерализации (а) и рН (б) подземных вод различных ландшафтов: 1 — тундра; 2 — северная тайга; 3 — болота умеренной зоны; 4 — смешанные леса; 5 — южная тайга; 6 — лесостепь; 7 — степи у меренного пояса; 8 -влажная саванна; 9 — тропические леса; 10 — субтропические леса; 11 — сухая саванна; 12 — степи тропического пояса; 13 — высокогорные луга; 14 — среднегорные леса; 15 — горные степи

187

продуктов выветривания, устойчивых в соответствующих геохимических условиях и, что крайне важно, равновесных с подземными водами. Следовательно, равновесие воды с горными породами носит двоякий характер: система вода — порода неравновесна с эндогенными алюмосиликатами, но, как правило, равновесна с продуктами инконгруэнтного их растворения. Это последнее обстоятельство и определяет состав образующихся продуктов при выветривании горных пород. Другими словами, при выветривании образуются только те соединения, которые равновесны с водой и которые поэтому являются устойчивыми к агрессивному действию подземных вод.

В последнее время нами совместно с М.Б. Букаты современными методами термодинамики с применением ЭВМ установлено, что даже крепкие рассолы, возникшие более 100 млн. лет назад, неравновесны с первичными (эндогенными) алюмосиликатами, встречающимися в терригенных образованиях осадочных пород, а также образующими базальтовые покровы или интрузивные тела. Причина такого положения объясняется богатством осадочных пород органическими веществами, обеспечивающими в процессах катагенеза и метаморфизма непрерывное образование углекислого газа, выступающего основным нейтрализатором щелочности, образующейся в процессе гидролиза.

Следовательно, не вынос подземными водами продуктов реакции гидролиза, хотя это имеет в ряде случаев важнейшее значение, а нейтрализация щелочности углекислым газом или органическими кислотами — вот главная причина того, почему не происходит насыщения воды относительно первичных алюмосиликатов.

Таким образом, неравновесность системы вода — первичные алю-мосиликаты характерна не только для условий зоны гипергенеза, но и для более глубоких зон осадочных пород. Что касается глубоких зон складчатых областей и районов современного вулканизма, то и здесь, как показывают соответствующие данные, все воды, богатые углекислым газом, неравновесны с алюмосиликатами. И только в случае, когда щелочность подземных вод резко возрастает (рН более 9), а парциальное давление углекислого газа понижается, в ряде случаев возможно установление равновесия воды с Na-алюмо-силикатами (альбитом).

Если к сказанному добавить, что морская вода также не насы щена относительно первичных алюмосиликатов, то без преувеличения можно заключить, что в условиях верхней части земной коры система вода — первичные алюмосиликаты является неравновесной, а следовательно, способной к непрерывному взаимодействию и развитию в течение длительного геологического времени.

Неравновесность системы вода — первичные алюмосиликаты приводит к непрерывному геологически длительному процессу их растворения с образованием все новых и новых разнообразных вторичных минералов. При этом в воде концентрируются те химические элементы, которые не связываются минеральными фазами (хлор,

188

натрий, иногда кальций, фтор и др.). Все это определяет целенаправленное изменение состава подземных вод (см. рис. 5.2).

Постепенное концентрирование химических элементов в растворе по мере увеличения времени контактирования воды с породой приводит к неравномерному их накоплению. При этом каждому этапу взаимодействия воды с горными породами соответствует определенная ассоциация вторичных образований и определенный химический состав подземных вод.

Все сказанное показывает, что система вода — порода является равновесно-неравновесной: она неравновесна преимущественно с эндогенными (первичными) минералами, но всегда равновесна с теми или иными вторичными, т.е. образованными водой. Следовательно, по своему характеру эта система является сложной и противоречивой, что обеспечивает ее геологически длительное развитие.

5.2.3. О соотношении состава воды и горных пород

Проблема соотношения химического состава подземных вод и горных пород имеет долгую историю. Еще древнегреческий философ и ученый Аристотель (IV в. до н.э.) обосновал постулат, согласно которому: "Воды суть такого качества, какого земли, через которые они текут". Аналогично и высказывание римского ученого Плиния Старшего (I в. н.э.): "Каковы породы, таковы и воды" (см. раздел 1.3). Идея этого постулата развивается и в наше время.

Следовательно, в течение более двух тысячелетий геохимические связи воды и горных пород рассматриваются как очень простое соотношение, подчиняющее геохимический облик воды составу и типу горных пород. Такое положение казалось настолько убедительным, что практически не подвергалось сомнению. Понадобился гений основоположника современной гидрогеохимии В.И. Вернадского, чтобы показать, что такие связи носят значительно более сложный характер и определяются динамическим равновесием воды с газами, органическим веществом и горными породами, которое В.И. Вернадский изобразил в следующем виде

Развивая далее гидрогеохимические идеи В.И. Вернадского, A.M.

Овчинников предложил новую формулировку постулата, согласно которому "вода такова, какова геологическая история рай-она, в которой она находится" [17, с. 3]. Замена одной формулировки постулата на другую, хотя и более прогрессивную, не вскрыва-

189

ет, однако, соотношения между составом воды и горными породами, между структурными (геологическими) и зональными (климатическими) факторами формирования состава подземных вод. Чтобы разобраться в этом вопросе, необходимо рассмотреть некоторые общие положения о рассеивающей и концентрирующей функциях системы вода — порода.

В земной коре постоянно протекают два разнонаправленных процесса — рассеяние и концентрирование химических элементов, играющих важнейшую роль в формировании и разрушении различных горных пород, минералов, месторождений полезных ископаемых и их ореолов, продуктов выветривания, и, что важно для нас, разнообразных химических типов природных вод.

При взаимодействии с алюмосиликатами подземные воды одновременно одни элементы концентрируют, а другие рассеивают. И эта характерная особенность сохраняется на всех стадиях взаимодействия воды с горными породами. В случае инконгруэнтного растворения одна часть элементов связывается вторичной фазой, другая переходит в водный раствор. Соотношение между связываемыми и освобождаемыми элементами определяется их геохимической подвижностью: малоподвижные (в конкретных условиях среды) связываются вторичной минеральной фазой, подвижные оказываются в растворе. По мере эволюции системы вода — порода на фоне общего увеличения объема разрушающих пород и роста солености воды число связываемых элементов возрастает, а освобождаемых — относительно уменьшается, т.е. постепенно часть подвижных элементов переходит в разряд неподвижных.

В природных условиях вода всегда подвижна и рано или поздно покидает растворяемые ею породы. Это может произойти в любой точке кривой А-Н (рис. 5.9). Если скорость движения воды большая, а расстояние между областью питания и разгрузки не велико, Рис. 5.9. Принципиальная схема соотношения накапливае мых элементов в воде (1) и кон-центрируемых вторичными минералами в ходе эволюции системы вода — порода (2): А - Н — точки начала образования новой вторичной минераль ной фазы

190

то время взаимодействия воды с породой будет небольшим, что соответствует первым этапам развития системы, скажем, интервалу между точками В и С. В этих условиях среди вторичных образований будут формироваться минералы только фаз А и В, а минерализация воды будет оставаться небольшой. С увеличением времени взаимодействия в системе появляются все новые и новые вторичные фазы, а соленость воды растет.

В реальных геологических условиях далеко не всегда образуется весь спектр вторичных образований. Водные растворы земной коры имеют сложную геологическую историю, различные генезис, глубину залегания и соответственно неодинаковый состав. Поэтому система вода — горная порода в условиях земной коры чаще всего начинает свое развитие не с первого этапа, или точки А, а с последующих точек по кривой А-Н и в большинстве случаев продукты начальных стадий взаимодействия воды с горными породами отсутствуют.

Следовательно, всегда имеются ограничения по начальным и конечным этапам эволюции системы вода — порода, что обусловливает формирование вторичных продуктов определенного состава, контролируемого временем существования системы: продукты начальных этапов взаимодействия не образуются, потому что раствор заимствовал часть химических элементов в иных геологических условиях, т.е. в условиях недостаточно длительного взаимодействия между водой и породой. В этих условиях состав воды оказывается довольно постоянным в течение геологически длительного отрезка времени.

Итак, чтобы происходило концентрирование какого-либо элемента в воде, он должен быть освобожден из одной минеральной (первичной) формы и не связан другой (вторичной) или связан в меньшем количестве. Такие условия возможны при строго установленном времени взаимодействия, которое контролируется интенсивностью водообмена. Последний является следствием определенного этапа развития геологической структуры, ее тектонической и оро-генной истории, литологического состава пород, их пористости и трещиноватости, а также соотношения областей питания и разгрузки. Другими важнейшими факторами являются характер термодинамической и геохимической обстановки, определяемый глубиной залегания данной системы, геологическая история региона, генезис и исходный химический состав водных растворов.

Из всего сказанного вытекает важный вывод о том, что одна и та же горная порода на разных этапах эволюции формирует разный состав воды. При этом чем длительнее геологическая эволюция системы вода — порода, тем больше различий в составе этих двух компонентов единой системы. Все сказанное позволило нам дать новую формулировку старому постулату в следующей форме: вода такова, какова степень ее взаимодействия с горными породами, обусловленная ходом геологической эволюции этой системы [26].

191

Новая формулировка старого постулата позволяет не только объяснить все многообразие геохимических типов подземных вод и вторичных образований, но и вскрыть рудообразующую функцию подземных вод.

5.2.4. Разложение и синтез воды в земной коре

Итак, в земной коре происходит непрерывное преобразование первичных алюмосиликатов в глины, карбонаты и другие соединения, которое сопровождается растворением не только горных пород, но и ионным (обменным) разложением воды. В самом деле, как показывают уравнения (5.14), (5.17) и (5.18), преобразование любого алюмосиликата и карбоната невозможно без химического участия значительного количества воды.

Ионное разложение воды начинается с явлений диссоциации, которая сама по себе незначительна: константа диссоциации в зависимости от температуры равна 10

-15 ÷ 10

-11. Однако в силу того, что в процессе гидролиза

ион водорода связывается глинистыми минералами, которые менее растворимы, чем разрушаемые алюмосиликаты, все новые и новые молекулы воды вовлекаются в процесс диссоциации, что способствует восстановлению нарушенного равновесия между ионами воды и ее недиссоциированными молекулами. Поэтому масштабы ионного разложения воды определяются масштабами гидролиза, а не константой диссоциации.

Гидролиз, однако, определяет только первый этап разложения воды, молекулы которой при этом теряют один ион водорода, тогда как другой остается связанным с кислородом в форме ОН

-. Проследим поэтому

дальнейшую эволюцию ОН-. Как уже было показано, в результате реакции

(5.15) образуется ион НСОз-, который в том случае, когда не достигается

карбонатного равновесия, попадает в реки и уходит в бассейн седиментации. Если же водообмен замедлен и концентрация солей в растворе достигает предела насыщения карбонатами, что часто наблюдается в подземных водах, то НСОз

-

диссоциируя на Н+ и СО3

2- , приводит к разрыву второго иона водорода с

кислородом. При этом кислород оказывается связанным ионом СО32-

, а ион водорода может участвовать в новых реакциях гидролиза. Происходит полное разложение молекулы воды на ионы водорода и кислорода, которые связываются соответственно глинами и карбонатами. При этом не имеет принципиального значения: образуются ли карбонаты в том же месте, где разрушаются алюмосиликаты (кора выветривания, гидротермальная система, осадочный бассейн) или в новых условиях, куда мигрировали подземные воды (река, озеро, море, новый водоносный горизонт и т.д.). Важно то, что развитие процессов имеет строго определенную направленность, приводящую, с одной стороны, к растворению эндогенных алюмо-

192

силикатов, а с другой — к образованию глин и карбонатов, связывающих соответственно ионы водорода и кислорода.

Таким образом, полное разложение молекулы воды на ионы происходит в несколько этапов: диссоциация молекулы воды, гидролиз, образование НСОз

- его диссоциация по законам угольной кислоты, образование

карбонатов. Естественно, что применительно к отдельным, участкам земной коры этот процесс может быть прерван на любом из этапов. В частности, в условиях зоны гипер-генеза наиболее полно развит процесс первого этапа разложения воды на Н

+ и ОН

-. Однако если учесть полный круговорот

воды на земле, включая климатический и геологический, то полное раз-ложение молекул воды на ионы оказывается очевидным. Полное преобразование пород и воды в общем виде может быть представлено в виде следующего уравнения: первичные алюмосиликаты + Н2О + СО2 = глины + карбонаты. (5.21)

Поскольку породы разрушаются непрерывно в коре выветривания, зонах эпигенеза, диагенеза, катагенеза, в областях гидротермальной деятельности и т.д., во всех этих случаях происходит и ионное разложение воды. Вода в земной коре, непрерывно перемещаясь и взаимодействуя с первичными алюмосиликатами, постоянно химически разлагается и в виде ионов связывается вторичными продуктами.

Масштабы разложения воды весьма велики. Достаточно на помнить, что монтмориллонит и гидрослюда при своем формировании разлагают 10-12% воды, а каолинит и хлорит — 25-28%. Кроме того, глинистые минералы значительную часть воды (до 20% и более) переводят в связанное состояние. Следовательно, при образовании глин разлагается и связывается не менее 25-30% воды, т.е. такое ее количество, которое не каждая горная порода способна вместить.

Гидролиз эндогенных алюмосиликатов не единственный путь ионного разложения воды в земной коре. Другой, не менее важный механизм такого разложения связан с преобразованием глинистых осадков на стадиях диагенеза и катагенеза в бассейнах седиментации. В частности, как показывают геологические наблюдения, в разрезе осадочных пород с глубиной исчезают каолинит и монтмориллонит, которые полностью замещаются иллитом и хлоритом. При этом в реакциях участвуют не только растворенные в воде ионы, но и непосредственно молекулы воды, которые химически разлагаются. Следовательно, по мере захоронения седиментационных вод в осадочных бассейнах их химическое разложение продолжается.

Химическая трансформация глин в осадочных породах и связанное с этим ионное разложение молекул воды — широко распространенное геологическое явление, которое до сих пор не привлекло достаточного внимания гидрогеологов и не получило соответствующей оценки. Представляется, что в уплотняющихся глинистых

193

осадках бассейнов седиментации далеко не вся захороненная ими вода механически отжимается в коллекторы, как это принято считать, а значительная ее часть, взаимодействуя с осадком, участвует в химических реакциях и, разлагаясь на ионы, связывается вновь возникающими твердыми или газообразными (H2S, CH4, СО2 и др.) продуктами.

Приведенными примерами механизм ионного разложения воды в земной коре, безусловно, не исчерпывается. В частности, большая роль принадлежит явлению радиолиза воды [4]. Но даже сказанного, вероятно, достаточно, чтобы заключить, что нельзя относиться к горным породам только как к вместилищам подземных вод или как транспортным путям последних, а необходимо их рассматривать как, активные химические реагенты, которые способны разложить молекулы воды на составляющие их ионные соединения. Точно так же, как на поверхности земли, количество воды изменяется в результате испарения или промораживания; в недрах Земли изменение ее объема обусловлено химическим разложением. К сожалению, проблема термодинамической устойчивости воды и ее способности к разложению, а также масштабы этого явления до сих пор остаются практически не исследованными. В этой связи нельзя не вспомнить о том, что писал В.И. Вернадский: "...по-видимому, и синтез, и разложение молекул воды идут в земной коре в большом масштабе, происходят кругом нас на каждом шагу. Но они никогда не были сведены воедино и не были подвергнуты систематическому научному исследованию...", и далее "...разложение молекул воды, так же как и синтез, надолго исчезли из научного кругозора..." [2, с. 184]. За прошедшие почти 50 лет в этом отношении мало что изменилось.

Как справедливо подчеркивает В.И. Вернадский, в земной коре происходит не только разложение, но и синтез воды. Последнее особенно характерно для зоны регионального метаморфизма, в которой наблюдается перекристаллизация глинистых минералов и карбонатов в исходные (эндогенные) алюмосиликаты. Поэтому в этой зоне происходит соединение разделенных в процессе гидролиза двух составляющих молекул воды (Н

+ и О

2-), что приводит к форми-

рованию больших количеств возрожденных вод и, естественно, углекислого газа. Например, перекристаллизация хлорита в биотит сопровождается выделением 6-10% воды. По подсчетам академика А.В. Сидоренко и др., на стадии формирования амфиболитовой фации пород при метаморфизме докембрийских осадков выделялось в среднем 1,6·10

17 т углекислого газа и

0,65·1017

т воды. Следовательно, при метаморфизме глинисто-карбонатных пород

возрождаются те 15-25% воды, которые разложились на ионы при образовании глин, а также углекислый газ и эндогенные алюмосиликаты, т.е. применительно к этой зоне ход процесса в уравнении (5.21) протекает в обратном относительно верхних зон направлении. Огромны масштабы высвобождения воды и при дегидратации гипса.

194

Ионный синтез воды в зоне метаморфизма хорошо увязывается с гидрогеологическими данными о наличии возрожденных вод, выделенных в свое время A.M. Овчинниковым, с экзогенно-мета-морфическим циклом созидания земной коры, предложенным академиком А.В. Сидоренко и др., комплексом изотопных исследований метаморфогенных вод (Ю.А. Борщевский), новейшими данными по газожидким включениям в метаморфических минералах и минералах гидротермальных месторождений (А.И. Тугаринов, В.Б. Наумов и др.), а также с рядом чисто геологических данных. Синтез воды — это сложный, многофазный и длительный процесс, который сопровождается многими побочными процессами и явлениями, до сих пор плохо изученными. Все сказанное позволяет заключить, что зона метаморфизма — это место возрождения вадозной воды, которая безусловно принимает участие в различных геохимических и рудообразующих процессах.

Таким образом, в процессе геологического круговорота вода не просто захватывается формирующимися осадками, переносится на большие глубины, отжимается из пород, постоянно растворяя или осаждая разнообразные минеральные, органические или газообразные соединения. Непрерывно взаимодействуя с горными породами, по крайней мере часть молекул воды постоянно разлагается на ионы и вновь синтезируется. Все это позволило нам ввести понятие геохимического цикла воды в земной коре, под которым понимается совокупность явлений и процессов, приводящих к прямому участию, разложению и синтезу молекул воды в геохимических преобразованиях горных пород и живого вещества в поступательно-направленном развитии осадочно-метаморфических процессов [18].

Геохимический цикл воды начинается в зоне гипергенеза с момента попадания атмосферных осадков в горные породы и заканчивается после возвращения возрожденных вод на дневную поверхность (рис. 5.10). Уже на первом этапе взаимодействия воды с горными породами происходит разделение двух ее составляющих — ионов водорода и кислорода и связывание их разными твердыми фазами: глинами и карбонатами. Образовавшиеся на континенте глины вместе с обломками неразрушенных алюмосиликатов рано или поздно переносятся в бассейны седиментации и, осаждаясь, связывают большое количество воды, которая под действием двой-ного электрического слоя и сил поверхностного натяжения меняет термодинамические свойства, способствующие развитию процессов протонирования, т.е. также ионного разложения воды с образованием H2S, CH4, NH3 и СО2.

Сопровождающие захоронение осадков процессы преобразования глинистых минералов в иллит и хлорит приводят к дополнительному разложению молекул воды и связыванию наряду с калием и магнием гидроксильной группы ОН

-,

что приводит к образованию дополнительного количества ионов водорода, которые участвуют в реакциях гидролиза, образования гидридов, возможно, углеводоро-

195

Рис. 5.10. Ге охимический цикл воды в земной коре

дов и т.д. В итоге в реакциях ионного разложения участвует большое количество воды.

Следовательно, начатый в коре выветривания процесс ионного разложения воды продолжается на всех этапах захоронения и преобразования осадочных пород вплоть до стадии позднего катагенеза и раннего метаморфизма. И только после начала перекристаллизации глин с образованием метаморфических минералов ионное разложение воды сменяется ее синтезом. Формирующиеся в этих условиях возрожденные воды, насыщенные углекислым газом отличаются высокой агрессивностью и поэтому, поднимаясь по проницаемым зонам, взаимодействуют с вмещающими породами, т.е. начинают свой новый геохимический цикл.

5.3. ВОДНАЯ МИГРАЦИЯ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

Водная миграция химических элементов — важнейшая часть переноса и

перераспределения атомов в земных недрах. Вода — самая универсальная и самая распространенная среда миграции в земной коре. Вода — "кровь" Земли, которая обеспечивает приток и отток химических элементов в разные структуры земной коры. Водная миграция — это непрерывный обменный процесс, результаты которого особенно ярко проявляются за геологически длительное время.

Академик А.Е. Ферсман предложил различать внутренние и внешние факторы миграции. К внутренним факторам он относил свойства химических элементов образовывать летучие или растворимые соединения, осаждаться из растворов и расплавов, сорбироваться и т.д. Все эти свойства определяются строением атомов. К

196

внешним факторам относятся параметры обстановки миграции — температура Т, давление Р, кислотно-щелочные рН и окислительно-восстановительные Eh характеристики растворов и т.д. При этом параметры среды (рН, Eh и сумма солей) имеют особо важное значение в миграции элементов.

Гидрогеохимическая среда миграции. Как было показано в разделе 5.2.1, значения рН подземных вод в основном определяются реакцией нейтрализации щелочей кислотами [уравнение (5.15)]. В качестве примера рассмотрим роль угольной кислоты.

На контакте с водой углекислый газ растворяется в ней с образованием угольной кислоты по реакции

СО2 + Н2О = Н2СО3, (5.22)

которая диссоциирует на ионы:

Н2СО3 = Н+ + НСОз

- = 2Н

+ + СО3

2 - (5.23)

Константа диссоциации первой реакции при 25° С равна 10-6,3

т.е.

3,6

32

31 10

][

]][[

COH

HCOHK (524)

Константа диссоциации второй реакции равна при тех же условиях 10-3, т.е.

3,10

32

2

3

2

2 10][

][][

COH

COHK (5.25)

И з урав не ний ( 5. 24) и ( 5. 25) в ид но, ч т о от ноше ния [ НСОз-

]/[Н2СО3] и [ СО32-

]/[Н2СО3] зависят от рН. Зная поэтому содержание СО2 в воде и рН, можно графически изобразить соотношение этих ионов в воде. На рис. 5.11 показан пример такого соотношения. Трафики подобного типа иногда называют диаграммами Бьеррума. Из приведенного рисунка видно, что в кислых и слабокислых водах резко доминирует недиссоциированная кислота

Н2СО3, в нейтральных и слабощелочных — НСОз- и только в

сильнощелочных — CO32-

. В подземной гидросфере в силу многообразия различных процессов и

явлений одновременно формируются кислоты и щелочи, которые, нейтрализуя друг друга, и определяют конкретные значения рН,

Рис. 5 . 1 1 . Активность ионов угольной кислоты в зависимости от рН при СО 2 = 10 -2 г∙моль /кг и Т = 25 ° С [ 7 ]

197

колеблющиеся в широких пределах — от сильнокислых (вулканические области, зоны окислений рудных месторождений, крепкие рассолы) до сильнощелочных (гидротермы, воды континентального засоления, воды массивов щелочных-пород). При прочих равных условиях рН вод растет по мере увеличения их солености (рис. 5.12).

Другим важным показателем гидрогеохимической среды выступает окислительно-восстановительный потенциал подземных вод (Eh) — показатель степени окисленности или восстановленности переменно-валентных элементов состава подземных вод. Окислительно-восстановительные (или редокс-) реакции в природных условиях протекают широко. Примером может служить реакция окисления двухвалентного железа:

2Fe2+

+ 0,5О2 + 2Н+ = 2Fe

3+ + Н2О . (5.26)

В любой окислительно-восстановительной системе всякое окисление сопровождается восстановлением. В связи с этим окислительно-восстановительные реакции обычно делят на две полуреакции, соответствующие различным сторонам процесса. Приведенную выше реакцию (5.25) можно поэтому записать в виде следующих полуреакций:

2Fe2 +

– 2е = 2Fe3+

; (5.27)

0,5О2 + 2Н+ + 2е = Н2О , (5.28)

где е — электрон. Из уравнений (5.27) и (5.28) можно видеть, что такие реакции

сопровождаются переносом электронов, который в свою очередь свидетельствует о наличии разности потенциалов Е между восстановленным и окисленным элементами. Для того, чтобы можно было измерить этот потенциал нужен какой-то стандарт. За такой стандарт по международной конвенции был принят потенциал реакции

Н2 = 2Н+ + 2е , (5.29)

равный в стандартных условиях нулю, т.е. при активности Н+ и Н2, равной

единице. Следовательно, замеряя электрический потенциал Рис. 5.12. Зависимость рН от общей минерализации подземных вод зоны гипе ргене за [25]. Области: 1 — умеренного климата; 2 — тропич еского климата

198

окислительно-восстановительной реакции, мы получаем потенциал электрода в полуячейке относительно стандартного водородного электрода (СВЭ). Этот замеренный потенциал и называется величиной Eh раствора. Значения Eh могут быть положительными или отрицательными в зависимости от того, будет ли активность электронов в измеренном растворе выше или ниже их активности в СЭВ. По международной конвенции Eh считается положительным, если активность электронов в измеренной жидкости меньше, чем в СЭВ. Таким образом активность электронов в растворе при наличии окислительно-восстановительных процессов может быть выражена как в вольтах (В), так и единицах активности электронов [е]. Последнее удобнее выражать в форме отрицательного логарифма р

ре = -lg[e] (5.30)

по аналогии с рН = -lg[H+]. Значения Eh и ре связаны уравнением

ре = (F/ 2,303RT)Eh, (5.31)

где F — постоянная Фарадея; R — газовая постоянная; Т — абсолютная температура. При 25° С

ре = 16,9 Eh или Eh = 0,059 ре. (5.32)

В настоящее время электродные потенциалы отдельных полуреакций в стандартных условиях, т.е. когда активности окисленных и восстановленных форм химического элемента, а также ионов водорода равны 1, измерены и приводятся в различных справочниках по химии и геохимии. Такие измеренные величины получили название нормальных или стандартных потенциалов и обозначаются Е

0. Значения Eh природных вод

по данным Е0

могут быть рассчитаны по уравнению Нернста, которое при 25° С имеет следующий вид:

pHn

m

N

N

nEEh

вост

ok 059,0][

lg059,00 (5.33)

где N — любой химический элемент с переменной валентностью; п, т — соответственно число электронов и протонов, участвующих в реакции.

С ростом температуры Е0 существенно изменяется, и в гидротермальных

растворах реакции окисления и восстановления протекают при иных значениях потенциалов. Например, если стандартный потенциал окисления Fe

2 + до Fe

3 + при 25° С равен +0,771 В (в сильнокислой среде),

то при 50° С — уже 0,800 В, а при 200° С – +0,97 В. В природных водах Eh колеблется от +0,7 до -0,5 В. Поверхностные и

грунтовые воды, содержащие свободный кислород, чаще всего характеризуются более узким интервалом Eh (от +0,15 до +0,70 В). Трещинно-грунтовые воды изверженных пород даже на. глубине 350-300 м имеют Eh более 0. Для подземных вод, связанных с битуминозными породами и нефтяными залежами, величина

199

Eh значительно ниже 0 (местами до -0,5 В), в этих условиях развиваются процессы восстановления SO4

2- , Fe

3+ и других ионов.

Окислительно-восстановительные обстановки подземных вод в основном определяются содержанием в воде свободного кислорода, сероводорода и других газов. Важную роль играют и некоторые ионы: Fe

2+, Fe

3+, S

2-, HS

-, H

+,

ОН-, а также молекулы органических веществ [20].

Все окислительные обстановки характеризуются присутствием в водах свободного кислорода или других сильных окислителей. Железо, марганец, медь, ванадий, сера и ряд других элементов находятся в высоких степенях окисления (Fe

3+, Mn

4+, Cu

2+, S

6+ и др.).

Главным критерием восстановительных аб.становок служит двухвалентное состояние железа, отсутствие свободного кислорода, наличие H2S и его производных. Если в водах имеется HS

-, S

2-, то большая группа

халькофильных (Си, Pb, Zn, Ag и т.д.) и сидерофильных (Fe, Ni, CO и т.д.) элементов может осаждаться с образованием нерастворимых сульфидов. Наоборот, при отсутствии H2S и его производных (HS

-, S

2-) многие из

названных элементов в кислой среде легко мигрируют. Поэтому выделяют два основных типа восстановительных обстановок: сероводородную и бессероводородную.

Рассмотренные выше закономерности в распределении рН и Eh подземных вод позволили А.И. Перельману выделить основные геохимические классы подземных вод (табл. 5.15). Как показывают данные этой таблицы, каждая подземная вода характеризуется оп-

Таблицa 5 . 1 5

Основные геохимические классы вод зоны гипергенеза и гидротермальных систем

Щелочно-кислотные

условия

Окислительно-восстановительные условия

Окислительные Восстановительные без Н2S

Восстановительные с Н2S и его

производными Сильнокислые 1. Сильнокислые

кислородные

5. Сильнокислые 9. Сильнокислые,

сероводородные

Слабокислые 2. Слабокислые 6. Слабокислые 10. Слабокислые, сероводородные

Нейтральные и слабощелочные

3. Нейтральные и Слабощелочные кислородные

7. Нейтральные и слабощелочные

11. Нейтральные и слабощелочные сероводородно-

сульфидные

Сильнощелочные 4.Сильнощелочные, кислородные

8.Сильнощелочные 12. Сильнощелочные сероводородно-сульфидные

200

ределенным сочетанием окислительно-восстановительных и щелочно-кислотных условий. Для каждого из 12 классов вод характерны ассоциации подвижных и "запрещенных" элементов. Так, например, в сильнощелочных кислородных водах зоны гипергенеза легко мигрируют Na, Li, F, Mo, V, Y, Be, В, но эти воды "запрещены" для Fe, Ca, Mg, Ba, Sr. Такие примеры можно было бы продолжить. Показатели рН и Eh, как важнейшие параметры геохимической среды, широко используются для построения диаграмм рН — Eh, на которых наглядно видны поля устойчивости отдельных минералов, форм миграции элементов, соотношение твердых и растворенных фаз. Наиболее полно методика построения таких диаграмм изложена в книге американских исследователей P.M. Гаррелса и Ч.Л. Крайста [4]. Соотношение рН и Eh в подземных водах разного генезиса можно видеть на рис. 5.13.

Рис. 5.13.

Распределение значений Eh и рН природных водных сред.

По Л.Г.М. Басс -Беккингу и др .

201

Формы миграции химических элементов. Способность химических элементов к миграции зависит также от формы их нахождения в водной среде. В природных водах они могут мигрировать в коллоидной, взвешенной и истинно растворенных формах. В коллоидной форме миграция химических элементов происходит при значительных скоростях течения в поверхностных водах и высоких скоростях фильтрации в подземных водах. Размеры коллоидных частиц изменяются от 10

-6 до 10

-9 м. В отличие от взвешенных

частиц, размер которых превышает 10-6 м, коллоидные частицы в легкопод-

вижной водной среде участвуют в интенсивном броуновском движении и поэтому противостоят процессам седиментации в поле сил земного притяжения. Коагуляция (слипание частиц) их обычно происходит при сильном увеличении солености воды и появлении различно заряженных частиц. В форме коллоидов могут мигрировать в той или иной мере практически все химические элементы.

Так, в районах с влажным климатом большая часть железа, алюминия, марганца, мышьяка, циркония, молибдена, титана, ванадия, хрома, по данным А.И. Перельмана, мигрирует в коллоидной форме. Медь, свинец, цинк, никель, кобальт, олово также частично мигрируют в коллоидной форме. Из коллоидных растворов (золей) эти элементы осаждаются, входя в состав богатых водой студенистых осадков — гелей. Гели образуются и при осаждении элементов из истинных растворов.

Во взвешенной (механической) форме в природных водах чаще всего мигрируют элементы, образующие устойчивые минеральные формы. Входя в состав минералов, элемент как бы теряет свои индивидуальные свойства и его дальнейшая миграция определяется податливостью к разрушению кристаллической решетки. Поэтому форма миграции элемента в данной системе часто зависит не от его химических свойств, а от степени разрушаемости кристаллической решетки минералов, в состав которых он входит. Это же касается и вторичных минеральных фаз, образуемых при взаимодействии воды с горными породами.

Среди истинно растворенных форм элементов различают нейтральные молекулы, простые и комплексные ионы. Размер их менее 10

-9 м (по другим

оценкам меньше 0,45·10-9

м). В виде простых ионов мигрируют подавляющая часть макрокомпонентов (Na

+, K

+, Са

2+, Mg

2+, Cl

-, Вг

- и др.), а также многие

микрокомпоненты (Cu2+

, Zn2+

, Ni2+

, Li+, Rb

+, Cs

+ и др.) Комплексные ионы

образуются в результате взаимодействия простых ионов разного заряда. При этом важную роль играют ионы комплексообразователи, обычно называемые лигандами. В качестве последних в природных водах чаще всего выступают отрицательно заряженные ионы: СО3

2-, SO4

2-, С1

-, ОН

-, Br

-, F

-, а

также органические соединения. Широко распространены в подземных водах и нейтральные молекулы типа ZnSO4

0, CuCl2

0, CuSO4

0, NaOH

0 и др.

202

Как установлено в последние годы, большинство металлов в водах находится в виде гидроксокомплексов, полимерных ионов и комплексных соединений с анионами. Например, шестивалентный

уран в растворах образует сложный катион уранил UO22+

, который нередко дает гидроксокомплексы или входит в состав комплексных анионов. Поэтому в водах в зависимости от их свойств могут

присутствовать UO22+

, UО2(СО3)2(Н2О)22-

, UО2(СО3)4-

и другие

ионы, а также недиссоциированные молекулы U(OH)40 и др.

Соотношение различных форм металлов в водах изменяется в зависимости от конкретных геохимических условий среды их миграции, а также наличия соответствующих ионов — комплексообра-зователей (лигандов). В обычных подземных водах часто в значительных количествах присутствуют фосфатные, фторидные, сульфатные ионы и органические соединения, которые и выступают ведущими комплексообразователями.

Интенсивность водной миграции элементов. Для оценки вод-ной миграции элементов А.И. Перельман предложил использовать коэффициент водной миграции Кх, который равен отношению содержания химического элемента в минеральном остатке воды к его содержанию в водовмещающих породах или к кларку литосферы

Кх = (т х·100)/(апх) , (5.34)

где тх — содержание элемента х в воде; а — минерализация воды; пх — содержание элемента х в водовмещающих породах или в литосфере.

Использование Кх позволяет сравнивать интенсивность миграции и концентрации распространенных и редких элементов. Например, в трещинных водах гранитоидов (табл. 5.16) Zn, Mo и Сu много

Т а б л и ц а 5 . 1 6

Объект анализа и Kх Э ле ме н ты

Si Са Zn Мо Си

С о ст ав гр ан и т о и до в в % Во д ы др ен и р ую щи е

гра н и то и д ы , г/ л Ко эф ф иц и ен т ми гра ц ии

32,0

1, З∙ 10-2

0,08

1,60

7∙1 0-2

8,7

6∙ 10-3

3∙ 1 0-4

10

1∙1 0-4

4∙1 0-6

8

2∙1 0-3

2,6-∙ 10-6

0,26

меньше, чем Si и Са, но из этого не следует, что микрокомпоненты мигрируют с меньшей интенсивностью, чем Si и Са, так как и в горных породах их намного меньше.

Если использовать кларки химических элементов, составленные нами для вод зоны гипергенеза (см. табл. 5.5 и 5.6), и кларки

203

Таблица 5 . 1 7

Интенсивность миграции элементов в подземных водах зоны

гипергенеза

Элемент Содержание элементов в

водах (по С.Л. Шварцеву),

г/л

Содержание элементов в земной коре

(по А.П. Виноградову),

%

Коэффициент водной

миграции Кх

Cl 4,7·10-2

1,7·10-5

644 Br 1,83·10

-4 2,1·10

-4 203

I 1,61·10-5

4·10-5

99 Mo 2,06·10

-6 1,1·10

-4 4,4

Na 4,55·10-2

25·10-1

4,2 Ca 4,3·10

-2 29,6·10

-1 3,3

Mg 1,86·10-2

18,7·10-1

2,3 F 4,5·10

-4 6,6·10

-2 1,6

Sr 1,85·10-4

3,4·10-2

1,2 Zn 3,4·10

-5 8,3·10

-3 0,94

K 4,59·10-3

25·10-1

0,43 Cu 5,58·10

-6 4,7·10

-3 0,27

P 5,75·10-5

9,3·10-2

0,14 Ni 3,31·10

-6 5,8·10

-3 0,13

Mn 4,94·10-5

1·10-1

0,11 Cr 2,9·10

-6 8,3·10

-3 0,08

Th 4,2·10-7

1,3·10-3

0,07 Fe 5,47·10

-4 46,5·10

-1 0,02

V 2,06·10-6

9·10-3

0,05 Zr 1,30·10

-6 1,7·10

-2 0,017

Al 2,79·10-4

80,5·10-1

0,008 Ti 1,07·10

-5 4,5·10

-1 0,005

горных пород, то можно расположить все химические элементы в порядке их подвижности в подземных водах (табл. 5.17).

Как видим, несмотря на резко различные содержания в водах С1, Вг и I, они мигрируют с близкой интенсивностью. То же относится к Са, Mg, Na, Zn, Sr и Mo. Таким образом, Кх позволяет сравнивать интенсивность миграции распространенных и редких элементов. Использование Кх позволило А.И. Перельману модернизировать ряды водной миграции, впервые составленные Б.Б. Полыновым, дополнить их редкими элементами, выразить результаты в более контрастной форме (табл. 5.18).

204

Таблица 5 . 1 8

Ряды миграции элементов в кислородных водах зоны гипергенезиса [20]

Интенсивность

миграции

Коэффициент водной

миграции

Состав ряда в порядке

убывания Кларка земной

коры

Очень сильная n · 10 – n · 100 S, Cl, B, Br,I

Сильная n – n · 10 Ca, Na, Mg, F, Sr, Zn, U,

Mo, Se, Au

Средняя 0,n – n Si, K, Mn, P, Ba, Rb, Ni, Cu,

Li, Co, Cs, As, Ti, Ra

Слабая и очень слабая

0,0 n и менее Al, Fe, Ti, Zr, Th, и др .

Геохимические барьеры. В практическом отношении важны те участки

земной коры, в которых на коротком расстоянии происходит резкое уменьшение интенсивности миграции химических элементов, и как следствие, их концентрации. Это геохимические барьеры, в основу классификации которых положены виды миграции. А.И. Перельманом выделяется два основных типа геохимических барьеров — природные и техногенные. Природные, в свою очередь, разделяются на три класса: механические, физико-химические и биогеохимические. Среди физико-химических различают окислительные, восстановительные, щелочные, кислые и прочие барьеры. Схема формирования барьеров представлена на рис. 5.14.

Геохимические барьеры возникают в водоносных горизонтах артезианских бассейнов, гидротермальных системах, почвах, корах выветривания и других местах. Поэтому геологическая среда формирования барьеров весьма разнообразна, но их геохимическая сущность в самых различных частях земной коры нередко одинаковая. Так, восстановительный сероводородный барьер известен в морской воде (например, в Черном море), в илах морей, океанов, соленых озер, в солончаковых почвах, подземных водах на учас-тках разрушающихся нефтяных месторождений, в зоне цементации сульфидных руд и т.д.

Размеры барьеров различны и рационально говорить о макро-, мезо-, и микробарьерах. Следовательно, главное значение имеют не абсолютные, а относительные размеры барьеров. Барьер — это

Рис. 5.14. Параметры геохимического барьера: 1 -2 — направление мигр ации элемента до б ар ьера ( 1 ) и по сле нег о (2 ) ; 3 — область концентрации элемента (собствен но барьер); m1 — т2 — геохимические характеристики среды до барьера и пос леднего; l — длина бар ьера

205

граница, переходная область, где одна устойчивая обстановка на сравнительно коротком расстоянии сменяется другой. Например, зона встречи пресных речных вод с морскими в устьях рек представляет собой геохимический барьер шириной в сотни и тысячи метров, что составляет ничтожную величину по сравнению с пространствами океана и длиной рек (тысячи километров).

5.4. ФОРМИРОВАНИЕ СОСТАВА ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Познать сложное явление формирования состава подземных вод можно, если дать ответы на пять основных вопросов: 1) источники химических элементов в конкретной воде; 2) факторы, обеспечившие ее состав; 3) процессы, обусловившие переход элементов в воду: 4) геологические обстановки формирования и 5) основные этапы формирования. К этому надо добавить, что, естественно, должен быть известен генетический тип воды и ее геологическая история.

Источниками растворенных веществ в подземных водах служат в основном горные породы, органическое вещество, захоро-няющаяся морская вода и атмосферные осадки. В отдельных случаях большая роль принадлежит также мантии, выделяющей летучие компоненты, речным и озерным водам, проникающим в недра земли.

Состав подземной гидросферы представляет итог простых и сложных форм движения, итог миграции вещества в земной коре. Водная миграция химических элементов, как показано выше, определяется внешними и внутренними факторами, которые выступают в качестве движущих сил и причин, вызывающих изменение состава воды.

Процессы — следствие факторов, которые создают или преобразуют состав подземных вод. Что же касается обстановок, то они представляют природный фон, т.е. среду существования подземных вод, от них зависит интенсивность воздействия факторов и направленность процессов. Отмеченные три природных ингредиента контролируют интенсивность, степень и объем перехода химических элементов из всех геологических оболочек земли в подземные воды и тем самым определяют закономерности формирования их состава. В дополнение к этому этапы формирования отражают уровень, на котором находится взаимодействие в системе вода — порода-газ—органическое вещество. Этот уровень в силу круговоротов воды хотя и меняется, но в определенную геологическую эпоху отражает совокупное воздействие всех факторов и процессов применительно к какой-то конкретной обстановке и выступает интегрирующей функцией всего многообразного воздействия земной коры на состав воды, и наоборот, состава воды на преобразование вещества земной коры.

206

5.4.1. Факторы, процессы и обстановки формирования состава подземных вод

Вопрос о факторах формирования состава подземных вод в научной

литературе обсуждается давно. Однако более или менее полное логическое завершение он получил в последние 15-20 лет. Наибольший вклад в решение этого вопроса внесли Е.В. Посохов, Е.В. Пиннекер, А.И. Перельман, С.И. Смирнов и др. Е.В. Посохов [23] подразделяет факторы формирования состава подземных вод на следующие группы: физико-географические, физические, биологические и искусственные. Е.В. Пиннекер основные факторы формирования подземных вод представил в следующем виде [18]: 1) физико-географические (рельеф, климат, водообмен, выветривание и цементация); 2) геологические (геологическая структура, тектонические движения, тип пород, магматизм, газовый фактор); 3) физико-химические (химические свойства элементов, растворимость химических соединений, кислотно-щелочные и окислительно-восстановительные условия); 4) физические (температура, давление, время и пространство); 5) биологические (влияние живого вещества, почвы, ландшафт); 6) искусственные (воздействие деятельности человека).

Значение каждого из них в формировании состава подземных вод далеко не равноценно. Различают прямые факторы, непосредственно воздействующие на состав воды, и косвенные, определяющие условия, в которых происходит взаимодействие земного вещества с водой. Например, тектонические движения являются косвенными, так как под их воздействием вода из одних пород может отжиматься в другие, где и изменять свой состав. Горные породы — прямой фактор: растворяясь, они непосредственно обогащают воду ионами и химическими соединениями.

По важности воздействия на состав воды факторы формирования делят также на главные и второстепенные, или ведущие и подчиненные. Среди главных необходимо назвать неравновесность системы, вода — порода — газ — органическое вещество и ее строго направленное геологически длительное развитие (см. раздел 5.2).

Все природные факторы формирования состава вод взаимосвязаны и соподчинены. Поэтому изменение влияния одного из них вызывает целую цепь причинно-следственных изменений. Так, например, интенсивность водообмена есть сложная функция количества атмосферных осадков, степени их испарения, характера рельефа, проницаемости горных пород, их литологического состава и т.д. (см. раздел 3.2). Следовательно, все перечисленные факторы воздействуют на состав воды косвенно, через интенсивность водообмена.

Таким образом, водообмен, являясь производным ряда более общих факторов, выступает в качестве не производного, а задающего относительно состава воды. А если это так, то налицо следующая соподчиненность и взаимозависимость: осадки — водообмен — состав воды. В этом ряду каждый следующий (после первого)

207

фактор является производным впереди стоящего и одновременно определяющим для каждого из последующих.

Аналогичным образом можно рассмотреть связи между климатом, почвами и составом воды. Совершенно очевидно, что и здесь мы видим связь климат — почва — состав воды, а не наоборот. Точно также рельеф, как производное геологической структуры, влияет на водообмен и через него на состав воды, т.е. через промежуточные звенья, а не прямым образом.

Более сложные связи выявляются между геохимической средой, типом выветривания и составом воды. Как показано выше (см. раздел 5.2), тип выветривания определяется характером среды, среда — сложная функция количественных соотношений взаимодействия воды с горными породами и органическим веществом, выражаемого через количество растворенных продуктов. Последнее зависит от времени взаимодействия в системе вода — порода — газ — органическое вещество. Время взаимодействия, в свою очередь, зависит от интенсивности водообмена, а интенсивность взаимодействия — от температуры и дисперсности растворяемого продукта, а также его количества. Применительно к органическому веществу его количе-ство зависит от биологической продуктивности ландшафта, а также направленности его биологического преобразования. Рассмотрение отмеченных генетических связей позволяет наметить следующую соподчиненность группы факторов: климат—биологическая продуктивность—тип разрушения органического вещества — геохимическая среда — тип выветривания — состав воды.

Все сказанное позволило нам расположить основные факторы, контролирующие состав подземных вод в зоне гипергенеза, в определенной соподчиненности (рис. 5.15). Из этого рисунка видно, что состав подземных вод не связан непосредственно ни с количеством атмосферных осадков, ни рельефом местности, ни типом горных пород, хотя каждый из них и оказывает определенное влияние на геохимию формирующихся растворов. Но характер этого влияния проявляется через такие параметры, как биологическая продуктивность ландшафта, интенсивность водообмена, характер геохимической среды и т.д. Поэтому любые попытки искать связь состава подземных вод непосредственно с составом горных пород, характером рельефа или количеством осадков являются бесплодными и не приводят к ожидаемым результатам.

Среди ведущих факторов в наше время особое значение приобретают техногенные, обусловленные деятельностью человека, который уже давно стал геологической силой. К сожалению, человек часто без должного основания вмешивается в установившиеся взаимосвязи между природными явлениями и, нарушая их, приводит к непредсказуемым последствиям.

Разработка полезных ископаемых, гидротехническое строительство, мелиорация земель, эксплуатация водоносных горизонтов для целей водоснабжения, сброс в земные недра радиоактивных загряз-

208

Рис. 5.15. Соподчиненность основных факторов формирования состава подземных вод зоны гипергенеза [25]

ненных стоков, попадание в водоносные горизонты продуктов атомных взрывов и распыляемых ядохимикатов — таков далеко не полный перечень искусственных факторов, воздействующих на состав подземных вод. С каждым годом их роль неуклонно возрастает и становится решающей. В этой обстановке перед человечеством стоит острая задача научиться идти не врозь с законами природы, а в унисон с ними, научиться в разумных пределах управлять ими, поступать таким образом, чтобы не нарушать установившихся связей между факторами формирования, а изучив их, предсказывать любые возможные последствия.

Гидрогеохимические процессы, формирующие состав подземных вод, по принципу их действия Е.В. Пиннекер [18] разделяет на следующие группы (табл. 5.19): 1) перенос вещества, осуществляемый по механизму молекулярной диффузии и фильтрационного (диффузионно-конвективного) массопереноса; 2) процессы, переводящие вещество в раствор; 3) процессы, выводящие вещество из раствора; 4) процессы сочетающие воспроизводство и поглощение растворенного вещества; 5) процессы добавления или удаления молекул растворителя.

Перечисленные процессы определяют формирование состава подземных вод, т.е. накопление элементов определенного состава и в определенных соотношениях. Если же вода какого-либо состава в процессе круговорота его изменяет, то в этом случае говорят о процессах метаморфизации. Последнее особенно характерно для морской воды при ее захоронении в ходе геоло-

209

Таблица 5 . 1 9

Ведущие природные гидрогеохимические процессы

гического круговорота. Как показал Н.С. Курнаков, метаморфи-зация вод имеет направленный характер. Если состав воды изменяется от гидрокарбонатного к сульфатному, а затем к хлорид-ному, то такое направление метаморфизации называют прямым. Изменение состава в обратном направлении получило название обратной метаморфизации.

Приведенные в табл. 5.19 разновидности природных процессов требуют некоторого пояснения. Прежде всего необходимо четко различать разницу между растворением и выщелачиванием. Как было показано ранее, растворение вызывает полное разрушение кристаллической решетки конкретного минерала и переход всех ионов в раствор. При инконгруэнтном растворении часть из этих ионов тут же может формировать вторичную минеральную фазу (см. раздел 5.2). При выщелачивании происходит избирательное растворение отдельных более растворимых минералов, но сохранение других, менее растворимых. В результате каркас породы часто не разрушается, а сохраняется.

210

Стимуляторами процессов выщелачивания и растворения являются кислород и различные кислоты, содержащиеся в подземных водах. Эти агенты способствуют предварительному растворению легко растворимых минералов, например, карбонатов под действием агрессивной углекислоты.

Кислород, растворенный в подземных водах, вызывает, например, избирательное окисление сульфидных минералов, в результате чего подземные воды обогащаются сульфатами металлов и снижают рН за счет формирующейся серной кислоты. Окисление пирита может протекать в два этапа:

2FeS2 + 7О2 + 2Н2О - 2FeSO4 + 2H2SO4 ; (5.35)

4FeSO4 + 2H2SO4 + O2 - 2Fe(SO4)3 + H2O . (5.36)

Часть состава осадочных пород, представленную легко растворимыми соединениями (карбонаты кальция и магния, гипс и ангидрит, рассеянный галит и т.д.) и растворами, пропитывающими породу, а также обменными катионами глин, находящимися в поглощенном состоянии, А.Н. Бунеев назвал ионно-солевым, или ион-но-обменным, комплексом породы. Особенно велика роль этого комплекса в осадочных породах морского генезиса. При попадании в эти породы инфильтрационных вод происходит медленное выще-лачивание и вынос всех подвижных компонентов. Основной же каркас глинистых пород при этом не нарушается.

Различают "континентальный" и "морской" облик ионно-об-менного комплекса. Первый свойствен породам, образовавшимся на суше, и характеризуется преобладанием поглощенного кальция, второй — морским отложениям, в которых доминирует поглощенный натрий. При попадании воды иного состава между ионно-обменным комплексом и водой начинается катионный обмен.

Направленность катионного обмена определяется гидрогеохимической обстановкой. Наиболее энергично обменно-адсорбционные реакции» протекают при внедрении подземных вод в породы с иным поглощающим комплексом, чем растворенные катионы. В этом случае катионный обмен приобретает направленный характер.

Когда, например, гидрокарбонатные или сульфатные кальциевые воды взаимодействуют с породами, содержащими преимущественно поглощенный натрий, катионный обмен приводит к появлению подземных вод натриевого состава (реакция Гедройца):

Са(НСО3)2 + 2Nа+(п.к.) – 2NaHCO3 + Ca

2+ (п.к.). (5.37)

Если же в породы, поглощающий комплекс которых состоит в основном из кальция, попадают натриевые воды, скажем, морского происхождения, катионный обмен приводит к выходу в раствор кальция (реакция Щукарева):

2NaCl + Са2+

(п.к.) – СаС12 + 2Na+(п.к.). (5.38)

Обменно-адсорбционные процессы совершаются главным образом в верхних горизонтах осадочных пород. В глубоких горизонтах

211

они проявляются слабее. Причина тому — старение коллоидов и отсутствие источников их обновления.

Кроме ионно-обменных процессов важную роль играют окислительно-восстановительные и биогеохимические реакции, в основе которых лежит перенос электронов от одних атомов к другим. Окисление — химическая реакция, при которой атом отдает электроны и повышает валентность, восстановление — наоборот, обеспечивает присоединение электронов. Примером может служить широко распространенная в природе реакция восстановления сульфатов до сероводорода, в которой сера восстанавливается, а углерод окисляется

SO2-

4 + 2Cорг + 2Н2О — 2НСОз- + H2S . (5.39)

Для протекания этой реакции необходимо: 1) отсутствие кислорода; 2) наличие органического вещества и 3) участие в процессе десульфурирующих бактерий. Органическое вещество (Сорг) служит питательной средой для бактерий. Образование сероводорода за счет биогеохимического восстановителя происходит как на больших глубинах, так и в поверхностных отложениях (торфяники, иловые воды морей и т.д.). В глубоких горизонтах бактерии в качестве поставщика углерода используют битумы, нефть и рассеянную органику. Наряду с сероводородом, при десульфатизации появляется углекислота и гидрокарбонат-ион. Вода приобретает щелочную ре- акцию. В конечном счете десульфатизация ведет к появлению гид-рокарбонатных натриевых или кальциевых вод.

Другими процессами формирования состава подземных вод являются так называемые мембранные явления, среди которых различают фильтрационный и осмотический эффекты.

Геохимическое значение фильтрационного эффекта при метасоматозе первым отметил Д.С. Коржинский. Он и его последователи (Л.Н. Овчинников, А.С. Шур, В.А. Жариков) установили, что при фильтрации раствора через породы с различной проницаемостью растворенное вещество перемещается независимо от растворителя. Тонкодисперсные породы способны пропускать через себя растворитель (воду), а растворенное вещество такой "фильтр" задерживает или пропускает частично. В результате соленость профильтровавшегося раствора уменьшается, а остающегося — возрастает пропорционально радиусу частиц и давлению в системе, но снижа-ется при увеличении размера пор и коэффициента диффузии ионов. Осмотический эффект проявляется, когда в соприкосновение приходят два раствора разной концентрации, которые разделены полупроницаемой перегородкой, пропускающей молекулы растворителя, но препятствующей прохождению частиц растворенного вещества. В этом случае растворитель перемещается от раствора с малой концентрацией к раствору с высокой концентрацией, что способствует выравниванию солености воды.

С позиций физико-химической гидрогеодинамики более правдоподобной представляется концепция обратного осмоса, развиваемая

212

в различных модификациях некоторыми зарубежными учеными. В основе подобных взглядов положен факт, что при пропускании водного раствора через тонкую полупроницаемую мембрану (скажем, глинистую) молекулы воды при определенных условиях через нее проходят, а молекулы растворенного вещества частично или полностью задерживаются.

Лабораторный эффект обратного осмоса Д. Бредехофт и другие исследователи распространили на природную водонапорную систему, в которой движущей силой служит гидростатический напор (рис. 5.16). По их схеме путем "отсеивания" солей концентрация пластовых вод в погруженных частях бассейна возрастает в несколько раз даже при отсутствии других поставщиков растворенных веществ.

Как фильтрационный, так и осмотический эффекты применимы только к частным случаям формирования минерализации и состава подземных вод. Вопрос о региональном значении обоих процессов в концентрировании вещества подземных вод требует дальнейшего изучения.

Гидрогеологические циклы и обстановки формирования подземных вод. Действие описанных выше факторов и процессов формирования подземных вод проявляется в определенных сочетаниях и последовательности в зависимости прежде всего от генетического типа и генетического цикла (круговорота) подземных вод. Поэтому еще в 1947 г. Г.Н. Каменский выделил три генетических цикла подземных вод.

1. Инфильтрационный, связанный с инфильтрацией aтмосфер ных осадков и комплексом геохимических процессов, протекающих в верхней зоне земной коры.

2. Морской, или осадочный, связанный с захоронением морских вод в процессе осадкообразования и с дальнейшей их метаморфизацией.

3. Метаморфический и магматический циклы, определяющие формирование глубинных вод. В силу того, что до настоящего

Рис. 5.16. Схема возможного концентрирования подземных вод по механизму обратного осмоса в седиментационном бассейне: 1 — полупроницаемая глинистая мембрана; 2 — водоносный горизонт; 3 — непроницаемые породы; 4 — пьезометрический уровень; 5 — направление движения подземных вод; 6 — направление движения воды через мембрану

213

времени различить магматические и метаморфические воды практически невозможно, имеет смысл объединить два рассматриваемых цикла в один — метаморфогенно-магматический.

Среди указанных генетических циклов Г. Н. Каменский более подробно охарактеризовал инфильтрационный, выделив в зависимости от направления протекающих процессов три типа вод по условиям формирования: 1) грунтовые воды выщелачивания, формирующиеся в условиях достаточно интенсивного развития процессов инфильтрации атмосферных осадков; 2) грунтовые воды континентального засоления, формирующиеся в засушливых степных и пустынных равнинах под влиянием интенсивного испарения и процессов взаимодействия с засолеными почвами; 3) артезианские воды выщелачивания, подразделяющиеся на два подтипа: а) пластовые воды артезианских бассейнов платформенных депрессий и б) пластово-трещинные, трещинно-жильные и трещинные воды горноскладчатых областей.

Таким образом, Г.Н. Каменский на примере инфильтрационного цикла показал, что каждый тип вод формируется под влиянием комплекса факторов и процессов, действующих в рамках строго определенного пространства и времени. Последнее контролируется не только характером, но и длительностью (временем) воздействия на воду того или иного фактора и процесса.

Оценивая выделенные Г.Н. Каменским генетические циклы под земных вод с позиций последних достижений гидрогеологии, следует подчеркнуть, что представления о первых двух из них — инфильтрационном и морском — существенно не изменились. Речь может идти о названии только второго цикла, который с современных позиций лучше называть седиментационным, так как захоронение и метаморфизация вод связаны непосредственно с образованием и последующим преобразованием осадка.

Что касается метаморфогенно-магматического цикла внутризем-ных вод, то представления о его природе существенно изменились. По современным воззрениям даже в районах активного вулканизма резко преобладают воды инфильтрационного, а не ювенильного генезиса. Вместе с тем формирование состава таких вод невозможно себе представить без прямого или косвенного участия вулканических процессов и тесного взаимодействия их с вмещающими породами (гидротермальные процессы). Если вулканизм понимать в широком смысле, включающем все явления, которые обусловлены деятельностью магмы как на глубине, так и на поверхности земли, а гидротермальные явления, — как комплекс процессов, связанных с деятельностью всех глубинных горячих вод независимо от их генезиса, то рассматриваемый цикл воды лучше назвать вулканоген-но-гидротермальным. При таком понимании вулканогенно-гидротер-мальный цикл включает деятельность ювенильных, возрожденных (метаморфогенных и вулканогенных), инфильтрационных и седиментационных вод, смешанных в той или иной степени.

214

5.4.2. Формирование состава инфильтрационных вод

Формирование состава подземных вод инфильтрационного цикла начинается в атмосфере и продолжается в почвах и горных породах до тех пор пока вода не окажется в области разгрузки и не покинет горные породы. В соответствии с этим можно выделить четыре этапа формирования состава подземных вод рассматриваемого цикла: атмогенный, биогенный, литогенный и испарительный [26].

Атмогенный этап формирования. Несмотря на довольно большое разнообразие химического состава незагрязненных промышленными отходами дождевых и снеговых вод, все же они, как правило, отличаются низкой минерализацией, не превышающей в районах гумидного климата 50, а нередко и 20 мг/л (табл. 5.20). Исключение составляют только некоторые районы морских побережий, где за счет солей, захватываемых с поверхности океанов и морей, минерализация дождевых вод может быть более 100 мг/л. Особенно сильно общая минерализация атмосферных осадков возрастает в районах с сухим климатом, где она в отдельные периоды года (на ограниченных площадях) может достигать даже нескольких г/л.

С каждым годом все более возрастает роль антропогенных факторов, которые резко изменяют состав атмосферных осадков и оказываются решающими. Выброс в атмосферу газов, ее запыление, загрязнение разнообразными отходами приводят к образованию кислот (H2SO4, HNO3), в ряде случаев щелочей, а также к обогащению вод различными металлами, органическими соединениями и разнообразными солями. В результате возрастает общая минерализация осадков, изменяется их состав, кислотно-щелочные свойства, агрессивность.

По имеющимся данным в настоящее время антропогенное воздействие на состав атмосферных осадков обнаружено не только в промышленно развитых регионах земного шара, но даже в Гренландии и Антарктиде. Все это должно учитываться при изучении химического состава подземных вод.

Часть химических элементов атмосферные осадки заимствуют из океана (натрий, хлор, йод, бром и др.), но большую часть из пыли, поднимаемой с континентов, а в условиях засушливого климата из легкорастворимых солей. В последнем случае состав осадков является сульфатным или даже хлоридным.

Кроме солей, атмосферные осадки обогащены растворенными газами: азотом, кислородом, углекислым и инертными газами (табл. 5.21). При этом в силу различной растворимости отдельных газов (см. рис. 5.3) соотношение газовых компонентов в растворе отлично от их соотношения в воздухе. Часть газов вступает в химическое взаимодействие, образуя новые продукты.

Так, СО2, взаимодействуя с Н2О, образует углекислоту, диссоциация которой приводит к понижению рН и повышает агрессивность выпадающих осадков [см. уравнения (5.22) и (5.23)]. Воздуш-

215

216

Таблица 5.21

Парциальное давление газов в атмосфере, Па

Газ Давление Газ Давление Газ Давление N2 78,1·10

3 He 0,52 H2 5·10

-2

O2 20,9·103 CH4 0,15 O3 (0,1-1,0)·10

-2

Ar 0,93·103 Kr 0,11 Xe 8,7·10

-3

H2O (0,1-2,8)·103 CO 0,006-0,1 NO2 (0,05-2,0)·10

-3

CO2 0,03·103 SO2 0,1 Rn 6·10

-15

Ne 1,8 N2O 5·10-2

ные газы, проникая вместе с водой в горные породы, в значительной мере определяют облик подземной гидросферы. При этом химически активные газы, участвуя в различных химических реакциях, образуют целую цепь разнообразных вторичных продуктов, в то же время инертные газы могут проникать на большие глубины, существенно не меняя своего состояния и поэтому служат индикаторами генезиса и путей движения подземных вод.

Биогенный этап формирования. Выпадающие на земную поверхность атмосферные осадки в подавляющем большинстве случаев на пути своего движения встречают растения и почвы, играющие важнейшую роль в преобразовании состава воды. Так, дождевая вода, собранная под кронами хвойных деревьев, содержала кальция и натрия в три раза, а калия в 17 раз больше, чем дождевая вода, собранная на открытых пространствах. Следовательно, проходя через кроны деревьев, атмосферные осадки уже обогащаются биогенными элементами, сконцентрированными в растениях. Но особенно велико в этом отношении влияние разлагающегося органического вещества почвенных горизонтов.

Атмосферные осадки, богатые кислородом, прежде всего окисляют органическое вещество и обогащаются дополнительными порциями углекислого газа, что ведет к резкому увеличению парциального давления последнего. Этому же способствуют и дыхательные функции корневых систем. Одновременно часть органического вещества растворяется в подземных водах и обогащает их различными органическими кислотами (гуминовыми, фульвокислотами, муравьиной, уксусной и др.), продуктами их диссоциации и биогенными элементами (К, Р, N, S). Вследствие этого воды становятся кислыми и слабокислыми.

Просачиваясь вниз, кислые растворы взаимодействуют с минеральной частью почв и постепенно подщелачиваются. По этой же причине в них возрастает концентрация кремнезема. В то же время содержания ряда других элементов уменьшаются. Это обусловлено

217

тем, что часть элементов извлекается корнями живущих растений и участвует в новом биологическом цикле, другая часть образует органо-минеральные комплексы, формирующие почву.

Вместе с тем нельзя не подчеркнуть, что роль почв на состав фильтрующихся вод крайне высока и разнообразна. Как первым установил В.В. Докучаев, почвы зональны, и их влияние на подземные воды тоже зонально и многообразно. В частности, обработка фактических данных по составу почвенных вод различных климатических зон земного шара показывает, что их состав определяется не только процессами гумификации, минерализации и растворения органического вещества, но и процессами активного выветривания горных пород. В результате почвенные воды каждой из климатических зон обогащаются строго определенным комплексом химических элементов.

Таким образом, роль органического вещества почв заключается в обогащении подземных вод прежде всего углекислым газом, различными органическими кислотами, биогенными элементами и реже метаном. Вследствие чего в почвенных горизонтах происходит значительное изменение газового состава воды (уменьшение содержаний О2 и увеличение СО2, реже СН4 при практически постоянном количестве N2), характера геохимической среды (рН и Eh), некоторое (а в условиях аридного климата значительное) увеличение минерализации раствора и изменение его состава. Высокие содержания органических кислот в растворе, особенно гумусовых и фуль-вокислот, резко увеличивают его агрессивные свойства относительно алюмосиликатных и карбонатных пород, растворение которых в этих условиях протекает поэтому эффективно. Этому в немалой степени способствует и активная микробиологическая деятельность, характерная для почвенных вод.

Исключительная роль живой и биокосной материи почв в формировании состава подземных вод была выявлена работами известных геохимиков и почвоведов (В.И. Вернадским, Б.Б. Полыно-вым, В.А. Ковдой, А.И. Перельманом и др.). В частности, органическое вещество переводит химические элементы в подвижную форму, концентрирует их на поверхности земли и в результате они становятся доступными для просачивающихся атмосферных осадков. Последние, быстро изменяя свой состав, определяют качественно новый этап эволюции системы вода—порода—газ—органическое вещество. Как установлено нами в последние годы, в этих условиях равновесными с водой оказываются не только гидроксиды элемен-тов-гидролизатов, но и глинистые минералы [24]. Тем самым в почвах формируется новый относительно атмосферных осадков геохимический барьер, состоящий из глин и органического вещества. Следовательно, эволюция состава воды в этих условиях претерпевает качественно новые изменения.

Литогенный этап формирования. Пройдя почвенный горизонт, подземные воды вступают во взаимодействие с подстилающими

218

горными породами. Поэтому дальнейшая эволюция их состава кон-тролируется типом водовмещающих пород и характером водообмена. При этом в силу того, что в подавляющем большинстве случаев воды уже насыщены относительно глинистых минералов, последние не являются сколь-либо заметным источником элементов, хотя процессы катионного обмена и сорбции в ряде случаев могут существенно изменять состав вод и в пределах глинистых пород.

В случае карбонатных пород, с которыми в условиях гумидного климата подземные воды находятся в неравновесном состоянии (см. раздел 5.2.2), происходит их растворение и формирование гидрокарбонатных кальциевых или кальциево-магниевых вод. При этом чем меньше интенсивность водообмена и больше время нахождения воды в горных породах, тем выше их минерализация. В условиях лесостепных, степных и пустынных ландшафтов почвенные воды насыщены относительно кальцита и поэтому, за редким исключением, не способны к растворению этих минералов.

При наличии в горных породах сульфатных или хлоридных солей последние растворяются достаточно быстро и определяют формирование сульфатных или хлоридных вод. Поскольку растворимость гипса не превышает 2,5 г/л, а галита достигает 320 г/л, соответственно максимально возможная минерализация подземных вод не превышает указанных пределов.

Значительно сложнее происходит химическая эволюция подземных вод в пределах алюмосиликатных пород, так как характер растворения последних зависит от исходного состава и рН раствора, поступающего в эти породы.

В том случае, когда атмосферные осадки, пройдя почвенный горизонт, остаются кислыми, ультрапресными и содержат мало кремнезема (< 5 мг/л), что возможно в условиях весьма интенсивного водообмена и развития малокремнистых (латеритных) почв, алюмосиликаты растворяются с образованием оксидов и гидрокси-дов алюминия и железа. В этом случае в раствор переходят все подвижные катионы, практически весь кремний и все микрокомпоненты, которые не связываются полуторными оксидами, т.е. большая часть объема растворяемой породы оказывается в растворе.

Вследствие интенсивного водообмена общая минерализация таких вод остается весьма низкой (менее 200 мг/л), невысокие содержания катионов при высоком парциальном давлении СО2 определяют их слабокислый или даже кислый характер. Высокая степень выноса кремнезема из пород приводит к его концентрации в растворе более высокой, чем содержание подвижных катионов. По составу эти воды являются кремнисто-гидрокарбонатными, в которых содержания кремнезема тем выше, чем больше НСОз

-. Такие воды развиты в тропических областях избыточного увлажнения

и реже в других климатических зонах, включая регионы многолетней Мерзлоты, горные сооружения и некоторые другие. Обязательным условием для формирования рассматриваемого типа вод является интенсивный

219

водообмен, короткие пути движения воды от области питания к области разгрузки, слабое развитие или малокремнистый характер почв. Как только водообмен уменьшается и содержание кремнезема достигает 5 мг/л и более, среди вторичных продуктов устойчивыми оказываются глины, которые связывают не только алюминий, но и кремний. В этом случае в растворе продолжают накапливаться

подвижные катионы, соответственно возрастает содержание НСОз- и рН, но

рост содержания кремнезема замедляется, что приводит к уменьшению его концентрации не только относительно катионов, но и НСОз

- и,

следовательно, к переходу кремнисто-гидрокарбонатного типа вод к гидрокарбонатному. Такие воды широко развиты как в условиях тропического, так и умеренного климата на участках достаточно активного водообмена в пределах развития лесных ландшафтов.

На определенном этапе эволюции системы вода — порода, а именно при рН > 7,4 и общей минерализации > 0,6 г/м (см. рис. 5.8.) происходит насыщение последних продуктами растворения кальцита, т.е. возникает новый физико-химический барьер, препятствующий накоплению в растворе кальция. С этого момента состав раствора контролируется не только глинами, но и карбонатами. Поэтому дальнейшая эволюция состава воды в алюмосиликатных породах связана с преимущественным накоплением уже не кальция, а натрия.

Общая схема эволюции состава подземных вод выщелачивания по мере увеличения их общей минерализации, начиная с момента выпадания атмосферных осадков, хорошо прослеживается на рис. 5.17. Как видно из этого рисунка, на первых стадиях эволюции состава вод рост в них содержания кальция превышает рост натрия. И только после достижения равновесия воды с карбонатами характер накопления элементов в растворе меняется в сторону резкого усиления роли натрия. Соответственно меняется и характер наклона прямой линии, отражающей путь формирования состава воды.

Содовые воды. Подземные воды, в которых натрий по содержанию преобладает над кальцием, а гидрокарбонат-ион — над другими анионами, получили названия содовых. Вопросы генезиса таких вод, широко развитых в степных и лесостепных ландшафтах, а также в краевых частях артезианских бассейнов, являются дискуссионными. Между тем если исходить из равновесно-неравновесного состояния системы вода —порода, то формирование содовых вод получает свое естественное объяснение.

Вода разрушает любую горную породу в течение всего времени взаимодействия с нею. При этом все химические элементы переходят в раствор. Часть элементов тут же взаимодействует между собой и дает начало новым минеральным фазам. Аl и Si образуют глины разного состава и поэтому не накапливаются в воде в больших количествах. Кальций на определенной стадии своего концентрирования в растворе связывается кальцитом. Чтобы это

220

Рис. 5.17. Система НС1-Н2О -Al2O3-Na2O -

CaO-CO2-S iO2 при 25° С и lg[HSiO]= —3,5 с внесением данных по составу подземных вод

различных ландшафтных зон [25]. Стрелкой показано направление эволюции состава воды. Условные обозначения см. на рис. 5.8 произошло вода должна растворить определенный объем породы и

накопить в растворе определенное количество Са2+

(см. рис. 5.9). Магний в это время связывается монтмориллонитом, а натрий продолжает концентрироваться в растворе и постепенно приводит к формированию гидрокарбонатных натриевых, т.е. содовых, вод.

Следовательно, сода образуется не на всех этапах взаимодействия воды с горными породами, а только после того как раствор насытился карбонатами Са. На рис. 5.9 этому соответствует отрезок кривой А-Н между точками Е и F. Но чтобы достичь этого отрезка кривой, вода должна находиться в горных породах строго определенное время. Если вода в процессе круговорота покинет породу раньше, то не произойдет насыщения ее кальцитом и сода не сможет образоваться потому, что кальция в растворе больше, чем натрия (см. рис. 5.2). Если вода в горной породе будет находиться больше

положенного времени, вместо НСОз-, который связывается кальцитом, будет

доминировать SO42-

. В этом случае воды опять будут не содовыми, а сульфатными натриевыми.

На примере формирования содовых вод мы еще раз убеждаемся в том, что каждому этапу взаимодействия воды с горными породами соответствует определенный тип воды по составу (см. раздел. 5.2.3). Этап же взаимодействия определяется временем нахождения воды в горной породе, а время, в свою очередь, интенсивностью водообмена. Отсюда вытекает исключительно важная роль водообмена в формировании состава воды.

221

Криогенная метаморфизация подземных вод. Одним из своеобразных воздействий на подземные воды является криогенез — совокупность физико-химических процессов, протекающих в крио-литосфере, а также сезонномерзлых породах, т.е. при отрицательных температурах. Особые условия формирования состава подземных вод под влиянием криогенеза обусловлены тем, что, во-первых, вода находится в твердой фазе или имеет низкую (вплоть до отрицательной) температуру, во-вторых, затруднен и подавлен доступ "свежих" вод, и, в-третьих, специфическими являются процессы преобразования пород.

Воздействие криогенеза на состав и минерализацию подземных вод, по Р.С. Кононовой, следующее:

1. Вымораживание воды приводит к образованию твердой фазы льда, минерализация которого ниже исходной воды, и вызывает увеличение минерализации оставшегося раствора.

2. Количество вовлеченных в лед солей зависит от концентрации их в оставшемся растворе, состава пород, интенсивности водообмена и скорости образования льда. Медленное, постепенное вымораживание содействует образованию наименее минерализованных льдов.

3. Между льдом и промерзающим раствором происходит перераспределение солей. В лед соли вовлекаются избирательно. Одновременно с кристаллизацией льда из раствора выделяются соединения, достигающие при соответствующей температуре предела насыщения: из пресных вод выпадает карбонат кальция, а затем и карбонат магния; соленые воды и рассолы лишаются сульфатов кальция и натрия.

4. При последующем оттаивании карбонаты кальция и магния, а также сульфаты кальция и натрия не полностью переходят в раствор, снижая тем самым минерализацию образующейся жидкой фазы и меняя ее состав по сравнению с исходной водой.

5. Чередование во времени вымораживания и оттаивания пресных гидрокарбонатных кальциевых вод ведет к формированию менее минерализованных гидрокарбонатных натриевых. Вымораживание соленых вод обеспечивает появление рассолов с повышенным содержанием хлоридов кальция и магния, а при низких температурах — также натрия.

Своеобразный отпечаток накладывает мерзлота на нижележащие подмерзлотные воды в виде образования ниже современной подошвы мерзлых пород зоны "опреснения", которая глубже резко переходит в зону "концентрирования" (рис. 5. 18). Последняя, по мнению Р. С. Кононовой, отвечает глубине "максимального промерзания в прошлые более холодные эпохи. Ниже располагаются неизмененные криогенезом подземные воды. Таким образом, появление зон "опреснения" и "концентрирования" обязано палеомерзлотным условиям.

В песчано-глинистых и карбонатных отложениях мезозоя и перми. Сибирской платформы, по данным Е.В. Пиннекера, под 500-600-метровой криолитосферой мощность зоны "опреснения"

222

Рис. 5.18. Изменение минерализации подмерзлотных вод с глубиной в Намской опорной скважине, Якутия. По Р. С. Кононовой: Зоны: I — пестрых по степени минерализации вод; II - "опреснения"; III -"концентрирования"; IV — не измененных криогенными процессами вод составляет более 1000 м. По составу подземные воды — гидрокарбонатные

или хлоридные натриевые с минерализацией 0,5-6 г/л. В зоне "концентрирования" они достигают или приближаются к стадии рассолов и становятся хлоридными натриевыми или кальциевыми, а глубже переходят в соленые воды того же состава.

Подземные воды с отрицательной температурой, которые Н.И. Толстихин называет криопэгами ("холодные воды"), почти всегда представлены рассолами. Широко развиты они на севере Сибирской платформы.

По сообщению Я.И. Неизвестного, переохлажденные рассолы (с температурой до -10

° С) обнаружены в шельфе и на островах Северного

Ледовитого океана. Состав их хлоридный магниево-натриевый, а минерализация — от 35 до 140 г/л, т.е. значительно выше "исходной" воды Ледовитого океана.

Испарительный этап формирования. В условиях аридного климата, где испарение преобладает над осадками, формируются солоноватые и соленые воды, из которых выпадают соли. Такие воды неглубокого залегания получили название вод континентального засоления. В изучение проблемы формирования состава этих вод. большой вклад внесли Н.С. Курнаков, Г.Н. Каменский, O.K. Ланге, В.А. Ковда, М.Г. Валяшко и др. Установлено, что в процессе испарения происходит последовательное осаждение из воды гидро-ксидов Al, Fe, Mn, глинистых минералов различного состава, фульватов и фосфатов, карбонатов Са и Mg, сульфатов Са и Na, хлоридов Na, К, Са и Mg, наконец, нитратов (рис. 5.19). Соответственно последовательно растет общая минерализация подземных вод и изменяется их состав от кремнисто-гидрокарбонатных разнообразного катионного состава через гидрокарбонатные натриево-

223

Рис. 5.19. Схема водной испарительной дифференциации продуктов выветривания и почвообразования. По В.А. Ковде: 1 — направление стока и возрастающего испарения; 2 — насыщение раствора и осадка компонентов кальциевые и натриевые, сульфатные натриевые к хлоридным на триевым и натриево-кальциевым со всеми переходными подтипами.

В природных условиях испарительная концентрация происходит при постоянном движении подземных вод и их взаимодействии с вмещающими горными породами. Это приводит к довольно большому разнообразию состава вод континентального засоления и их равновесному состоянию с вторичными продуктами. Так, по данным А. Аль-Друби на территории Чада первым минералом, с которым устанавливается равновесие подземных вод, является Mg-монтмо-риллонит, затем кальцит, аморфный кремнезем, гипс, ярозит и мирабилит. Важно, что равновесие с кальцитом и Мg-монтморилло

: нитом

устанавливается в водах на ранних этапах их эволюции, когда степень концентрирования относительно атмосферных осадков не превышает 2, а общая минерализация 1 г/л. Естественно, что поскольку взаимодействие воды с алюмосиликатами продолжается и на более поздних стадиях их концентрирования, процессы образования глин и карбонатов играют значительную роль на всех этапах формирования вод континентального засоления.

По нашим данным [26], воды континентального засоления обычно являются слабощелочными, солоноватыми и солеными, пестрыми по составу (см. табл. 5.5 и 5.6). При минерализации свыше 5 г/л содовые воды в условиях зоны гипергенеза, как правило, не встречаются в силу избирательного концентрирования хлоридов и сульфатов натрия. Содержание некоторой части микрокомпонентов и кремнезема в водах, хотя и повышается по мере концентрирования раствора, но строгой пропорциональной зависимости между этими параметрами не наблюдается, что объясняется соосаждением малых элементов с выпадающими из раствора при его концентрировании солями и глинистыми минералами. И только такие подвижные элементы, как Вг, В, J, S, Mo, Li, Sr и другие, наряду с натрием и хлором способны к значительной концентрации в соленых водах. Следовательно, по мере увеличения солености ра-

224

створа количество химических элементов, способных оставаться и концентрироваться в жидкой фазе, неуклонно уменьшается. Все это приводит к унификации и качественному обеднению спектра химических элементов в соленых водах и рассолах.

В заключение подчеркнем, что формирование вод континентального засоления — это результат длительного развития ландшафта в условиях положительного баланса солей, при Котором выщелачивание или разрушение пород превышает вынос и поэтому часть элементов образует соли. Последние, поднимаясь в атмосферу ветром, резко повышают минерализацию метеорных вод. Высокая степень испарения этих вод приводит к еще большему концентрированию солей в растворе, уменьшая тем самым ее выщелачивающую способность. Все это лишний раз подчеркивает, известное положение о том, что познание даже современных условий формирования химического состава подземных вод континентального засоления не может быть полным без учета особенностей историко-геологического и ландшафтно-климатического развития региона. Напорные воды горно-складчатых областей. В случае проникновения

инфильтрационных вод по зонам разломов на значительные глубины формируются термальные воды разнообразного состава и солености. Наиболее благоприятные условия складываются для этого в горно-складчатых областях (см. рис. 3.16 и 4.2). На поверхности земли такие воды проявляются в виде восходящих горячих, часто газирующих родников. Среди них наиболее широко распространены азотные и углекислые термы, а на больших глубинах и даже рассолы.

Азотными термами называют термальные воды, в растворенном газе которых преобладает азот. Такие воды распространены в складчатых областях на участках глубоких и протяженных разломов, формируются они в результате выщелачивания нагревающимися водами вмещающих пород (A.M. Овчинников, Л.Н. Барабанов, В.Н. Дислер, Д.Е. Уайт и др.).

Азотные термы отличаются слабой газонасыщенностью (до 25-35 мл/г), низкой минерализацией (редко более 0,5-2,0 г/л) и рН, превышающем 7. В ионно-солевом составе слабоминерализованных азотных терм преобладает гидрокарбонат или реже сульфат натрия, еще реже встречается хлорид натрия. Почти всегда они содержат в повышенных концентрациях кремнекислоту, сероводород, фтор, литий, радон и т.д. Температура колеблется от 20 до 100° С.

Слабая газонасыщенность азотных терм свидетельствует об атмосферном происхождении их газовой фазы. По мере погружения и нагревания инфильтрационных вод на значительные глубины захваченный из атмосферы кислород расходуется на окисление органического вещества и элементов с переменной валентностью, а углекислый газ — на гидролиз карбонатов и алюмосиликатов. Азот же, как химически инертный газ, сохраняется и постепенно становится доминирующим.

225

Степень минерализации и особенности ионно-солевого состава азотных терм представляют итог выщелачивания инфильтрогенными водами вмещающих (преимущественно магматических или метаморфических) пород, относительная "инертность" которых не обеспечивает сколько-нибудь высокого содержания солей.

Гидролиз алюмосиликатов приводит к образованию вторичных продуктов, переводу в раствор подвижных в данных условиях элементов и ионному разложению молекул воды. Наличие "избыточных" элементов в термах в таком случае объясняется не только постепенным их выщелачиванием из пород, но и концентрированием вследствие, по нашему мнению, уменьшающегося объема воды (см. раздел 5.2.4). Таким путем в термах могут возникать избыточные количества и газообразных продуктов.

Если в погружающихся на глубину водах появляется дополнительный источник углекислого газа, то формируются углекислые термы. Главной причиной появления углекислоты A.M. Овчинников считает региональный термометаморфизм горных пород, полагая, что ее выделение происходит при нагревании любых пород. Особенно сильно углекислота выделяется при соприкосновении магмы, содержащей кремнезем, с ассимилированными ею карбонатными разностями по схеме

СаСО3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2. (5.40)

При участии воды процесс усиливается за счет гидролиза карбонатов, а также перекристаллизации карбонатов и глин в зоне метаморфизма в соответствии с обратным направлением реакции (5.21). Наличие углекислоты резко увеличивает выщелачивающую способность подземных вод и гидролиз. Поскольку насыщение углекислотой происходит на разных глубинах, в различных геолого-структурных условиях и водовмещающих породах, углекислые воды характеризуются чрезвычайно разнообразным ионно-солевым составом, минерализацией и температурой даже в пределах относительно небольшой территории.

Если азотные и углекислые термы наиболее широко распространены в молодых складчатых областях, сформировавшихся в мезозойскую и альпийскую эпохи, то для древних складчатых областей (особенно щитов) характерно широкое развитие соленых вод и рассолов. Так, рассолы в кристаллических породах обнаружены на Балтийском, Украинском, Канадском и других щитах в районах, где галогенные формации отсутствуют. Для примера рассмотрим характерные особенности таких рассолов, обнаруженных на Балтийском щите.

Соленые воды и рассолы этого типа обычно являются хло-ридными натриево-кальциевыми или кальциево-натриевыми с повышенными значениями рН и высоким (до 75 мг/л) содержа нием J, Br, F, Sr, В, Rb (табл. 5.22). Газовый состав таких вод характеризуется высоким содержанием углеводородов, гелия, водорода, углекислоты.

226

Таблица 5.22 Состав рассолов Кольской сверхглубокой скважины* [11]

Генезис и формирование соленых вод и рассолов вызывает дискуссию исследователей. Так, М.С. Гуревич объясняет происхождение такого типа рассолов восходящей миграцией хлоридно-натри-евых вод и их взаимодействием с изверженными породами в присутствии СО2. И.Ф. Вовк [3] разработал радиолитическую модель формирования таких рассолов, согласно которой под действием радиолиза происходит разложение молекул воды с постепенным концентрированием подвижных элементов в растворе. Канадские исследователи С.К. Фрейп и П. Фритц считают, что существен-ное влияние оказывают седиментационные воды древних эпох. В.А. Кирюхин и др. [11] связывают генезис хлоридных рассолов с глубинными метаморгенными процессами, происходящими в недрах Балтийского щита.

По нашему мнению, такие рассолы сформированы в результате геологически длительного взаимодействия инфильтрационных вод с горными породами в условиях повышенных температур и весьма затрудненного водообмена, при котором происходит химическое разложение молекул воды (см. раздел 5.2.4). В этом случае рассолы формируются за счет непрерывного инконгруэнтного растворения алюмосиликатных пород и их ионно-солевого комплекса с одновременным химическим разложением воды, что обеспечивает концентрирование подвижных элементов примерно по такому же механизму, который сопровождает испарение воды. Решить проблему рассолов, развитых в недрах древних щитов, — одна из увле-кательных задач современной гидрогеологии.

Гидрогеохимическая зональность заключается в том, что с глубиной происходит постепенная смена пресных вод солеными и рассолами (рис. 5.20).

227

Рис. 5.20. Схема гидрогеохимической зо- нальности

Балтийской (а) и Уральской (б) древних складчатых областей [11]: Зоны: 1 — пр есных вод; 2 — соленых вод; 3 — рассолов; 4 — минерализация вод на заданной глубине, г/л; 5 — газовый состав вод

Зона пресных вод повсеместно распространена в гидрогеологических

складчатых областях и занимает главенствующее положение. Во многих структурах подошва зоны еще не вскрыта, а полная ее мощность оценивается в 2-4 км (Памирская, Кавказская, Алтайская и др.). Вместе с тем имеется группа складчатых областей (пенеп-ленизированных и с аридным климатом), где мощность зоны пресных вод не превышает 200 м (Украинская, Казахская и др.). Состав пресных вод в верхней части разреза — гидрокарбонатный с различными сочетаниями катионов Са, Na, Mg [12].

Мощность зоны соленых вод, которая по последним данным носит региональный характер, оценивается в широких пределах от нескольких сот метров в древнейших структурах до нескольких километров в молодых. Состав соленых вод преимущественно суль-фатно-хлоридный и хлоридный натриевый. Происхождение соленых вод связано с процессами континентального соленакопления, внедрением морских и седиментационных вод, растворением горных пород. Например, в районах современного вулканизма формируются месторождения высокотермальных вод хлоридного натриевого состава с минерализацией 1,5-15 г/л.

Природа рассолов в складчатых областях также разнообразна. В одних случаях это инфильтрационные воды, которые проникают на большие глубины, растворяют соленосные отложения и становятся рассолами (Карпаты, Кавказ и др.), в других — седиментационные воды, которые в процессе геологического круговорота оказываются

228

отжатыми в горно-складчатые сооружения (см. рис. 3.15). Имеются также случаи, когда природа рассолов остается спорной.

Так, на Балтийском щите выявлено два типа рассолов [11]. Один из них сходен по своим особенностям с артезианскими водами, распространенными в соседних районах Восточно-Европейской платформы и имеющими седиментационное происхождение. Минерализация вод 15-137 г/л, состав хлоридный натриевый. Содержание брома 42-781, а йода — 1-11 мг/л.

Другой тип рассолов имеет смешанное (и в значительной мере спорное) происхождение. Их минерализация достигает 200-250 г/л, состав хлоридный кальциево-натриевый. В этих водах отмечается присутствие йода (до 73 мг/л), брома (до 300 мг/л), стронция, радия, мышьяка, свинца, бора. Опробование Кольской сверхглубокой скважины, которая вскрыла более 12 км разреза, показало, что с глубиной роль рассолов второго типа возрастает. Дальнейшее изучение рассолов пород кристаллического фундамента несомненно выявит новые типы высокоминерализованных вод и позволит более полно разработать теоретическую базу их происхождения.

5.4.3. Формирование состава седиментационных вод

Подземные воды седиментационного цикла начинают процесс своего формирования в исходных морских или озерных бассейнах, продолжают его в иловых осадках, а затем в процессе захоронения на большие глубины в разнообразных типах горных пород. В связи с этим в их геологической истории можно выделить несколько этапов или стадий формирования состава: 1) солнечного концентрирования на поверхности земли; 2) преобразования в иловых осадках морей и океанов; 3) литогенной метаморфизации. Последний этап в значительной степени определяется характером литоло-гических формаций и поэтому может подразделяться на литогенную метаморфизацию: в терригенно-карбонатных формациях и в галогенных. Рассмотрим каждый из этапов формирования состава седимен-тационных вод более подробно.

. Изучением характера изменения морских и озерных вод в процессе солнечного концентрирования в лабораторных и природных условиях занимались Н.С. Курнаков, С.Ф. Жемчужный, М.Г. Валяшко, А.И. Дзенс-Литовский, Т.В. Галаховская, И.К. Же-ребцова, И.Н. Волкова, А. Аль-Друби, Л.И. Азизов, Л.Н. Гомонова и др. Установлено, что в процессе испарения происходит накопление растворенных в морской воде солей и она становится насыщенной по отношению ко все большему числу химических соединений. Как только достигается насыщение той или иной солью, накопление соответствующих элементов в растворе резко замедляется.

В табл. 5.23 приведен состав океанической воды, рассолов и солей, образующихся в процессе лабораторного испарения в моменты, отвечающие началу кристаллизации соответствующей соли в так

229

230

называемых узловых точках. Из приведенных данных видно, что сначала нормальная морская вода в процессе испарения теряет кальциевые соли (карбонат и сульфат), затем начинает кристаллизоваться главный солевой компонент — галит и идет обогащение рассолов магнезиальными и калийными солями. Когда сумма солей в рассоле достигает 325 г/кг, начинается кристаллизация сульфатов магния, а вскоре и калийных солей. Рассолы все больше и больше обогащаются хлоридами магния.

Следовательно, наиболее характерными чертами морских рассолов, формирующихся в результате солнечного концентрирования, являются высокая степень насыщенности их сульфатными и хлорид-ными солями натрия и, магния (причем до стадии садки эпсомита натрий доминирует над магнием, а затем наоборот, магний над натрием), исключительная бедность солями кальция, наличие в повышенных и высоких концентрациях калия, брома, бора и относительно высоких рубидия и лит ия.

Иловая стадия. Усилиями ученых разных стран, занимающихся изучением океанического дна, получен большой и интересный фактический материал по иловым растворам морей и океанов. Среди русских ученых большой вклад в изучение этих вод внесли С.В. Бруевич, О.В. Шишкина, А.Н. Бунеев, Н.В. Тагеева, М.М. Тихомирова, Е.А. Бабинец, Т.И. Горшкова, М.Г. Валяшко, Н.Д. Старикова и др.

В результате установлено, что морские воды уже на ранних стадиях захоронения претерпевают значительные изменения своего состава. Глубина и направленность такой метаморфизации определяются многими факторами, среди которых особая роль принадлежит характеру формирующихся осадков, их обогащенности органическим веществом, интенсивности микробиологической деятельности, гидродинамическому режиму, скорости захоронения и т.д.

Согласно Н.М. Страхову, иловые осадки представляют собой сложную неравновесную многокомпонентную систему, в которой протекают разнонаправленные процессы разрушения (диагенного выветривания) слабоизмененных в областях мобилизации обломков или промежуточных продуктов первичных пород и разложения органического вещества. При этом ведущая роль отводится органическому веществу, как наиболее реакционноспособному компоненту системы, определяющему при своем разложении окислительно-восстановительные и кислотно-щелочные свойства среды. Высокие концентрации органического вещества, характерные для многих осадков внутренних морей, пресноводных водоемов и прибрежных частей океанов, создают благоприятные условия для бактериальной жизнедеятельности (биохимические процессы), способствующей формированию восстановительной обстановки и обогащению иловых растворов такими биогенными компонентами, как сероводород, аммоний, метан, биогенный азот, фосфор, бор, углекислый газ, органические кислоты, углеводороды и другие. Наиболее активна

231

микрофлора в верхних слоях ила. Здесь развиты процессы бактериальной сульфатредукции, распространены специфические тионо-вые бактерии, окисляющие соединения серы в анаэробной среде, дезинфицирующие, гетеротрофные (образующие метан) и другие.

Особой активностью обладают сульфатредуцирующие бактерии, деятельность которых способствует интенсивному сероводородному заражению осадка по реакции (5.39), резкому снижению Eh, выпадению сульфидов и вторичных карбонатов. В результате исчезают сульфаты, понижается Eh, повышаются общая щелочность и концентрация многих микрокомпонентов. При этом скорость восстановительных реакций тем выше, чем выше скорость образования самого осадка [28,30].

При всем многообразии протекающих процессов иловые воды, как и морские, остаются неравновесными с первичными алюмосиликатами, но равновесными с формирующимися осадками, в частности, с гидрослюдами и хлоритами (морская вода), карбонатами и монтмориллонитами (рис. 5.21). При этом система остается равновесно-неравновесной [9].

В целом общая минерализация иловых растворов с глубиной растет, сопровождаясь умеренным ростом концентраций хлора, натрия и брома, резким скачком содержания йода (в 10 раз в океанических и в 4-100 раз в морских водах), значительным ростом концентрации Сорг (в 5-40 раз) и Nорг (в десятки раз) и уменьшением сульфат-иона.

Измененные в иловую стадию седиментационные воды в процессе дальнейшего захоронения подвергаются процессам литогенной метаморфизации. В силу неравновесности системы вода — порода с начала захоронения иловые растворы активно вовлекаются в сложное взаимодействие с осадочными отложениями, которые с этого момента выступают основным источником растворенных веществ. В самом общем виде различают следующие фации осадочных пород: 1) низкой солености — пресноводные (песчано-глинистые отложения); 2) нормальной солености — морские (карбонатные породы); 3) высокой солености — соленосные (галогенные толщи или формации). Рассмотрим несколько подробнее формирование состава захороняющихся вод отдельно в бассейнах нормальной и высокой солености.

Постседиментационные преобразования состава морских вод нормальной солености протекают в тесной генетической связи с преобразованием самих осадочных толщ. Последние претерпевают изменения как на стадии диагенеза, так и катагенеза. Начиная с первых моментов захоронения осадка, в нем протекают сложные процессы преобразования всех компонентов минерального состава пород, органического вещества, воды и газов. Главнейшими среди них являются: 1) отжатие из глин связанных вод и их участие в разнообразных физико-химических реакциях; 2) гидролиз терригенных алюмосиликатов; 3) минеральная трансформация глинистых

232

Рис. 5.21. Диаграммы равновесия морских (1) и иловых (2) вод с некоторыми породообразующими минералами при 25° С и 0,1 МПа

минералов; 4) метаморфизм рассеянного органического вещества (РОВ); 5) восстановление сульфатов до сероводорода; б) гидролиз карбонатов; 7) растворение — осаждение минералов; 8) ионно-обменные процессы в системе вода — порода.

233

Как только донные осадки оказываются гидродинамически изо-лированными от вод исходного морского бассейна, начинается процесс перераспределения воды между глинами и песчаниками вследствие того, что скорость уплотнения тех и других неодинакова (см. рис. 3.7). В силу этого связанные воды из глин поступают в песчаные горизонты — коллекторы. В результате чего развивается процесс элизии, т.е. геостатическое выдавливание вод из одних отложений (водонепроницаемых) в другие (водопроницаемые). Элизионные воды глин в коллекторах смешиваются с исходными седиментационными. Другим фактором, определяющим потерю воды глинами, является их минеральная трансформация: на разных термодинамических уровнях зоны катагенеза осуществляются процессы преобразования монтмориллонита в гидрослюду, железистых хлоритов в магнезиальные хлориты, каолинита в диккит, глауконита и гидрослюд в хлорит и т.д. Часть воды при этом участвует в химических реакциях (см. раздел 5.2.4). Поэтому важно в каждом конкретном случае разобраться, сколько воды отжимается из глин и сколько участвует в геохимических процессах.

В процессе поступления воды из глин в песчаники, она несет в составе органическое вещество, СО2, H2S, CH4, тяжелые углеводороды, многие металлы, т.е. глинистые отложения осадочных бассейнов являются генераторами газоводных растворов сложного состава. Общая генетическая схема их формирования показана на рис. 5.22. Из всех компонентов осадочных пород органическое вещество Рис. 5.22. Кривые образования газов на разных глубинах при метаморфизации сапропелевого (а) и гумусового (б) органического вещества. По Дж. Ханту.

234

изменяется наиболее интенсивно. На стадии диагенеза процессы его изменения носят микробиальный характер, окисляясь, некоторая доля РОВ расходуется на восстановление SO4

2- и других соединений с переменной

валентностью. В результате в водах накапливается сероводород, а в осадках — сульфиды металлов (пирит и др.). С другой стороны, продукт окисления органики — СО2 растворяется в воде и реагирует с минеральным комплексом пород, особенно с алюмосиликатами и карбонатами.

О масштабах выделения различных химических компонентов в процессе метаморфизации органического вещества можно судить по данным табл. 5.24. Из приведенных данных нетрудно видеть, что

Таблица 5 . 2 4

Летучие продукты метаморфизма рассеянного органического вешества, выделяющиеся на стадии катагенеза , % (по A.3. Конторовичу и Е.А. Рогозиной)

органическое вещество образует огромные количества СО2, H2S, тяжелых углеводородов. Среди последних особое место принадлежит метану. При отсутствии окислителей метан преобладает в газовой фазе подземных вод. Поэтому последние в осадочных, в первую очередь, нефтегазоносных бассейнах, всегда являются метановыми [14,28].

Применение балансовых методов позволило С.Г. Неручеву, А.А. Трофимуку, А.Э. Конторовичу рассчитать общие потери РОВ

235

при погружении осадков на глубину 5-9 км. При этом выяснилось, что более 65% РОВ, сохраняющегося после протекания процессов диагенеза, разлагается при погружении до глубин 5-6 км.

В целом, по В.Н. Холодову, формирование состава газоводных растворов в морских глинистых толщах элизионных бассейнов можно представить в следующем виде. В зоне диагенеза от поверхности осадка до глубины около 2 км и температуры до 50° С в составе газовой фазы повсеместно преобладают биогенные СО2 и H2S. Эту стадию литогенных преобразований можно назвать углекисло-серо-водородной.

При погружении нефтематеринских осадков на глубины 2-4 км ведущим становится процесс формирования жидкой нефти, растворенной в воде и газообразных углеводородов. Процессы, протекающие в этой зоне, Н.Б. Вассоевич предложил называть главной фазой нефтеобразования. На глубинах 4-5 км, по мнению С. Г. Неручева, А.Э. Конторовича и др., главным становится процесс газообразования углеводородов и поэтому с этими глубинами связывают главную фазу газообразования. Наконец, на глубине 5-7 км и ниже глинистая толща снова становится генератором СО2, частично H2S, тяжелых углеводородов и растворенной H4SiO4. Наступает углекис-ло-сероводородно-кремнекислая стадия (см. рис. 5.22).

Таким образом, седиментационные воды на всех этапах захоронения и погружения претерпевают глубокие изменения ионного, газового и органогенного состава, вызванные неравновесностью, а значит и непрерывной эволюцией системы вода — порода — газ — органическое вещество. Наряду с метаморфизацией состава растет и общая минерализация воды до 50-70 г/л. И это в условиях, когда формирование пластовых вод происходит под влиянием непрерывного перехода части связанных (включая кристаллизационные и конституционные) их видов в свободные.

Метаморфизация концентрированных рассолов в бассейнах с галогенными формациями обусловлена тесной связью с сульфатными и хлоридными солями. При общей минерализации менее 280-350 г/л рассолы имеют обычно хлоридный натриевый состав, при более высокой минерализации — хлоридный кальциевый или магниевый. И те и другие содержат мало сульфатов, но богаты кальцием, калием, бромом, стронцием и многими другими элементами. В табл. 5.9 приведен усредненный типичный состав таких рассолов.

Хлоридные натриевые воды соленосных толщ формируются в результате выщелачивания (растворения) галогенных минералов инфильтрационными водами и называются рассолами выщелачивания. Естественно, что в формировании их ионно-солевого состава принимают участие и другие породы, но растворение галита резко доминирует.

Гораздо сложнее представляется происхождение хлоридных кальциевых и магниевых рассолов, так как по составу они отличаются от вмещающих пород и солей. Из-за высокой степени минерализа-

236

ции (от 290 до 700 г/л), которая превышает растворимость галита в воде, Е.В. Пиннекер предложил эти рассолы именовать концентрированными. В повышенных количествах они содержат калий (до 40 г/л), бром (до 10 г/л), сероводород (до 4 г/л), а также литий, барий, бор и другие элементы. Широко распространены концентрированные рассолы в кембрийских соленосных отложениях Сибирской платформы [21]. Развиты они также во многих других регионах, сложенных галогенными формациями.

Проблема формирования состава столь уникальных рассолов давно привлекает внимание гидрогеологов. В последнее время их генезис неоднократно был предметом обсуждения и, хотя общепринятого мнения не существует, большинство исследователей относит их к седиментационным [18]. В этом случае за исходный продукт концентрированных рассолов принимается морская вода солеродных бассейнов, сгущенная до минерализации 300-400 г/л (см. табл. 5.24). Попав в земные недра, маточная рапа в течение длительного геологического времени находится в состоянии "покоя" и приходит в движение только под влиянием процессов отжатия воды из глинистых водо-упоров. Таким образом, концентрированные рассолы в основной своей массе должны быть сингенетичны вмещающим породам.

Как же образовался их ионно-солевой состав, столь отличный от состава исходной рапы? Одни исследователи (Е.В. Посохов) считают его унаследованным от "хлор-кальциевых" морей прошлых эпох, другие — и таких большинство (Л.С. Балашов, М.Г. Валяшко, И.К. Зайцев, Е.А. Басков) — предполагают ионный обмен магния рапы на кальций породы, третьи (В.И. Лебедев, А.Е. Ходьков, Г.Ю. Валуконис) — основную роль отводят не ионному обмену, а метасоматозу известняков с превращением их в доломиты и выделением в раствор кальция, четвертые (С.Л. Шварцев) — непрерывному растворению сульфатов (гипса и ангидрита) вследствие неравновесности этой системы и осаждения вторичных доломитов с одно-временным гидролизом алюмосиликатов и ионным разложением воды. Имеются и другие точки зрения.

С позиций равновесно-неравновесного состояния системы рассол — порода решение нам представляется в следующем виде. Захо-роняющаяся морская рапа, коль скоро из нее осаждались сульфатные (гипс) и хлоридные (галит) соли, в любом случае была насыщена относительно не только отмеченных минералов, но и карбонатов (см. табл. 5.23). Поэтому без изменения термодинамической и физико-химической обстановки эти рассолы не способны к растворению ни карбонатов, ни сульфатов, ни хлоридов.

Однако установившееся в бассейне седиментации равновесие рапы с солями не остается постоянным, а на первых же этапах захоронения нарушается вследствие начинающихся уже в иловую стадию процессов восстановления сульфатов с образованием сероводорода и углекислого газа (за счет окисления органики). Это обстоятельство немедленно сказывается на термодинамическом состоянии рас-

237

сматриваемой системы и приводит к растворению гипса или ангидрида. Следовательно, в случае контакта подземных рассолов с сульфатными минералами и удаления из них сульфат-иона начинается прогрессирующее растворение указанных минералов и соответственно обогащение подземных вод ионом кальция. При этом в соответствии с законом действующих масс — чем меньше окажется в рассолах сульфат-иона, тем больше они будут содержать кальция, что и подтверждается обобщенными нами данными (рис. 5.23).

Концентрирование таким путем кальция приводит к нарушению карбонатного равновесия, которое было установлено в рассолах до

начала сульфат-редукции. Рост Рсо2, обеспечиваемый окислением

органики, и уменьшение содержаний НСОз- способствуют в растворе, с одной

стороны, концентрированию кальция, а с другой — понижению рН. В этих условиях термодинамически устойчивым оказывается доломит, который и выпадает из раствора.

Следовательно, та термодинамическая и геохимическая обстановка, которая складывается в рассолах в процессе сульфат-редукции, окисления органического вещества, растворения сульфатных минералов, роста Рсо2 и увеличения кислотности, оказывается благоприятной для осаждения доломитов и растворения карбонатов. Все это позволило нам еще в 1973 г. предложить следующую реакцию для объяснения формирования хлоридных кальциевых рассолов:

CaSO4 + СаСО3 + MgCl2 (p-p ) + 2С + Н2О =

= CaMg(CO3)2 + СаС12(р-р) + СО2 + H2S. (5.41)

В приведенной реакции, которая энергетически выгодна, связываются в единое целое такие известные процессы, как восстановление сульфатов до сероводорода, обессульфачивание рассолов, растворение сульфатных минералов, замещение кальцита доломитом, кислый характер рассолов, накопление в них кальция, стронция и бария.

Вместе с тем нельзя забывать, что рассолы в своей длительной эволюции контактируют не только с карбонатно-сульфатными, но и с терригенными породами, которые в той или иной мере всегда присутствуют в отложениях солеродного бассейна, а также преобразуются вследствие существенного неравновесия в системе. Как показали наши исследования, крепкие рассолы Сибирской платформы насыщены к кальциту, но всегда ненасыщены, например, к анортиту (рис. 5.24), т.е. и в этом случае мы имеем дело с равновесно-неравновесной системой. В этих условиях анортит растворяется, а карбонаты (кальцит или доломит) формируются. При этом часть кальция концентрируется в растворе, чему способствует высокое парциальное давление СО2 и низкое рН.

Концентрированию элементов в рассолах способствует также химическое разложение воды. Дело в том, что, как уже было сказано, любая реакция гидролиза сопровождается участием воды, количество которой в замкнутой системе должно поэтому умень-

238

Рис. 5.23. Зависимость содержанийк а л ь ц и я , с т р о н ц и я и б а р и яв крепких рассолах Ангаро-Ленского(кальций) и Волго-Уральскогоб а с с е й н о в о т с о д е р ж а н и й с у л ь ф а т - и о н а

Рис. 5.24. Степень насыщения рассолов разной минерализации Си-бирской платформы относительно кальцита и анортита

239

шаться (см. раздел 5.2.4). При этом чем больше преобразовано водой горных пород, тем больше разлагается воды. В галогенных формациях степень катагенетического преобразования горных пород обычно весьма высока, поэтому и количество разложенной воды на ионы также должно быть значительно. К сожалению, масштабы этого явления до настоящего времени не оценивались.

Изложенные представления о взаимодействии солеродной рапы с алюмосиликатными горными породами показывают, что, во-первых, эти породы могут служить источником значительного количества разнообразных элементов, включая Са, Mg, К, Sr, В, Ва, Вг, Li, Rb, T1, часть из которых связывается вторичными минералами, а часть концентрируется в рассолах, во-вторых, — влиять на характер формирующейся геохимической среды и, в-третьих, — определять объемы разложившейся на ионы воды, а значит контролировать рост минерализации рассолов выше того предела, который был достигнут в бассейне седиментации.

Гидрогеохимическая зональность артезианских бассейнов. Платформенные структуры отличаются большими размерами, значительными мощностями осадочного чехла (2-5 км и более), разнообразием вещественного состава слагающих его пород. Значительные расстояния от области питания до области разгрузки (сотни и тысячи километров) создают большую инерционность гидродинамических условий. Каждый артезианский бассейн неоднократно испытывал морские трансгрессии и регрессии. При отступлении моря происходила замена соленых вод морского генезиса пресными метеогенного происхождения, а при трансгрессии начинались процессы вытеснения пресных вод солеными. Масштабы этих явлений огром-ны, а геохимические последствия исключительны: менялась гидро-геохимическая зональность во времени, образовывались мощные зоны смешения вод разного состава, происходило активное взаимодействие воды и породы в процессе литогенеза.

Несмотря на это для всех артезианских бассейнов характерна более или менее типичная зональность: с глубиной растет общая минерализация воды и гидрокарбонатный тип вод постепенно сменяется на хлоридно-натриевый натриево-кальциевый или даже кальциевый. Как правило растет и подавляющая часть микрокомпонентов, газов, органических веществ. Главная причина этого состоит в смене с глубиной инфильтрационного типа вод седиментационны-ми, который изначально является более соленым. Кроме того, с глубиной увеличивается время нахождения воды в горных породах, что также приводит к увеличению солености как инфильтрацион-ных, так и седиментационных вод.

Кроме генетического типа вод огромная роль принадлежит горным породам. В этой связи обратим еще раз внимание на исключительную роль галогенных пород. Их наличие или отсутствие в разрезе определяет тип гидрогеохимической зональности. Там, где не встречены соленосные отложения, крепкие рассолы отсутствуют.

240

Наибольшая минерализация в таких бассейнах не превышает 60-80 г/л. И наоборот, в артезианских бассейнах, чехол которых сложен соленосными отложениями, широко распространены крепкие рассолы с минерализацией более 270 г/л (Сибирская, Американская, Восточно-Европейская, Китайская и другие платформы).

Несколько иная картина в газовой зональности. Можно наметить два пути преобразования газового состава вод с глубиной. Первый из них характерен для краевых частей артезианских структур, а также для центральных их частей, в разрезе которых отсутствуют битуминозные породы. В этих случаях не происход ит накопление в водах метана и тяжелых углеводородов, а, газовый пояс представлен в основном двумя зонами: кислородно-азотной (сверху) и азотной (внизу).

В тех случаях, когда в осадочном чехле значительное место занимают битуминозные породы, изменение газового состава идет по другой схеме. Катагенетическое преобразование органического вещества приводит к накоплению в газовой фазе метана, азота, тяжелых углеводородов, сероводорода, углекислого газа, водорода. Поэтому газовый пояс рассматриваемых структур содержит 3-5 газовых зон (сверху вниз): кислородно-азотную, азотную, азотно-метановую, метановую [12].

5.4.4. Формирование состава подземных вод

вулканогенно-гидротермального цикла

В областях активного вулканизма, характеризующихся интенсивной газогидротермальной деятельностью и повышенными тепловыми потоками, создаются особые гидрогеологические условия и возникают специфические природные термальные растворы, не существующие ни в каких других геохимических обстановках земной коры.

Специфика гидрогеологической обстановки вблизи вулканических очагов определяется сложными взаимоотношениями рыхлых и связанных продуктов вулканической деятельности, своеобразием возникающих в результате ее структур (кальдеры, вулкано-тектонические депрессии и т.д.) и наличием на глубине (иногда незначительной) магматического расплава, из которого возможно выделение летучих компонентов. Тем не менее, главные особенности состава гидротерм сходны во всех районах современного вулканизма. Анализ полученного в последние годы обширного гидрогеохимического материала позволяет выделить несколько типов термальных и минеральных вод, различающихся прежде всего газовым составом. Это — сероводородно-углекислые, углекисло-водородные ("водо-родные"), углекислые, азотно-углекислые, метановые (азотно-мета-новые) и азотные термы [13].

Общие представления о составе каждого из выделенных типов гидротерм, расположенных в убывающем порядке от жерла вулканов, дает табл. 5.25. Сероводородно-углекислые и углекисло-водо-

241

242

родные термы наиболее часто встречаются на склонах и кратерах действующих вулканов, углекислые и азотно-углекислые приурочены к крупным зонам разломов районов современного и раннечетвер-тичного вулканизма, метановые и азотные распространены в межгорных впадинах, предгорных прогибах областей современного вулканизма, а также в грабенах рифтовых зон. Соответственно в этом же направлении уменьшаются температура гидротерм, их газонасыщенность, изменяется газовый и химический состав. По мере удаления от действующих вулканов сильно кислые термы сменяются кислыми, нейтральными и, наконец, слабощелочными. Характерной особенностью рассматриваемых терм является высокое содержание в них кремниевой кислоты, а также разнообразных летучих компонентов.

В высокотемпературных фумаролах (180-700° С), т.е. в выходах горячего вулканического газа и пара в виде струй или спокойно парящихся масс из трещин горной породы, преобладают НС1, HF, SO2, СО2, Н2, NH3, В, СН4, H2S, N2; в среднетемпературных солъфатарах (< 180° С), т.е. источниках пара, содержащего сероводород или сернистый газ (сернистые фумаролы), — Н2 , СО2, СО, СН4, N2, SO2, H2; а в низкотемпературных сольфатарах (<100° С) - H2S, СО, СО2 , СН4 , N2.

Вопросы генезиса самой воды в гидротермальных системах издавна привлекали внимание исследователей. Их постановка относится ко времени известного спора "плутонистов" и "нептунистов" и в течение многих лет она активно дискутировалась, причем временами господствовали то одни, то другие представления, но в последние годы эти некогда полярные позиции заметно сблизились.

Если в 30-х-40-х годах нашего столетия в работах многих геологов (В. Линдгрен, Л.К. Грейтон, Б.И. Пийп и др.) гидротермы рассматривались как изолированные динамические системы, берущие начало от магматических очагов, а основным источником воды и переносимых ею компонентов считалась магма, то с середины пятидесятых годов начала преобладать иная точка зрения. В работах многих гидрогеологов (А.Л. Дей, A.M. Овчинников, Е.Т. Аллен, А.И. Германов, В.В. Иванов, Б.Ф. Маврицкий, В.И. Кононов) гидротермальные растворы стали рассматриваться как гравитационные подземные воды артезианского типа, нагревающиеся внутренним теплом Земли. Присутствие в них ювенильной составляющей резко ограничивалось или вовсе отрицалось. Причем, начиная с 1956 г., эти представления стали основываться на результатах изотопных исследований самой воды (Г. Крейг, К. Боато, Д.Е. Уайт и др.). При этом было показано, что термальные воды обычно обогащены по отношению к местным атмосферным водам тяжелым кислородом (что объясняется кислородным обменом с силикатами), а содержание дейтерия в них оказывается таким, как и в поверхностных водах данного района. Это, по мнению указанных авторов, говорит о тесной генетической связи термальных вод с метеорными и о явном преобладании последних в составе гидротерм.

243

В то же время анализ теплового баланса гидротермальных систем, проведенный различными исследователями (Г.Дж. Банвелл, Д.Е. Уайт, В.В. Аверьев, Е.А. Вакин, В.М. Сугробов, Ю.Ф. Манухин, В.И. Кононов), показал, что прогрев этих систем, как правило, не может быть обеспечен только съемом кондуктивного регионального теплового потока движущимися инфильтрационными водами и требует дополнительного теплового источника.

Возникшее противоречие, по В.М. Кононову, снимается, если допустить, что большая часть глубинного флюида имеет не ювениль-ное (мантийное), а метаморфогенное (коровое) или инфильтрацион-ное происхождение, а источником тепла служит мантия.

В соответствии с различными современными подходами к генезису гидротерм в областях вулканизма существуют разные подходы и к формированию их состава. Многие исследователи (Б.И. Пийп, Г.М. Власов, Д.С. Коржинский, С.И. Набоко, Л.М. Лебедев, Г.И. Арсанов, X. Накамура, К. Маеда, Д.Е. Уайт и др.) полагают, что гидротермальные растворы формируются под активным воздействием магматических очагов — как коровых, так и уходящих корнями в верхние слои мантии. В последнем случае в результате дегазации подкоровой базальтоидной магмы в гидросферу может поступать ювенильное вещество.

По мнению известного американского исследователя Д.Е. Уайта, основные различия в составе современных гидротерм вызваны физическим состоянием воды при выделении из магмы и передвижении к поверхности. Хлоридные натриевые воды он считает исходным типом гидротерм областей современного вулканизма, связывая их происхождение с плотными вулканическими парами. Возможная схема образования гидротерм изображена на рис. 5.25. Вместе с тем Д.Е. Уайт придает большое значение влиянию горных пород и проникновению в систему инфильтрационных вод. О значительной роли горных пород в формировании состава гидротерм свидетельствуют экспериментальные работы новозеландского исследователя А. Эллиса.

В отличие от Д.Е. Уайта, В.В. Иванов связывает наблюдающееся разнообразие состава термальных вод не с различными стадиями вулканической деятельности, а с процессами химической дифференциации вулканических газов, проходящих через подземные инфиль-трационные или седиментационные воды. Попадание раствора в высокотемпературную область вызывает разложение сульфатов, что трансформирует глубинные гидротермы в бессульфатные хлоридные натриевые воды с наличием СО2, H2S и N2 воздушного происхождения. В приповерхностных условиях из-за интенсивного преобразования и снижения давления состав гидротерм значительно изменяется. Окончательный их состав определяется вкладом вулканических эманации, вмещающих пород, погребенных морских вод и рассолов. Все это определяет большое разнообразие состава термальных вод областей современного вулканизма [13,33].

244

Рис. 5.25. Схема возможного преобразования магматических газово-жидких растворов. По Д.Е. Уайту. 1 — жидкая фаза; 2 — газовая фаза; 3 — уровень подземных вод; А — надкритические газы Н2О, СО2, H2S и др.; Б — нагретые воды Cl-Na-гo типа, богатые СО2; В — остывшие воды Cl-Na-гo состава с СО2; Г — Cl-Na-e воды, нейтральные за счет взаимодействия с породами; Д — Cl-Na-e воды с паром, богатые СО2; Е — кислые SO4-Cl-e воды; Ж — кислые SO4-e воды; 3 — щелочные Cl-Na-e воды с высоким содержанием металлов

Таким образом, говоря о генезисе как самой воды, так и растворенного вещества гидротермальных растворов, нельзя не согласиться с Д.Е. Уайтом и К.В. Краускопфом, которые выделяли в их составе различные генетические типы. В зависимости от условий формирования гидротерм, соотношение растворенного вещества того или иного генезиса в их составе меняется (причем одни составляющие могут вообще отсутствовать, а другие — резко преобладать). При этом всегда наблюдается большая роль водовмещающих горных пород, с которыми гидротермальные растворы образуют равновесно-неравновесную систему.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Чем определяется сложность состава подземной гидросферы? 2. Назовите пределы концентраций основных химических элементов в

подземных водах.

3. Почему в зоне гипергенеза преобладают пресные воды? Когда и почему они становятся солеными? 4. Какие важнейшие соли составляют основу океанической воды? 5. Что означает понятие "рассолы"? 6. Дайте определение рН и Eh. 7. Чем отличается состав седиментационных вод от морских? 8. Как изменяется растворимость газов с повышением температуры? 9. Назовите основные генетические типы газов. 10. Для чего используются данные по тритию?

245

11. Расскажите об основных закономерностях распределения органи ческого вещества в водах.

12. В чем специфика состава физически связанных вод? 13. Чем отличается конгруэнтное растворение минералов от инконгруэнтного? 14. Что означает равновесно-неравновесное состояние воды с горными породами? 15. Каково соотношение состава воды и горных пород? 16. Почему в рассолах дом инируют хлори ды натрия? 17. Расскажите о механизмах, определяющих химическое разложение воды в

земной коре. 18. Чем отличается геохимический цикл воды от геологического кру

говорота? 19. Назовите основные факторы миграции химических элементов. 20. Чем отличается коллоидная миграция элементов от растворенной? 21. Для чего используется коэффициент водной миграции? 22. Что понимается под геохимическим барьером? 23. Назовите основные факторы и процессы формирования состава подземных

вод. 24. Каков смысл гидрогеохимического цикла воды в земной коре? 25. От чего зависит состав атмосферных осадков? 26. Где протекает биогенный этап формирования состава воды? 27. Что понимается под литогенным этапом формирования состава воды? 28. Где и почему протекают процессы континентального засоления и

криогенеза? 29. В чем отличие состава азотных и углекислых терм? 30. Откуда берутся соленые воды и рассолы на древних щитах? 31. Что происходит с водой, захороняющейся на дне морей? 32. Как и где формируются крепкие хлоридно -кальциевые рассолы? 33. Какова гидрогеохимическая зональность артезианских бассейнов?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидротермы Зем ли. - Л.: Недра, 1989. 2. Вернадский В.И. Избранные, сочинения. Т. IV. Кн. 2. - М: Изд-во АН

СССР, 1960. 3. Вовк И.Ф. Радиолиз подземных вод и его геохим ическая роль. -М.: Недра,

1978. 4. Гаррелс P.M., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия. Пер . с англ. -

М.: Мир, 1968. 5. Геохимия и генезис рассолов Иркутского амфитеатра/М.Г. Валяшко, А .И.

Поливанова, И.К. Жеребцова и др . - М.: Наука, 1965. 6. Геохимические особенности поровых растворов горных пород/П. А. Удодов,

А.Д. Назаров; Е.С. Коробейникова и др. - М.: Недра, 1983. 7. Девис С,У ист Р. Гидрогеология. Пер . с англ. - М.: Мир, 1970. 8. Дривер Дж . Геохим ия природных вод. Пер . с англ. - М.: Мир, 1985. 9. Зверев В.П. Гидрогеохимия осадочного процесса. — М.: Наука, 1993. 10. Карпов И.К. Физико-химическое моделирование на ЭВМ. -Новосибирск:

Наука, 1981.

246

И. Кирюхин В.А., Никитина Н.В., Судариков СМ. Гидрогеохимия складчатых областей. - Л.: Недра, 1989.

12. Кирюхин В.А., Короткое А.И., Шварцев С.А. Гидрогеохимия. М.: Недра, 1993.

13. Кононов В. И. Геохимия термальных вод областей современного вулканизма. - М.: Наука, 1983.

14. Крайнов СР., Швец В.М. Гидрогеохим ия. - М.: Недра, 1992. 15. Крюков П.А, Горные, почвенные и иловые растворы. - Новосибирск:

Наука, 1971. 16. Кузнецов СИ, Иванов М.В., Ляликова Н.Н. Введение в геологическую

микробиологию. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. 17. Овчинников A.M. Гидрогеохимия. - М.: Недра, 1970. 18. Основы гидрогеологии. Гидрогеохимия/С.Л. Шварцев, Е.В. Пин некер , А .И.

Перельман и др . - Новосибирск: Наука, 1982. 19. Перельман А.И. Геохим ия ландшафтов. - М.: Высшая школа, 1966. 20. Перельман А.И. Гео химия. - М.: Высшая школа, 1989. 21. Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианского бассейна. - М:

Наука, 1966. 22. Поровые растворы горных пород как среда обитания

микроорганизмов/П.А . Удодов, Е.С. Коробейникова, Н.М. Рассказов и др . - Новосибирск: Наука, 1981.

23. Посохов Е.В. Формирование химического состава подземных вод (Основные факторы). - Л.: Гидрометеоиздат, 1969.

24. Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы. - М.: Наука, 1983.

25. Химический и микробиологический состав физически связанных вод юго -востока Западной Сибири/С. Л. Шварцев, Е.С, А. Д. Назаров и др ./Геол. и геоф . - 1994 , - № 3, - С. 70- 79.

26. Шварцев СЛ. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. - М.: Недра, 1978. 27. Шишкина О.В. Геохимия морских и океанических иловых вод. - М.: Наука,

1972. 28. Collins A.G. Geochemist ry o f o ilfield waters. - A msterdam: Elsv ier, 1975. 29. Lerman A. Geochemical processes. Water and sediment env ironments. -

New York et al.: A W iley -Interscience Publicat ion , 1979. 30. Matthess G., Frimmel F.H., Hirsch P. et al. Progress in hydro

geochemist ry/Berlin et al.: Springer-Verlag , 1992, 544 p . 31. Schuiling R.D., Andriessen P.A.M., Frapporti G. et al. Int roduction to

geochemist ry /Utrecht : University o f Utrech t, 1994, 350 p . 32. Voigt H.J. Hydrogeochemie. -Berlin : Springer, 1990. 33. Waring G.A. Thermal springs o f the United States and other coun tries o f t rie

world . A summary . -Geol. Surv . Prof. Paper, 1965. - № 492.

247

Г ла в а 6

ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ФОРМЫ

ЗАЛЕГАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Гравитационные воды подземной гидросферы, хотя залегают в горных породах и находятся в постоянном движении, но все же образуют в геологическом пространстве тела определенных размера и формы, которые называют скоплениями, резервуарами, бассейнами, потоками, месторождениями и т.д. В этой связи возникает проблема выделения и классифицирования пространственных форм залегания подземных вод в различных геологических структурах и водоносных комплексах. Большой вклад в разработку этой проблемы внесли А.Н. Семихатов, И.К. Зайцев, Н.И. Толстихин, Н.К. Игнатович, A.M. Овчинников, Н.А. Маринов, А.А. Карцев, Е.В. Пиннекер, Н.В. Роговская, В.А. Кирюхин, В.М. Степанов , К.И. Караванов и др.

Установление пространственных (по площади и глубине) закономерностей распределения подземных вод в земной коре составляет предмет региональной или структурной гидрогеологии, которая изучает гидрогеологические особенности отдельных геологических структур, региональные закономерности распространения и условия залегания подземных вод, их динамики и состава, разрабатывает методы региональной оценки массопереноса (водообмена).

6.1. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДОНОСНЫЕ СИСТЕМЫ

В разделе 2.5 было показано, что геологическое пространство земной коры с гидрогеологических позиций делится на водоносные горизонты, водоносные комплексы, гидрогеологические этажи и бассейны, а также необводненные (водоупорные) горные породы, практически не содержащие гравитационных подземных вод. Все перечисленные элементы гидрогеологической стратификации взаимодействуют между собой в разных соотношениях и формах в зависимости от конкретной геологической структуры региона и геологической ее истории. Отсюда становится очевидным, что условия залегания и формирования подземных вод не могут быть поняты и правильно оценены без детального анализа истории развития и типа геологической структуры, как не может быть понята и история геологической структуры без знания поведения воды в земной коре.

Геологическая структура в первую очередь определяет условия залегания подземных вод, которые формируют подземную водонос-

248

ную систему. Под последней следует понимать участок земной коры, состоящий только из свойственных ему соотношений во-доносных, спорадически обводненных и водоупорных или сдрениро-ванных горизонтов, комплексов и бассейнов подземных вод, залегающих в пределах одной геологической структуры. В свою очередь, геологические структуры с однотипными гидрогеологическими условиями принято называть гидрогеологическими.

Под гидрогеологической структурой, следовательно, понимается геологическое тело, в пределах которого остаются более или менее одинаковыми и непрерывными характер распределения подземных вод, условия формирования их ресурсов и состава. Говоря иначе, гидрогеологическая структура характеризует пространственное распределение подземных вод и одновременно их взаимоотношение с горными породами.

Приняв за структурный элемент заполненное водой элементарное геологическое пространство — пору и трещину, Е.В. Пиннекер [21] получил два простых вида гидрогеологической структуры: поровую, образованную водосодержащими порами, и трещинную, образованную обводненными трещинами. Далее, комбинируя эти два структурных элемента в зависимости от типа геологических структур (платформенных и горно-складчатых), он выделил порово-пласто-вую, регионально-трещинную и жильную их разновидности, которые, в свою очередь, подразделил на ряд типов или скоплений вод по условиям залегания (рис. 6.1).

Рис. 6.1.

Структурно-гидрогеологические подразделения

249

Аналогичную классификацию разработали И.К. Зайцев, Н.И. Толстихин и В.А. Кирюхин (табл. 6.1).

Таблица 6 . 1

Классификация скоплений подземных вод

Но в отличие от классификации Е.В. Пиннекера, в ней не два, а три

основных типа вод: пластовые, трещинно-жильные и лавовые. Несколько иначе к подразделению форм скопления подземных вод подходит Б.Е. Антыпко [1], которая выделяет семь типов с определением конкретной сути каждого (табл. 6.2 ).

Гидрогеологические структуры, по Н.К. Игнатовичу, делятся: 1)по степени закрытости: на раскрытые, частично раскрытые и закрытые; 2) по степени проточности: на проточные, частично проточные и непроточные и 3) по степени промытости: на промытые, частично промытые и непромытые. К раскрытым проточным и промытым структурам относятся горно-складчатые области, к закрытым, непроточным и непромытым — глубокие части платфор-менных и глубоких впадин. Остальные гидрогеологические структуры занимают промежуточное положение.

Следовательно, гидрогеологическая структура одновременно выступает и природной емкостью для подземных вод, и водообмен-ной системой. Первая характеризуется объемом воды, который может вместить геологическое тело, т.е. статическими запасами, вторая — количеством воды, проходящим через нее в единицу времени, т.е. динамическими запасами (см. раздел 3.2.3). Поэтому следует различать две функции, выполняемые гидрогеологической структурой как геологическим телом: 1) вместилища воды (резервуар, бассейн, массив и т.д.) и 2) проводника воды (водообменная, водонапорная, геогидродинамическая система). Первая функция

250

Таблица 6 . 2

Классификация и определение типов скопления подземных вод

связана с размещением объема воды в геологическом пространстве, вторая — с временем нахождения воды в этом же пространстве. К сожалению, отмеченные две функции гидрогеологических структур не всегда четко различаются, что приводит к терминологической путанице.

6.1.1. Гидрогеологическая структура как емкость

подземных вод

С позиций емкостных свойств гидрогеологическая структура представляет собой водоносную систему разных строения, размеров, объема, в зависимости от которых ее называют бассейном, резервуаром, массивом и т.д. Подразделение таких емкостей учитывает прежде всего этажное строение верхней части земной коры. В пределах платформенных и горно-складчатых структур обычно выделяют два этажа: 1) нижний этаж — фундамент, сложенный в основном кристаллическими (магматическими и метаморфическими) породами, как правило смятыми в складки, и 2) верхний этаж -чехол, представленный преимущественно осадочными породами, которые имеют спокойное залегание и слабо дислоцированы.

251

В случае выхода фундамента на дневную поверхность формируется раскрытая гидрогеологическая структура, а в случае погружения чехла на значительные глубины формируется наиболее, закрытая, плохо промываемая структура. Для фундамента характерны в основном трещинные и трещинно-жильные воды, для чехла — поровые и разнообразные пластовые воды.

Г.Н. Каменский, И.К. Зайцев и Н.И. Толстихин еще в 50-х годах выделили два основных типа гидродинамических структур: артезианские бассейны и гидрогеологические массивы, позже к этому перечню Н.И. Толстихин и В.А. Кирюхин добавили вулканогенные бассейны, а В.М. Степанов — обводненные разломы.

Артезианские бассейны — это погружения, выполненные пре-имущественно слоистыми осадочными породами и состоящие из чехла и подстилающего его фундамента, которые развиты в основном на платформах и реже в горно-складчатых сооружениях. Они свойственны отрицательным тектоническим формам — мульдам, впадинам, синклиналям с прилегающими склонами, котловинам и т.д. (табл. 6.3). Для верхних горизонтов характерны грунтовые

Таблица 6 . 3

Систематизация платформенных структур [23]

Структуры

(размеры,

тыс. км2)

Изометричная Удлиненная

Положительная Отрицательная Положительная Отрицательная

Региональные Щит Плита Кряж Плита

Крупные

(100-500)

Антеклиза Синеклиза Гряда Авлакоген

Средние

(10-100)

Свод Впадина Мегавал Прогиб

Мелкие

(0,2-10)

Поднятие Котловина Вал Депрессия

Локальные

(менее 0,2)

Купол Мульда Брахиантиклиналь Брахисинклиналь

порово-пластовые воды. В интрузивных телах и неглубоком фундаменте встречаются напорные жильно-трещинные воды, но превалируют напорные пластовые воды. По ведущим водно-коллекторским свойствам пород артезианский бассейн образует резервуар разнообразных пластовых вод.

Гидрогеологические массивы — это выступы фундамента, обычно лишенные чехла, в которых господствующее значение имеют трещинные кристаллические породы, и развитые преимущественно в горно-складчатых областях и реже на платформах. Они свойственны положительным тектоническим формам. Это поднятия складчатых сооружений, в которых слоистость существенно утратила гид-

252

рогеологическое значение. Водопроницаемость пород определяется трещиноватостью и разрывными нарушениями. Развиты в основном грунтовые трещинные и напорные жильно-трещинные воды, хотя в покровах встречаются и порово-пластовые воды. По Е.В. Пиннеке-ру, гидрогеологический массив представляет собой резервуар трещинных и жилъно-трещинных вод.

По структурно-геологическим условиям различают следующие типы гидрогеологических массивов (рис. 6.2), сложенные: 1) интрузивными породами (граниты, диориты и др.), образующими крупные геологические тела типа батолитов (см. рис. 6.2, а); 2) гнейсами, гранито-гнейсами, метаморфическими сланцами (см. рис. 6.2, б); 3) терригенными, карбонатными и вулканогенными породами, выполняющими положительные формы рельефа (см. рис. 6.2, в); 4) терригенными, карбонатными и вулканогенными породами, смятыми в синклинальные складки (см. рис. 6.2, г); 5) слоистыми осадочными отложениями, образующими отрицательные формы рельефа разных типов (см. рис.6.2, д и е).

Следовательно, структурно-геологическое строение гидрогеологических массивов принципиально отличается от артезианских бассей-

Рис. 6.2.

Структурно-геологическая типизация (а—е — си. текст) гидрогеологических массивов [1 2] . Породы: 1 — интрузивные; 2 — метаморфические; 3 — осадочные сильно литифицированные; 4 — осадочные слабо литифицированные; 5 — граница между нижним (I), средним (II) и вер хним (III) ярусами фундамента

253

нов, что накладывает свой отпечаток на условия залегания подземных вод. Принципиальное различие этих двух структур можно видеть на рис. 6.3.

Вулканогенные бассейны представлены многочисленными покровами эффузивных пород, потоками лав и сопутствующими им вулканогенными породами. Они широко развиты в областях современного и древнего вулканизма (Камчатка, Курилы, Сихотэ-Алин-ский вулканический пояс, Кавказ, Карпаты и т.д.).

Обводненные разломы — это зоны тектонических нарушений и разрывов в горных породах, иногда с открытыми полостями в зоне сбросовых или сдвиговых дислокаций, в которых развиты в основном трещинно-жильные воды. Последние широко распространены в горно-складчатых областях. Гидрогеологические особенности разломов в значительной степени обусловлены морфологией, структурно-литологическими условиями, возрастом и степенью раскрытоети тектонических зон. Наибольшей водообильностью отличаются зоны нарушений, которые обновлялись в кайнозойское время.

Систематизация гидрогеологических структур включает также классификационные элементы (характеристики), информативность которых необходима для определения формы, генетических особенностей, характера проницаемости, условий водообмена и положения гидрогеологических структур в геологическом пространстве. Пример такой систематизации, разработанной В.М. Степановым, приведен в табл. 6.4.

Артезианские и вулканогенные бассейны, а также гидрогеологические массивы и обводненные разломы встречаются в виде отдель-

Рис. 6.3. Принципиальная схема движения подземных вод в массиве (а) и бассейне (б) [22]. 1 — зона интенсивной трещиноватости кристаллических пород; 2 — осадочные водоносные породы; 3 — обводненные зоны разломов; 4 — непроницаемые кристаллические породы; 5 — осадочные водоупорные породы; 6 — направление движения; 7 — выход подземных вод

254

255

ных гидрогеологических тел или в виде взаимосвязанных систем. В последнем случае они объединяются в группы, а занимаемые ими территории называются областями.

Артезианская область представляет собой группу связанных между собой бассейнов пластовых вод, залегающих в погруженных осадочных породах чехла. Внутри артезианской области могут встречаться гидрогеологические массивы, вулканогенные бассейны и обводненные разломы. Например, в пределах Восточно-Сибирской артезианской области находится Анабарский гидрогеологический массив. Наиболее крупные артезианские области характерны для платформ и их краевых прогибов.

Гидрогеологическая складчатая область — это сочетание нескольких гидрогеологических массивов, вулканогенных бассейнов и разделяющих их межгорных артезианских бассейнов. Такова, например, Фенно-Скандинавская сложная гидрогеологическая область (Швеция, Норвегия, Финляндия, Россия) — одна из крупнейших областей развития трещинных вод.

Вулканогенная область — это группа взаимосвязанных нескольких вулканогенных бассейнов и обводненных разломов с подчиненным влиянием межгорных артезианских бассейнов. Примером может служить вулканогенная область Малого Кавказа, охватывающая Армению и Грузию.

Область обводненных разломов — это сочетание глубинных и региональных разломов, протягивающихся на тысячи километров и секущих разновозрастные геологические структуры. Глубинные разломы пронизывают земную кору и уходят иногда корнями в верхнюю мантию. Это крупные тектонические швы, ширина которых нередко превышает первые десятки, а протяженность — первые тысячи километров. Особенно, крупные разломы формируются в областях перехода континентальной коры в океаническую. Примером может служить так называемый Тихоокеанский сегмент, охватывающий разнообразные геологические структуры, расположенные вокруг Тихого океана.

Наряду с основными гидрогеологическими структурами имеются и другие, занимающие промежуточное положение в классификационной схеме и относящиеся по одним признакам к бассейнам, а по другим — к массивам. Они получили в литературе название гидрогеологических структур переходного типа. К таковым, в частности, относятся адартезианские бассейны и гидрогеологические адмассивы [5].

Адартезианские бассейны — это структуры, близкие к артезианским бассейнам (ад — близкий, синоним суб), но отличающиеся от типичных артезианских структур господствующим распространением пластово-трещинных скоплений подземных вод при наличии трещинно-пластовых и трещинно-жильных (см. рис. 6.2, е). К ним относятся, например, многие бассейны горно-складчатых областей (Кузбасский, Минусинский, Карагандинский и др.).

256

Основными особенностями адартезианских бассейнов являются: 1) мульдообразное (синклинальное) строение; 2) слоистость пород, позволяющая выделить более или менее водоносные горизонты и комплексы; 3) значительная трещиноватость, объединяющая водоносные горизонты в единую, гидравлически связанную систему; 4) трещиноватость, которая, будучи неравномерно распределенной, определяет неоднородную водообильность водоносных слоев одного и того же литологического состава; 5) сильная литификация пород, приближающая их к породам массивов; 6) сравнительно слабо расчлененный рельеф, сходный с рельефом поверхности артезианских бассейнов (всхолмленные равнины).

Гидрогеологические адмассивы отличаются от адартезианских структур тем, что представляют собой горно-складчатые сооружения, сильно расчлененные эрозией. По этому признаку близки к гидрогеологическим массивам. В геолого-тектоническом отношении они обычно соответствуют верхнему структурному ярусу складчатых сооружений, вследствие чего в их пределах господствуют пластово-трещинные и трещинно-жильные воды (см. рис. 6.2, в). Таким образом, если адартезианские структуры можно рассматри-вать в качестве подтипа артезианских структур, то адмассивы — в качестве подтипа гидрогеологических массивов.

Еще более крупными структурными единицами емкостей подземных вод служат тектонически устойчивые территории — платформы и тектонически мобильные регионы — горно-складчатые области. Как емкость подземных вод платформа, по Е.В. Пин-некеру [21], представляет собой гидрогеологический кратоген, а геосинклиналь (складчатое сооружение) — гидрогеологический оро-ген. Термины "кратоген" (от греч. kratos — сила, крепость) и "ороген" (от греч. oros — гора) характеризуют крупнейшие под-земные водоносные системы, различающиеся по геологической истории их развития.

Гидрогеологический кратоген — сочетание систем бассейнов и массивов (иногда с наложенными бассейнами). Подобными емкостями подземных вод служат, в первую очередь, древние платформы. К гидрогеологическому орогену относится система гидрогеологических структур, которая включает часть планетарного подвижного пояса, т.е. совокупность геосинклинальных форм, связанных общностью структурного плана и возрастом создавшей их складчатости. Поэтому под гидрогеологическим орогеном надо понимать сочетание систем массивов и бассейнов подземных вод, образующих единые в геолого-структурном отношении территориально обособленные геосинклинальные (складчатые) регионы.

Следовательно, емкости подземных вод различного таксономического ранга могут быть охарактеризованы размером (объемом), строением (формой), составом и свойствами как горных пород, так и геологической структуры в целом. При этом емкости или резервуары могут быть соподчинены в определенной иерархической

257

последовательности: система резервуаров низкого порядка формирует емкость более высокого порядка и т.д. Такая иерархическая система — от мелких до крупных резервуаров — была разработана Е.В. Пиннекером (рис. 6.4). Эта систематика учитывает размер геологического тела (сверху вниз) и характер распределения подземных вод (слева резервуары с пластовыми водами, справа — с жильно-трещинными).

В осадочных породах сочетание обводненных пор и/или трещин дает водоносный горизонт, или комплекс. В кристаллических породах, содержащих регионально-трещинные воды, резервуаром аналогичного ранга служит водоносная зона трещиноватости. Как в чехле, так и, особенно, в фундаменте протяженные зоны нарушений, каверны и полости, заполненные водой, образуют обводненные разломы и т.д.

Рассмотренные выше закономерности формирования емкостных свойств горных пород относятся к континентам. В последние десятилетия внимание гидрогеологов все больше привлекают гидрогеологические структуры, находящиеся под уровнем моря, которые получили название "субаквальных" или "субмаринных" бассейнов и массивов. Появилась и первая карта субаквальных гидрогеологичес-

Рис. 6.4.

Соподчиненность природных емкостей подземных вод, их размеры и соответствующие им градации гидрогеологического районирования

258

ких структур, расположенных в пределах акватории бывшего СССР. Все это привело к необходимости разделить гидрогеологические структуры на две большие группы: 1) субаэральных гидрогеологических, находящихся в пределах суши, и 2 ) субаквальных гидро-геологических, расположенных под уровнем моря. Они характеризуются существенно разными гидрогеологическими условиями.

Среди субаквальных гидрогеологических структур В.А. Кирюхин и Н.И. Толстихин [12] выделяют субмаринные и субокеанические структуры.

Субмаринные гидрогеологические структуры формируются в зоне перехода континентальной коры в океаническую в пределах шельфа и материкового склона окраинных морей, островных дуг и островов. Гидрогеологические структуры берега континента частично находятся на суше, а частично скрыты под уровнем моря. Это так называемые прибрежно-шельфовые гидрогеологической структуры. В пределах подводной окраины материка выделены субмаринные гидрогеологические массивы, артезианские бассейны и вулканогенные бассейны, полностью скрытые под уровнем мора. Отличительными особенностями субмаринных гидрогеологических структур являются: 1) отсутствие зоны аэрации; 2) наличие покрова рыхлых осадочных отложений с иловыми водами; 3) тесная взаимосвязь иловых вод с водами подстилающих пород; 4) элизионная разгрузка иловых вод и линейная по разломам глубинных вод; 5) преимущественно морской тип вод по минерализации и составу. Наиболее полно в последние годы изучены гидрогеологические структуры шельфовых областей [16].

Субокеанические гидрогеологические структуры развиты в пределах океанической коры, которая состоит из трех слоев: 1) нижнего базальтового слоя; 2) среднего надбазальтового, представленного прослоями базальтовых лав и консолидированных кремнисто-глинистых, реже карбонатных отложений. Мощность этого слоя достигает 1 км.

В нижнем слое распространены трещинные и трещинно-жильные воды; в среднем слое — водоносные горизонты, линзы и прослои пластового типа, имеющие ограниченное распространение в связи с преобладанием в разрезе глинистых, кремнистых и других водоупорных толщ; верхний слой содержит иловые воды.

Минерализация вод донных отложений обычно близка к мине рализации океанской воды (35-37 г/л), а состав определяется составом последней.

Все три слоя океанического дна не имеют полных аналогов на суше. В пределах дна выделяют гидрогеологические области: 1) подвижные (срединно-океанических хребтов и поднятий) и 2) стабильные (океанических платформ). В пределах тех и других различают следующие гидрогеологические структуры: субокеанические массивы трещинных вод, субокеанические бассейны осадочного чехла, вулканогенные бассейны океанов.

259

Рассмотренная выше схема типизации гидрогеологических структур служит основой структурно-гидрогеологического районирования территорий, так как под гидрогеологическим районом подразумевается (в общем случае) участок земной оболочки, выделяемый по преобладающему типу подземных вод, определяющему характер оптимальной водоносности данного участка земли [5], а под элементарным гидрогеологическим районом — бассейн скоплений подземных 0од определенного типа: пластовых, трещинно-жильных, поро-во-трещинно-покровных и др. Районирование территории по гидро-геологическим условиям является важной проблемой практической деятельности гидрогеолога.

6.1.2. Гидрогеологическая структура как водообменная и

водонапорная система

Способность гидрогеологических структур пропускать (обменивать) то или иное количество воды является фундаментальным их свойством, принципиально отличающим эти структуры от геологических. Одновременно они обладают способностью создавать напор воды на огромном расстоянии. Отсюда одни исследователи называют эти структуры водообменными (П.Ф. Швецов, А.А. Коноплянцев), другие — водонапорными (A.M. Овчинников, П.П. Климентов). Правильнее все же в общем случае называть их водообменными, так как обмен водой более универсальное свойство этих структур. Создание же напора — это только частный, хотя и важный признак в целом водообменной системы. Водонапорная система всегда водообменная, а водообменная система не всегда водонапорная. Отсюда следует, что водонапорная система — часть водообменной. В таком соподчинении их и следует рассматривать.

В пределах одной гидрогеологической структуры водообмен различен в разных ее частях. Одним из важнейших факторов водообмена выступает глубина залегания водоносных горизонтов, контролирующая коллекторские свойства горных пород (см. рис. 3.7). По мере углубления в недра Земли, наблюдается замедление движения воды, которое имеет закономерный характер и выражается в наличии трех гидродинамических зон водообмена: активного, замедленного и затрудненного (см. раздел 3.2.4). Самую нижнюю гидродинамическую зону называют зоной "застойного водного ре-жима" (Н.К. Игнатович), "относительного покоя подземных вод" (Ф.А. Макаренко), "весьма затрудненного водообмена" (И.К. Зайцев). Уже по этим определениям легко заключить, что разные исследователи по-разному оценивают гидродинамику этой зоны.

Одни из них считают, что при наличии определенных условий, которые характерны для наиболее глубоких частей артезианских бассейнов, заполненных рассолами, горизонтальное движение подземных вод совершается очень медленно и становится ощутимым

260

только в течение длительных геологических периодов времени. Разгрузка соленых вод и рассолов из таких впадин если и проис ходит, то настолько медленно, что до наших дней могут сохраниться погребенные воды, синхронные отложениям соответствующего возраста, включая весь палеозой.

Другие считают, что скорость движения подземных вод хотя и уменьшается с глубиной, но остается сравнительно большой даже в самых глубоких частях артезианских бассейнов. При этом подземные воды, в том числе и рассолы, могут перемещаться на сотни и тысячи километров от областей питания к областям разгрузки. Поэтому не может быть и речи о возможности сохранения очень древних вод седиментационного генезиса.

Как часто бывает в науке, и в данном случае истина находится где-то между этими двумя крайними подходами. Поэтому в пос леднее время, как правило, в артезианских бассейнах выделяют два гидрогеологических этажа: нижний, где геостатическое давление отжимает воду из наиболее прогнутых центральных частей бассейна к его периферии, и верхний, где периферийные, наиболее приподнятые области питания, создают гидростатический напор, движущий воду в этой зоне от периферии к центральным частям бассейна (см. рис. 6.23).

В верхнем этаже, охватывающем зоны свободного и затрудненного водообмена, направление движения воды определяется гидростатическим напором и происходит от областей питания к областям разгрузки с постепенным затуханием скоростей движения по мере увеличения глубины залегания водоносных пород и уменьшения связи их с дневной поверхностью. В нижнем гидродинамическом этаже, охватывающем зону весьма затрудненного водообмена, в это время направление движения воды определяется геостатическим давлением и происходит от наиболее погруженных частей бассейна к приподнятым его частям. Такие гидродинамические условия сохраняются до смены прогибания артезианского бассейна (или его отдельных частей) поднятием. И если этот процесс продлится достаточно длительное время, то геостатическое давление на глубине уравняется с давлением гидростатическим. Вследствие этого во всей обводненной толще пород артезианского бассейна движение воды будет происходить под воздействием гидростати-ческого напора.

Исходя из сказанного И.К. Зайцев и Н.И. Толстихин [4] приходят к следующим выводам.

1. Гидродинамические условия артезианских бассейнов в целом и отдельных их блоков хотя и медленно, но непрерывно изменяются в соответствии с историей геологического развития, особенно тек- тонических движений данного участка земной коры.

2. В общем случае в артезианских бассейнах в вертикальном разрезе представлены три гидродинамические зоны: свободного, затрудненного и весьма затрудненного водообмена.

261

3. По интенсивности, направлению и условиям движения флю- идов гидродинамические зоны объединяются в два этажа: верхний и нижний.

4. Верхний гидродинамический этаж артезианских бассейнов вклю чает зоны свободного и затрудненного водообмена. Он характеризу ется сравнительно интенсивным движением воды, замедляющимся по мере увеличения изоляций водоносных пород от дневной поверхнос ти водоупорными и слабоводопроницаемыми породами. О темпах изменения скорости движения воды с глубиной можно судить по данным, полученным в Припятском (Белоруссия) артезианском бас сейне (рис. 6.5). Нетрудно видеть, что скорость движения воды в артезианских бассейнах крайне мала, уменьшается с глубиной моно тонно асимптотически и описывается уравнением [18]:

lgv = 4,98 - l,91lgH , (6.1)

где v — скорость движения подземных вод; Н — глубина залегания воды.

В большинстве крупных артезианских бассейнов верхний гидро-динамический этаж отделен от нижнего мощными толщами регионально распространенных слабоводопроницаемых глинистых, мергелистых или соленосных отложений.

5. Нижний гидродинамический этаж артезианских бассейнов вклю чает зону весьма затрудненного водообмена. Движение флюидов в этом этаже происходит очень медленно, главным образом под вли янием высоких давлений. Применительно к этому этажу в последнее время все чаще говорят о том, что вода здесь не движется, а по добно пластическому твердому телу (глина) ползет (Ю.М. Молоко- вич, Н.Н. Непримеров, В.В. Трушкин и др.). В этом случае речь Рис. 6.5. Зависимость скорости подземных вод в надсолевых девонских, каменноугольных и пермотриасовых отложе ниях от глубины

262

идет о ползучей фильтрации воды, скорость которой по ориентировочным данным составляет всего 0,01-0,1 мм/год. Незначительные скорости движения воды в этой части бассейна хорошо согласуются с данными о широком распространении здесь зон с аномально высокими пластовыми давлениями (см. раздел 4.1.1) и широком развитии седиментационных вод (см. раздел 3.4).

Следовательно, нижний гидродинамический этаж артезианских бассейнов характеризуется крайне низкими скоростями движения подземных вод, а соответственно и коэффициентом водообмена (см. раздел 3.2.4). Однако нельзя забывать, что такая картина наблюдается только в эпохи спокойного тектонического режима бассейна. В случае активизации тектонического режима отжатие воды резко интенсифицируется, напоры увеличиваются, скорость движения воды возрастает, гидродинамический режим системы в целом претерпевает глубокие изменения.

Из сказанного ясно, что водообменные свойства любой гидро-геологической структуры зависят не только от глубины залегания и геологического строения ее отдельных блоков (пространственные параметры), но и этапа ее геологического развития, степени лити-фикации пород и т.д. (временные параметры). Кроме того, от ее размеров, лито логического состава водовмещающих пород, их кол-лекторских свойств, соотношения областей питания и разгрузки, степени расчлененности рельефа.

Одним из важнейших показателей интенсивности водообмена служит скорость движения воды, которая в соответствии с законом Дарси (см. раздел 4.1.4) прямо пропорциональна коэффициенту фильтрации и гидравлическому уклону. В свою очередь, гидравлический уклон зависит от размеров бассейна, проницаемости отложений, объема водоносных горизонтов и т.д. При прочих равных условиях чем выше проницаемость пород и меньше их объем, тем выше водообмен.

Обычно чем глубже залегает водоносный горизонт, тем меньше его гидравлический уклон, так как увеличивается расстояние между выходами его на земную поверхность, которые являются участками создания напора и разгрузки. Это и служит одной из причин замедления и затухания движения вод с увеличением глубины залегания, т.е. одной из причин вертикальной гидродинамической зональности бассейнов. В мелких бассейнах горно-складчатых сооружений наблюдаются максимальные гидравлические уклоны. Гидравлические уклоны обычно максимальны в тех крупных и средних артезианских бассейнах, которые связаны с горно-складчатыми областями и имеют горные зоны создания напора.

При больших гидравлических уклонах и концентрированной разгрузке подземных вод резко возрастают модули подземного стока и расходы родников. Так, в вулканогенных массивах Большого Кавказа, по данным И.М. Буачидзе, модуль подземного стока в лавовых потоках достигает 30 л/(с-км

2), а расходы родников составля-

263

ют несколько тысяч литров в секунду (например, Дашбашский 3500, Аблари 2500, Самсар 2300, Ахали Хулгумо 1500 л/с) [23].

На гидравлический уклон и, следовательно, на скорость подземного потока и водообмена влияет и интенсивность питания водонапорных комплексов, зависящая от климатических условий. Если климат сухой (аридный), вода из атмосферы поступает в очень малом количестве, напор падает и гидравлический уклон уменьшается.

Кроме скорости движения воды водообменные свойства гидро-геологической структуры характеризуются коэффициентом водообмена, представляющим ежегодную долю обмениваемой воды в конкретном бассейне, и циклом водообмена – временем полной смены воды в бассейне.

Сочетание различных природных факторов определяет разнообразие водообменных свойств гидрогеологических структур. В табл. 6.5 приведены ориентировочные значения гидродинамических

Таблица 6.5 Гидродинамические показатели небольших артезианских бассейнов

Гидродинамические Тип бассейна

показатели

Орогенный Межгорный Краевой Платформенный

Расстояние от зоны 10 50 500 500

питания до зоны

разгрузки, км Разность высот зоны 1 1 1 0,1

питания и зоны

разгрузки, км Гидравлический уклон 0,1 0,02 0,002 0,0002

Проницаемость пород,

мкм2 0,1 0,1 0.1 0,1

0,01 0,01 0,01 0,01

Скорость потока,

м/год 100 10

20 2 2 0, 2

0,2 0,02

Коэффициент

водообмена 5∙10-2

5∙10-3

2∙10-3 2∙10-5

2 ∙10-4 2∙10-6

2 ∙10-6

2 ∙10-6

Цикл водообмена, годы 20 500 50000 500000 200 5000 500000 5000000

показателей для относительно небольших артезианских бассейнов, рассчитанные А.А. Карцевым [8]. При этом эффективная пористость для всех случаев принята за 20%, что примерно в 2 раза выше наблюдаемой в реальных природных условиях. Отсюда значения гидродинамических параметров, по нашему мнению, завышены в несколько раз.

264

Тем не менее из данных табл. 6.5 следует, что порядок скоростей подземных потоков платформенных бассейнов с внутренними зона ми создания напора меньше, чем бассейнов с внешними горными зонами создания напора. Скорости подземных потоков максимальны в горных (орогенных) бассейнах, которые являются составными частями горно-складчатых водонапорных систем. В межгорных артезианских бассейнах они уже примерно на порядок меньше; в предгорно-равнинных еще на порядок меньше и, наконец, в плат-форменных бассейнах минимальны. Коэффициенты водообмена снижаются в том же направлении еще сильнее, так как зависят еще от размеров бассейнов, увеличивающихся по направлению от складчатых областей к платформенным, а продолжительность циклов водообмена, наоборот, соответственно возрастает. Необходимо также учитывать, что проницаемость горных пород растет с повышением температуры (рис. 6.6), но несколько уменьшается с повышением давления.

Водообменные свойства горных пород изменяются не только с глубиной, но и по мере протекания процессов литогенеза от раннего диагенеза (начальная стадия захоронения пород) до позднего метагенеза (метаморфизма). Поэтому Б.Е. Антыпко [1] предлагает выделять в верхней части земной коры четыре зоны, которые различаются емкостными и водообменными свойствами и формируют гидродинамическую зональность (табл. 6.6).

1. Верхняя, наиболее хорошо и регионально проницаемая часть чехла (мощность до 1 км), сложенная рыхлыми породами с высокой проницаемостью и пластовым типом скопления подземных вод.

2. Вторая от поверхности часть осадочного чехла (1 -3 км) сложена несколько более уплотненными породами средней степени литификации. Эта часть разреза регионально проницаема, но прони цаемость пород значительно ниже, чем в верхней части и составляет 0,001-0,1 мкм

2. Здесь также содержатся пластовые скопления под

земных вод, но возможны и трещинно-пластовые. 3. Третья зона, залегающая на значительных глубинах, как

правило, сложена породами сильной степени литификации, для которой характерен пластово-трещинный тип скопления подзем-

Рис. 6.6. Графики зависимости проницаемости горных пород от температуры. По К.А. Оганову и М.Б. Степаненко

265

266

ных вод; проницаемость пород спорадическая по отдельным пластам внутри блоков. По граничным разломам проницаемость возрастает до 1 мкм

2 и

более. 4. Нижняя часть осадочного чехла и фундамент бассейна (до 8-10

км) сложены породами очень сильной степени литифика-ции. Породы регионально непроницаемы, но по трещинным зонам тектонических нарушений проницаемость достигает 1 мкм

2.

Конечно, к этой зональности, как и отмеченной ранее зональности Н.К. Игнатовича, необходимо подходить только как к тенденции, поскольку конкретные значения гидродинамических параметров изучены недостаточно.

Недостаток знаний о скоростях движения подземных вод и проницаемости горных пород, особенно в глубоких водоносных горизонтах, на практике компенсируют путем изучения их химического и газового состава. Дело в том, что химический состав подземных вод во многом зависит от скорости их движения и интенсивности водообмена, т.е. времени взаимодействия воды с горными породами (см. раздел 5.2.3). Наличие высокоминерализованных вод седиментаци-онного генезиса всегда говорит о весьма слабом водообмене в гидрогеологической структуре или в какой-то ее части. Характер состава воды, например наличие азотных терм, углекислых терм, также свидетельствует об определенном водообмене. Поэтому гидродинамическая зональность в бассейнах в определенной мере коррелирует с гидрогеохимической. Однако следует иметь в виду, что состав воды — не прямой показатель водообмена, так как он зависит от многих факторов (см. раздел 5.4) и его использование требует достаточно большого опыта от исследователя.

По генезису и механизму возникновения напора А.А. Карцев [8] природные водонапорные системы подразделяет на два главных типа: элизионные и инфильтрационные (рис. 6.7).

Элизионные системы характерны, как правило, для ранних периодов развития платформ, предгорных прогибов и межгорных впадин. В элизионных системах напор создается за счет выжимания вод из уплотняющихся минеральных осадков в коллекторы и частично за счет уплотнения самих коллекторов с выжиманием вод из одних их частей в другие. Уплотнение осадков в таких системах происходит вследствие осадконакопления и увеличивающейся нагрузки.

Не исключается также возможность уплотнения пород и выдавливания из них воды в результате геодинамического давления, возникающего при тектонических напряжениях. Такие элизионные водонапорные системы А.А. Карцев предлагает называть геодинамическими.

Инфильтрационные водонапорные системы типичны для более поздних периодов геологического развития, протекающих преимущественно в континентальных условиях. Напоры в таких системах создаются за счет инфильтрации атмосферных осадков в водоносные горизонты, т.е. за счет гидростатических давлений, имеющих

267

Рис. 6.7. Схема пространственных соотношений инфильтрационной и элизионной водонапорных систе м в разре зе . По А.А. Карцеву. 1 — инфильтрационная во донапорная система; 2 — элизионная система; 3 — во до упор ные поро ды; 4 — у плотняющиеся илы — г лины; 5 — мор е; 6 — напр авление движения ар тезианских во д

место в областях питания и создания напора. Поэтому такие водонапорные системы А. А. Карцев называет гидростатическими.

Все сказанное позволяет несколько подробнее охарактеризовать изменение водообменных свойств гидрогеологических структур с глубиной (табл. 6.7). Прежде всего важно отметить, что водооб-менные параметры изменяются в весьма широких пределах. Так, скорости движения воды варьируют от нескольких сотен до- миллиардных долей метра в год, коэффициенты водообмена — от единиц до миллиардных долей. Цикл водообмена в отдельных случаях может быть сопоставим с временем существования самой геологической структуры и т.д. При этом гидрогеологические массивы отличаются значительно более высокими водообменными свойствами по сравнению с артезианскими бассейнами. Такой широкий разброс рассматриваемых параметров свидетельствует о многообразии способов для геологических структур пропускать через себя воду — способности, которая во многом определяет разнообразие формирующегося вокруг нас мира в целом.

В табл. 6.7 хорошо прослеживаются вертикальная гидродинамическая и гидрогеохимическая зональности гидрогеологических структур: с глубиной резко замедляется водообмен и соответственно растет общая минерализация подземных вод, изменяется их химический и газовый состав. При этом полного совпадения этих двух типов зональности обычно не наблюдается, что еще больше разнообразит подземную гидросферу.

Для характеристики гидрогеохимической зональности геологических структур Н.И. Толстихин предложил весьма удобный способ. Если обозначить буквами А, Б, В подземные воды с общей минерализацией соответственно менее 1, от 1 до 35 и свыше 35 г/л, то наблюдаемую в земной коре зональность можно представить в виде шести типов гидрогеохимических разрезов (рис. 6.8).

268

269

Рис. 6.8. Типы гидрогеохимических разрезов. По И.И. Толстихину

Первый тип разреза, однозональный, развит в хорошо промытых горно-

складчатых структурах, представленных небольшими межгорными бассейнами, или в областях питания артезианских бассейнов. Второй тип, двухзональный, наблюдается в несколько менее промытых массивах, межгорных, краевых и частично платформенных бассейнах. Третий тип, трехзональный, развит наиболее широко в платформенных артезианских бассейнах, щитах, реже гидрогеологических массивах. Этот тип разреза наиболее полный по своему строению, относится к классическому или нормальному. Первые три типа разрезов наиболее развиты и являются типичными для всех гидрогеологических структур.

Четвертый тип разреза, начинающийся солоноватыми водами, встречается в сухих климатических областях со слабой инфильтрацией (например, в Казахстане). Остальные типы представляют разрезы аномального характера, в которых минерализация и метаморфизация вод на некоторых интервалах с глубиной падают. Эти явления называются гидрогеохимической инверсией, а сами разрезы — инверсионными.

Гидрогеохимические разрезы инверсионных типов характерны для межгорных и предгорных артезианских бассейнов, имеющих внешние горные зоны питания и создания напора преимущественно для нижних водоносных комплексов. Особенно развиты эти явления при аридном климате: инфильтрация в верхние водоносные комплексы, происходящая в предгорьях, как правило, слабее инфильтрации в нижние комплексы, которая наблюдается в достаточно увлажненной высокогорной зоне.

Сказанное показывает, что водообменные свойства гидрогеологической структуры во многом зависят от расположения областей питания, стока и разгрузки. Применительно к отдельным водоносным горизонтам и комплексам этот вопрос рассмотрен ранее (см. раздел 2.5).

Питание подземных водоносных систем происходит обычно в местах выхода водовмещающих пород на поверхность, если они занимают относительно высокое гипсометрическое положение. Такие области питания называют инфильтрационныли и делят на внешние и внутренние. Применительно к гидрогеологическому массиву области питания являются внутренними, так как расположены, как правило, в пределах всей области стока. Для артезианских бассейнов внешние области питания находятся вне его пределов и расположены в соседних горно-складчатых структурах (рис. 6.9). Напри-

270

Рис. 6.9. Схема расположения внешней и внутренней областей питания в артезианском

бассейне: I - область питания и создания напор а; II - вну тр енняя область питания ; III - область разгрузки; 1 - артезианский водоносный горизонт; 2 — водоупорные породы; 3 — трещиноватые метаморфические и магматические породы складчатых сооружений; 4 — пьезометрический уровень; 5 — уровень грунтовых вод; 6 — восходящий источник; 7 — нисходящий источник; 8 — направление движения подземных вод

мер, Урал в целом служит областью питания для Западно-Сибирского артезианского бассейна. В этом случае область питания водоносного комплекса не совпадает с зоной создания напора в данном комплексе. Внутренней областью питания является часть самого артезианского бассейна, где происходит инфильтрация в водоносные комплексы бассейна. Часто внутренние области (зоны) питания называют гидрогеологическими окнами.

Для артезианских бассейнов, полностью или частично расположенных в межгорных и предгорных впадинах и прогибах, прилегающих к горно-складчатым водонапорным системам преимущественно молодых (или омоложенных) горных сооружений, обычно главную роль играют горные внешние области питания. Примерами таких артезианских бассейнов могут служить Азово-Кубанский и Восточ-но-Предкавказский, области питания и зоны создания напора которых находятся в пределах горно-складчатого сооружения Большого Кавказа и являются внешними.

Внутренние области питания характерны для тех артезианских бассейнов, которые не связаны или слабо связаны с горно-склад-чатыми структурами. Примером артезианского бассейна с ведущей ролью внутренних зон питания и создания напора является Волго-Уральский.

Наряду с инфильтрационными различают элизионные области питания. Последние присущи бассейнам пластовых вод, внутри которых под влиянием геостатического давления отжимаются седиментацион-ные воды из уплотняющихся глинистых водоупоров. Элизионные области питания располагаются обычно в наиболее погруженных частях впадин (см. рис. 3.9). Наконец иногда говорят о так назы-

271

ваемых эндогенных "областях" питания, к которым относят места генерации ювенильных флюидов и метаморфогенных вод, попадающих затем по ослабленным зонам в бассейны как пластовых, так и трещинных вод. Подземные воды элизионных и эндогенных областей питания представляют собой обычно смесь вод различного происхождения. Во избежание неточностей в оценке их генетического облика Е.В. Пиннекер предлагает называть их глубинными.

В отличие от инфильтрационной области питания области разгрузки занимают пониженные участки рельефа и иногда гидрогеологической структуры в целом. Природными дренами выступают места выхода водоносных горизонтов на поверхность, впадины, долины рек, подножия гор, дно морей, зоны нарушений, разломы.

В областях разгрузки сосредоточены группы или целые системы родников, выходы которых приурочены к определенным элементам гидрогеологической структуры (впадинам, зонам нарушений, ослабленным местам, проницаемым зонам, уступам рельефа и т.д.). В условиях развития многолетнемерзлых пород к этому перечню добавляются талые зоны горных пород, в районах молодого вулканизма — жерлы вулканов, зоны выклинивания лавовых потоков, места формирования гейзеров и т.д.

6.2. ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ

ПОДЗЕМНЫХ BOД

Проблема форм или характера залегания подземных вод в горных породах изучается со времени возникновения современной гидрогеологии (конец XIX в.). Этой проблеме посвящены работы С.Н. Никитина, К. Кейльгака, О.Е. Мейнцера, Б.Л. Лич-кова, A.M. Жирмунского, А.А. Козырева, O.K. Ланге, Ф.П. Са-варенского, Г.Н. Каменского, A.M. Овчинникова, А. Шеллера, Н.И. Толстихина, С. Дэвиса, Р. де Уиста, А.А. Карцева, П.П. Климентова, А. Турнера, Е.В. Пиннекера, К.П. Караванова и др. И тем не менее вопрос до конца не исследован. Трудность составления такой классификации заключается в том, что подземные воды развиты в земной коре практически повсеместно, но залегают в разнообразных по форме, размеру, строению геологических телах, которые с большим трудом поддаются системной классификации. В силу этого разные исследователи по-разному трактовали формы залегания подземных вод.

Так, О.Е. Мейнцер, выделял три основных типа вод: 1) в пустотах горных пород (подвешенная, грунтовая и подземный лед); 2) в минералах горных пород (твердый раствор, кристаллизационная и т.п.); 3) глубинная (магматическая).

В течение длительного времени широко использовалась классификация Ф.П. Саваренского. В ней было выделено пять типов подземных вод: 1) почвенные, болотные, верховодка; 2) грунтовые;

272

3) карстовые; 4) артезианские: 5) жильные (трещинные). Указанные типы подземных вод действительно широко развиты в верхней части земной коры, но сама классификация не имеет единой базы. Поэтому, например, карстовые воды могут быть также грунтовыми или артезианскими, жильные воды — карстовыми, грунтовыми, верховодкой и т.д.

Более логично построена классификация A.M. Овчинникова, который сократил количество основных типов подземных вод до трех — верховодка, грунтовые и артезианские, но выделил два

особых подтипа, характерные для районов многолетней мерзлоты и активного вулканизма (табл. 6.8).

Н.И. Толстихин включил в свою классификацию воды не только земной коры, но и зоны пластичности подкоровых глубин и внут- рикоровых магматических очагов. Он выделил четыре зоны: аэра ции, насыщения, горячего пара и пластичности. В первых двух зонах рассматриваются отдельно воды областей вне развития мер злых пород и в пределах последних. В отличие от классификации A.M. Овчинникова выделенные классы вод даются для различных типов гидрогеологических структур — артезианских бассейнов, склад чатых областей и глубинных зон.

Дальнейшее развитие подобных классификаций нашло отражение в работах Е.В. Пиннекера [ 21,22] , который, опираясь на

Таблица 6 . 8

Типы подземных вод по условиям залегания

Основной

тип вод

Подтипы вод Особые типы вод

в пористых

горных

породах

(поровые)

в трещиноватых

горных породах

Районы

многолетней

мерзлоты

Районы

молодого

вулканизма

1 2 3 4 5

Верхо

водка

Почвенные

болотные

верховодка

на линзах

водоупорных пород

Коры выветривания

трещиноватых горных пород Верхнего (дренированного)

этажа закарстованных массивов

Деятельного

слоя

Дериватные

воды термальных источников Временно

функционирующих фумарол в периоды

увлажнения Такыров и

бугристых песков (в пустынях)

Кровли лавовых

потоков и

туфобрекчий

Песчаных массивов и

дюн (на побережье морей)

273

Продолжение табл. 6.8

1 2 3 4 5

Грунтовые

Аллювиальных

отложений Делювиальных, пролювиальных и озерных

отложений Древнеаллювиальных отложений

Флювиогляциальных отложений (над-, меж-

подморенных песчано-галечниковых накоплений)

Коренных отложений

Трещинные

грунтовые воды кровли коренных изверженных

пород и основания лавовых потоков

Пластово-трещинные и трещинно-

пластовые осадочных отложений Карстовых

массивов карбонатных пород (а также гипсоносных и

соленосных)

Над-

мерзлот

ные

Меж-

мерзлот

ные

Повышенной

температуры,

обогащенные

газами

Небольших

фумарол и

гейзеров

Артезиан

ские

Артезианских бассейнов (в

песчаных пластах) Артезианских

склонов (в моноклинально залегающих и выклинивающих

ся песчано-галечниковых свитах предгорных

районов)

Артезианских бассейнов (в

пластах, массивах и штоках

трещиноватых горных пород) Артезианских склонов (в

карбонатных и туфогенных толщах и массивах

интрузивных пород)

Подмерз

лотные

Газирующие термоминерал

ьные (иногда горячие), восходящие по

тектоническим разрывам и контактам различных

свит Артезианских систем, осложненных

внедрением изверженных масс, обогащенных

специфическими (иногда редкими) элементами П

уже существующие классификации и особенно О. Мейнцера и A.M. Овчинникова, разработал свой вариант (табл. 6.9). В ней выделены группы (в зависимости от нахождения подземных вод в главных элементах земной коры и земной поверхности), отделы (по степени насыщения горных пород водой), типы (на основе гидравлических признаков), классы (как основные разновидности подземных вод по характеру залегания), а также подклассы

274

(исходя из водно-коллекторских свойств горных пород) и особые условия (определяются спецификой природной обстановки).

Эта классификация наиболее полно соответствует современному уровню знаний, и мы ее используем при дальнейшем изложении материала.

275

276

6.2.1. Верховодка

Под верховодкой понимают первый от поверхности временно существующий водоносный горизонт, залегающий в зоне аэрации на водоупорах ограниченного размера. Отличие верховодки от других типов вод заключается в том, что она располагается выше постоянно существующего горизонта подземных вод, т.е. в зоне просачивания, и приурочена к поверхности слабопроницаемых горных пород, заключенных среди водопроницаемых (рис. 6.10). Ниже верховодки обычно наблюдается зона неполного насыщения. Вследствие этого верховодка оказывается как бы подвешенной или висячей, занимающей в некотором роде несвойственное гравитационным водам положение. Отсюда ее временность и ограниченность в пространстве, так как через некоторый промежуток времени подвешенная вода стекает в зону полного насыщения.

Верховодка образуется в зоне аэрации только в случае наличия водоупорных пород. Последние могут быть представлены линзами глин и суглинков различного генезиса, погребенными почвами, ледниковой мореной, мерзлыми породами, останцами коренных пород и т.д. Своим происхождением верховодка обязана инфильтрации атмосферных осадков. Некоторое количество воды может поступать также в результате конденсации.

Мощность верховодки чаще всего равна 0,4-1 м, редко достигает 2-5 м. Формируется она главным образом в супесчано-сугли-нистых грунтах. Время ее существования в значительной мере определяется климатическими условиями, формой и размерами водо- Рис. 6.10. Условия залегания верховодки. I — зона аэрации; II — зона полного насыщения ; 1 — песчано-гравийные отложения ; 2 — грунтовые воды; 3 — водонепроницаемые породы; 4 — капиллярные воды; 5 — уровень воды (а — вер ховодки; б — капилляр ных: в — грунтовых); 6 — направление движения вод; 7 — родники (г — вер ховодки; д — грунтовых вод)

277

упорного слоя, глубиной его залегания, водопроницаемостью вмещающих пород и рельефом местности. Более благоприятные условия водного питания верховодки складываются в условиях влажного климата, где она существует практически в течение всего теплого периода года. На водоупорах относительно больших размеров создается возможность более длительного хранения гравитационных вод, так как увеличиваются пути и время их растекания. Глубина залегания водоупорного слоя регулирует степень воздействия процессов испарения на верховодку. На глубинах более 2-3 м испарение уже практически не играет роли.

Наилучшие условия для появления верховодки создаются да плоских водоразделах и степных пространствах с местными понижениями (западинами), куда стекает дождевая влага и где задерживаются талые воды. В пределах городов и промышленных площадок образованию верховодки способствуют также фундаменты зданий, уплотняющие грунты. Режим верховодки всецело определяется количеством инфильтрующихся атмосферных осадков, а на территориях городов и промышленных площадок — и объемом сбрасываемых в зону аэрации сточных вод.

Химический состав верховодки в основном определяется климатическими особенностями региона. В условиях влажного климата воды верховодки обычно имеют небольшую минерализацию (около 0,1-0,3 г/л), гидрокарбонатный натриево-кальциевый состав, повышенное содержание органики. В рыхлых глинистых покровных отложениях степных районов верховодка часто имеет относительно более высокую минерализацию (до 1-2 г/л). На участках развития засоления и соленосных пород минерализация воды может увеличиваться до нескольких граммов на литр и соответственно изменяется ее состав (на сульфатный или хлоридный).

Вследствие неглубокого залегания и отсутствия водоупорной кровли верховодка легко загрязняется и поэтому является ненадежным источником водоснабжения. Тем не менее верховодка иногда служит источником воды, извлекаемой колодцами. В степных, полупустынных и пустынных районах она может оказаться единственным типом природных вод со сравнительно небольшим содержанием солей, пригодным для водоснабжения небольших населенных пунктов. В этом случае разрабатываются специальные меры по сохранению верховодки в течение всего года. Этому способствуют насаждение древесной растительности, задерживающей снеготаяние, создание водоупорных перемычек в балках и ложбинах на пути движения воды, направление воды в естественные углубления и т.д.

К разновидностям верховодки A.M. Овчинников относит почвенные воды, болотные воды и воды песчаных дюн. Остановимся на их характеристике несколько подробнее.

Почвенные воды – это совокупность всех типов вод почвенного слоя, которая определяет структуру, свойства и водный режим почв. Среди почвенных вод наибольшее значение для растений

278

имеют пленочные, капиллярные и свободные [15], общая схема распределения которых в почвенном слое показана на рис. 6.11. Наиболее существенным и характерным горизонтом почвы является верхний темноокрашенный слой. Верхний, содержащий гумус горизонт обозначается литерой А. Кроме гумуса этот горизонт обогащен специфическими минеральными соединениями, которые являются продуктами почвообразования (рис. 6.12). В числе генетических горизонтов, формирующих разные почвы, обычно различают горизонт неразложившегося торфа (Ат), горизонт лесной или степной подстилки, прикрывающей поверхность почвы полуразложившейся массой органического опада (Ао), собственно гумусовый горизонт (А1), а также элювиальный, т.е. горизонт разрушения и вымывания, обычно залегающий непосредственно под горизонтом А1 и характеризующийся пепельной, светло-серой окраской (А2).

Рис. 6.11. Схема капил лярной каймы и ветвистых капилляров в почве. По Ф. Цункеру

Рис. 6.12. Строе ние проф иля основных типов почв, развитых в зоне умеренного климата. Типы почв: 1 — тундровые; 2 — таежно-подзолис-тые; 3 — бурые лесные; 4 — чернозем; 5 — каштановые; 6 — солонцы. Буквенные обозначения см. в тексте

279

Ниже залегает иллювиальный горизонт В, образованный вследствие вмывания просачивающимися водами и накопления материала из вышерасположенных горизонтов А1 и А2. Горизонт В формируется непосредственно под горизонтом А2, имеет более плотную и тяжелую консистенцию, бурую или коричневую окраску, обогащен коллоидно-дисперсными глинистыми минералами. Этот собственно иллювиальный горизонт, менее проницаемый для воды, часто обозначают B1. Кроме него различают подгоризонт гидрогенной аккумуляции (Вк), минеральных и органических осадков, принесенных в почву восходящим (капиллярным) или боковым потоком воды. По составу формирующихся вторичных образований наиболее распространены следующие типы иллювиальных подгоризонтов: 1) легкорастворимых солей; 2) вторичных карбонатов; 3) коллоидов-гумуса, кремнезема, полуторных окислов, глинистых минералов и др.

В почвах, значительно переувлажненных грунтовыми водами или поверхностным заболачиванием, формируется горизонт сизой, голубоватой или зеленоватой окраски, получивший название "глея", принятое в научной литературе для обозначения восстановленных горизонтов заболоченных почв и обозначаемое литерой G [15].

Под горизонтами А и В располагается горизонт С, представляющий собой измененную почвообразовательными процессами породу. Исходная горная порода не затронутая почвообразованием, обычно обозначается литерой D.

Зональное строение почв, наличие в них горизонтов с разной проницаемостью обеспечивает периодическое накопление свободных вод в том или ином количестве. Над свободными водами и при их отсутствии формируются капиллярные воды, имеющие неоценимое значение в водном питании растений.

По особенностям водного режима в зоне аэрации выделяется три подзоны: переменного увлажнения, транзита и капиллярной каймы. Атмосферные осадки, которые просачиваются в зону аэрации, аккумулируются преимущественно в почвенном слое (верхние 10-20 см). Если осадков выпало мало, а испарение велико, то просочившаяся влага может опять вернуться в атмосферу. Проникновение атмосферной влаги в глубокие горизонты зоны аэрации, водное питание верховодки и грунтовых вод наступает лишь после продолжительного периода инфильтрации (весеннее снеготаяние, длительные дожди и др.).

Для питания растений важна не только высота капиллярного поднятия, но и скорость движения капиллярной воды. С уменьшением степени дисперсности почв, что равносильно уменьшению количества глинистых частиц, высота капиллярного поднятия снижается, однако скорость капиллярного движения воды и объем передвигаемой влаги возрастают (рис. 6.13). Обратная картина наблюдается с увеличением степени дисперсности почв.

Исключительно медленное движение капиллярной воды характерно для частиц диаметром менее 0,002 мм (табл. 6.10). Вследствие

280

Рис. 6.1 3. Общая схема высоты и скорости капиллярного поднятия воды в почвах [15]: 1 — г лина; 2 — лѐссы; 3 — суг линки; 4 — пески и супеси

Таблица 6 . 10

Скорость движения капиллярной воды в почвах в зависимости от их механического состава [15]

Диаметр частиц

Высота капиллярного

поднятия воды, мм

Максимальная

высота, мм

Время достижения

максимальной высоты, дни через 24

ч

через 48

ч

5,0-2,0 22 - 25 3

2,0-1,0 54 60 65 4

1,0-0,5 115 123 131 4

0,5-0,2 214 230 246 8

0,2-0,1 376 396 428 8

0,1-0,05 530 374 1055 72

0,05-0,02 1153 1360 2000 -

0,02-0,01 485 992 - -

0,01-0,005 285 - - -

0,005-0,002 143 - - -

0,002-0,001 55 - - - этого не редки случаи, когда в непосредственном соседстве залегают совершенно сухие и влажные горизонты тяжелых глин, несмотря на их высокую потенциальную способность к капиллярному передвижению воды. Скорость движения капиллярной воды в гли-

281

нах настолько мала, что нужны годы для достижения потенциальной высоты капиллярного поднятия.

При интенсивном испарении капиллярных вод образуются не только засоленные грунты и соленые воды, но и своеобразные типы почв — солонцы и солончаки.

Солонцы — это почвы, в поглощающем комплексе которых содержание натрия превышает 20% от емкости поглощения. Солончаки — почвы, содержащие в поверхностном слое более 1% легкорастворимых солей. Особенно активно солончаки образуются в районах, которые недавно были заняты морскими бассейнами, или в озерных котловинах материковых бессточных областей в условиях сухого климата.

Разнообразие природных условий на земной поверхности обеспечивает и разнообразие строения почв в разных регионах мира. Почвы, как и многие другие природные явления, зональны, что впервые было показано В.В. Докучаевым.

Болотные воды. Болотом называется избыточно увлажненный участок земной поверхности, покрытый слоем торфа глубиной не менее 30 см в неосушенном и 20 см в осушенном виде. Все избыточно увлажненные земельные площади, не имеющие слоя торфа глубиной менее 30 см в неосушенном состоянии, называются заболоченными землями.

Возникновение болот связано с различными причинами. Главные из них — наличие подстилающего водоупорного слоя, отсутствие поверхностного стока, слабое испарение, преобладание осадков над испарением. По характеру растительности и торфяной залежи болота делятся на три типа: верховые, низинные и переходные.

Верховые болота (олиготрофные) располагаются на водоразделах или высоких террасах рек, питаются атмосферными осадками, редко грунтовыми водами, бедны минеральными солями. Они всегда покрыты сфагновыми мхами с вересковыми кустарниками.

Низинные болота (евтрофные) расположены обычно в поймах рек, реже в пониженных местах водоразделов, где имеется питание грунтовыми водами. Переходные болота представляют собой переходный тип, для которого характерны отдельные черты верховых и низинных болот.

Самые крупные болота распространены в Западной Сибири. Этот обширный регион, отличающийся избыточным увлажнением, равнинным рельефом, наличием слабопроницаемых подстилающих пород, включая многолетнюю мерзлоту, по масштабам заболоченности представляет собой мировой феномен. Воды этих болот обычно слабокислые (рН 4,0-6,8), богаты органическим веществом, но маломинерализованные (общая минерализация, как правило, менее 100 мг/л и только для низинных, имеющих грунтовое питание, достигает 100 мг/л). При переходе от верховых болот к низинным рН и соленость воды растут.

282

Воды песчаных дюн часто встречаются в засушливых (пустынных) районах и вызывают большой интерес поскольку являются пресными. Происходит это в том случае, когда зона аэрации сильно проницаема (песок), что позволяет воде весной при таянии снега или выпадании дождя быстро проникать на глубину большую, чем критическая глубина испарения (обычно 2-3 м), и при наличии водоупора с мульдообразным рельефом оставаться в песках в течение длительного времени. Примерно также формируются пресные воды в песчаных дюнах на побережьях морей, где они залегают выше соленой морской воды. Подземные воды песчаных дюн в отдельных регионах, например в Каракумах, широко распространены и рассматриваются как имеющие большое практическое значение для целей водоснабжения.

6.2.2. Грунтовые воды

Грунтовыми называют свободные воды первого от поверхности постоянно существующего водоносного горизонта, залегающего в зоне полного насыщения. Следовательно, главное отличие грунтовых вод от вод верховодки заключается в том, что первые залегают в зоне полного насыщения, вторые — в зоне аэрации (см. рис. 6.10). Отсюда и другие отличия, связанные с масштабами их распространения, временем существования, мощностью водоносных горизонтов, режимом, составом, глубиной залегания. Грунтовые воды развиты повсеместно. В любом месте, где бы мы ни стали бурить или копать колодец, мы встретим воду. Как правило это будет грунтовая вода и значительно реже верховодка. Если такие воды залегают в порах осадочных пород, то они называются пластовыми, если в трещинах скальных пород — трещинными или грунтово-трещинными.

Чаще всего грунтовые воды не имеют сверху водонепроницаемых пород и поэтому являются безнапорными. Но это не главный их отличительный признак, как полагают некоторые исследователи. На отдельных локальных участках водоупор может присутствовать и в таком случае они становятся напорными (рис. 6.14), но это никак не меняет сути явления.

Область питания грунтовых вод, как правило, совпадает с областью их распространения. Грунтовые воды тесно связаны с атмосферными осадками, поверхностными водами и. верховодкой и поэтому зона льны. Режим их находится под непосредственным влиянием гидрометеорологических факторов и характеризуется сезонными колебаниями уровня, дебита и химического состава. По возрасту грунтовые воды являются современными, но в геологическом смысле, так как возраст их может достигать 20-50 тыс. лет.

В зависимости от условий залегания грунтовых вод различают грунтовый поток и грунтовый бассейн. Первый характеризуется движением воды, происходящим под влиянием силы тяжести в

283

Рис. 6.14. Схема формирования локального напора грунтовых вод: 1 — флювиогляциальные отложения; 2 — моренные глины; 3 — региональный водоупор; 4 — уровень грунтовых вод; 5 — фонтанирующая скважина; 6 — родник; 7 — направление движения воды

направлении уклона свободной поверхности, второй — наличием в водоупорном ложе понижений и движением воды на отдельном отрезке в восходящем направлении (рис. 6.15). Тот и другой имеют ряд разновидностей, а местами наблюдаются сложные их комбинации. Глубина залегания и форма поверхности грунтовых вод, которую принято называть зеркалом, обусловливается глубиной эрозионного расчленения рельефа. На карте она изображается гидро-изогипсами — линиями одинаковой высоты зеркала (см. рис. 2.10). Неглубокое залегание грунтовых вод на первом от поверхности региональном водоупоре определяет направление их движения под действием силы тяжести в соответствии с уклоном зеркала, а разгрузку, как правило, у подножий склонов. Питание их в основном осуществляется через зону аэрации за счет инфильтрации атмосферных осадков (дождевых, талых и паводковых вод) по всей площади их распространения и в меньшей мере конденсирующейся влаги в зоне аэрации. В каждом конкретном районе могут существовать и другие источники питания (речные воды, поступление воды из оросительных каналов, переток артезианских вод из более глубоких водоносных горизонтов и т.д.). Рис. 6.15. Схема строения грунтового потока (а) и грунтового бассейна в сочетании с потоком (б): 1 — водопроницаемые пески; 2 — водоупорные породы; 3 — уровень грунтовых вод; 4 — направление движения воды; 5 — родник грунтовых вод

284

Поверхность грунтовых вод приближенно повторяет рельеф региона (рис. 6.16). На водоразделах глубина залегания грунтовых вод значительно больше, чем в долинах. Особенно велико их различие в горных областях, где разница отметок долин и водоразделов нередко достигает 500-700 м. В равнинных областях это соотношение значительно меньше и обычно не превышает 100 м.

Особенно большие изменения уровня грунтовых вод происходят во время половодий. При высоком стоянии горизонта речных вод происходит поднятие уровня грунтовых вод в прибрежной полосе (рис. 6.17). Кривая подпора распространяется в сторону междуречий на несколько сот метров, реже несколько километров. После спада горизонта высоких вод в реке происходит довольно резкое снижение уровня грунтовых вод в прибрежной полосе.

Условия питания грунтовых вод определяют и их режим, т.е. изменение их запасов, уровня, состава и свойств во времени под действием природных и искусственных факторов. Г.Н. Каменский выделил четыре основных типа естественного режима: 1) водораздельный, формирующийся под влиянием инфильтрации атмосферных осадков, испарения и подземного стока; 2) прибрежный, возникающий под воздействием колебания уровня рек, озер и морей; 3) предгорный, обусловленный влиянием подземного и поверхнос-тного стока с горных массивов; 4) мерзлотный, характеризующийся частичным или полным промерзанием надмерзлотных (грунтовых) вод в зимний период.

Наиболее интенсивное влияние естественных факторов сказывается на неглубокие грунтовые воды. По мере увеличения глубины их залегания влияние многих факторов ослабевает или полностью прекращается. В наше время режим грунтовых вод часто определяется в основном искусственными факторами, обусловленными деятельностью человека. Распашка земель, вырубка лесов, создание

Рис. 6.16. Форма зеркала грунтовых вод на

междуречье: 1 — песо к; 2 — песо к во доно сный; 3 — г лина; 4 — кр ивая депрессии; 5 — ро дник нисхо дящий

285

Рис. 6.17. Различные случаи соотношения грунтовых и речных вод в пе риоды паводков. По М.А. Вевиоровской: а — река обычно дренирует горизонт грунтовых вод; б — река всегда питает грунтовые воды; в — гидравлическая связь между грунтовыми и повер хнос тными водами отсутствует даже в паводки; г — гидравлическая связь между грунтовыми и повер хностными водами отсутствует только в период низкого уровня в реке; д — река влияет на уровень грунтовых вод только в узкой приречной полосе; 1 — водопроницаемые породы; 2 — водоупорные породы; 3 — уровень грунтовых вод

водохранилищ, строительство городов, сооружение водозаборов глобально меняют условия питания, залегания и разгрузки подземных вод. Все это сказывается на запасах, качестве и составе подземных вод в целом. Этот фактор стал доминирующим и требует особо пристального изучения.

Грунтовые воды, как и все воды верхней части земной коры, зональны. Их состав закономерно изменяется в соответствии с изменением климатических особенностей территории. Учение о широтной зональности подземных вод было развито на базе выдающихся исследований В. В. Докучаева по зональному распределению почв, П.В. Отоцким, С.Н. Никитиным и B.C. Ильиным в начале нашего столетия по материалам Восточно-Европейской платформы. Позже это учение на более обширном материале всей территории бывшего СССР плодотворно развивалось Г.Н. Каменским, O.K. Ланге, И.В. Гармоновым, А.А. Коноплянцевым и др.

Из многочисленных схем широтной зональности грунтовых вод наиболее полное представление дает схема, предложенная O.K. Ланге, которая основывается на существовании трех широтных макрозон неглубоких подземных вод, сменяющих друг друга с севера на юг, не включая тропической зоны [19].

I. Макрозона (провинция) вечной мерзлоты с зонами: 1) каменного льда, 2) сплошной мерзлоты, 3) таликовой мерзлоты и 4) островной мерзлоты. Эти зоны четко выражены не только в Евразии, но и в Северной Америке.

286

II. Макрозона (провинция) избыточного увлажнения с зонами: 1) грунтовых вод типа тундровых, распространенных на территории безмерзлой тундры и в полосе криволесья; 2) высоких вод севера; 3) дренажа мелкими оврагами; 3) дренажа глубокими ов рагами; 5) дренирования в полосе перехода овражных систем в овражно-балочные.

III. Макрозона (провинция) полуаридная и аридная, включа ющая зоны: 1) развития дренажа путем испарения с подзонами: причерноморских глубоких балок и прикаспийских плоских ба лок; 2) равновесия подтока грунтовых вод и их испарения, про тягивающаяся из Центральной и Средней Азии через Ближний Восток, Северную Африку до юга Северной Америки.

Хотя O.K. Ланге пытается, кроме климата, учитывать особенности рельефа и литологии пород, выделяемые им зоны подчинены исключительно климатическому фактору. Грунтовые воды, в распределении которых преобладают другие факторы, отнесены к азональным или к интразональным: карстовые, трещинные и аллювиальные воды. В качестве интразональных вод (нарушающих зональность внутри данной зоны) выделяются, например, соленые воды солончаков и солонцов или линзы пресных вод, залегающие над солеными водоносными горизонтами.

В последние годы проведенный нами анализ закономерностей распределения состава и минерализации грунтовых вод всего земного шара позволил показать, что интегрированным фактором их состава и зональности выступает интенсивность водообмена и связанный с этим тип ландшафта. Так, при движении от зоны тундр к лесостепной и степной зонам бореального пояса минерализация подземных вод постепенно возрастает по мере того, как уменьшается интенсивность водообмена независимо от состава водовмещающих пород. Эта же тенденция характерна для горных областей, а также для вод экваториально-тропического пояса, где в направлении от влажной саванны и влажного тропического леса к сухой саванне и тропическим степям, т.е. в направлении уменьшения интенсивности водообмена, минерализация подземных вод увеличивается (рис. 6.18). При этом каждая ландшафтная зона и гидрогеологическая провинция в целом характеризуются только им присущим составом подземных вод, изменения которого как в региональном плане, так и при движении от областей питания к области разгрузки, а также в течение года происходят в строго определенных пределах.

В совокупности воды всех провинций и ландшафтных зон об разуют единую цепь, характеризующую изменение их состава по мере роста общей минерализации. Для вод выщелачивания это выражается в постепенной смене гидрокарбонатно-кремниевых, богатых калием и недиссоциированной углекислотой разностей, гидрокарбонатными с пестрым катионным составом, определяемым типом водовмещающих пород. В дальнейшем, оставаясь гидрокарбонатными, подземные воды изменяют свой катионный состав от пестрого

287

Рис. 6.18. Зональное изменение общей минерализации и рН грунто вых вод.

1 — общая минерализация; 2 — рН

через кальциево-натриевый до чисто натриевого (содовые воды). Смена первого типа вод вторым обычно происходит при мине рализации 0,2-0,3 г/л, а второго третьим при 0,6-0,8 г/л. Содовые воды формируются соответственно при минерализации 0,6-1,0 г/л. Воды континентального засоления, оставаясь в подавляющем большинстве своем натриевыми, изменяют свой анионный состав от гидрокарбонатного через сульфатный к хлоридному со всеми промежуточными подтипами. При этом соотношение между количеством элементов, заимствованных водой из атмосферы, орга-нического вещества и горных пород, различно в разных ландшафтных зонах и связано сложной зависимостью с общей минерализацией. Природа широтной геохимической зональности в конечном счете кроется в сложном влиянии гидродинамических (водообмен), ландшафтно-климатических (тип ландшафта) и структурно-литологи-ческих (состав пород и направленность их выветривания) факторов на состав грунтовых вод.

Применительно ко всему земному шару дополнительно к трем макрозонам, выделенным O.K. Ланге, необходимо добавить еще две макрозоны: 1) тропического и субтропического климата и 2) горных областей. В первой макрозоне четко выделяются зоны: а) экваториальных и тропических лесов; б) влажных саванн; в) сухих саванн и степей; г) субтропических лесов. Вторая макрозона включает

288

зоны: а) высокогорные и горно-луговые; б) горно-лесные и горно-таежные; в) горно-степные. Каждая из отмеченных зон характеризуется, как уже сказано выше, особым составом грунтовых вод, а макрозона — закономерным изменением геохимических типов воды.

Геологические условия накопления ресурсов грунтовых вод. Как уже отмечалось, грунтовые воды развиты повсеместно, но запасы их распределены крайне неравномерно. Требуется сочетание определенных геологических, климатических, геоморфологических условий, чтобы сформировались значительные их запасы или ресурсы. Отсюда возникает задача выявления геологических обстановок, благоприятствующих формированию таких водных ресурсов, которые бы позволили их промышленное использование.

Три главных фактора благоприятствуют выполнению заданного условия: 1) высокая пористость или трещиноватость водовме-щающих пород; 2) пониженные участки рельефа или мульдооб-разная форма геологической структуры, способствующие сбору воды с больших площадей на относительно небольшой территории, и 3) хорошие климатические и геоморфологические условия питания водоносных горизонтов. Благоприятное сочетание перечисленных факторов характерно для аллювиальных отложений, конусов выноса, предгорных равнин, трещинных пород и зон нарушений горных областей, песчаных дюн, песков морских побережий, закар-стованных пород и т.д. Именно в этих отложениях и формируются наиболее крупные запасы и ресурсы высококачественных грунтовых вод, используемых в питьевых целях. Более подробно с ус-ловиями формирования таких месторождений грунтовых вод можно ознакомиться в учебниках П.П. Климентова и Г.Я. Богданова [14], В.А. Кирюхина и др. [13], O.K. Ланге [19].

6.2.3. Артезианские воды

Артезианскими называют все подземные воды, кроме первого от поверхности водоносного горизонта, залегающие между водоупорными слоями и имеющие напор. Такие воды встречаются в основном в дочетвертичных отложениях, образующих крупные геологические структуры как на платформах, так и в горно-складчатых областях.

Артезианские воды получили свое название от провинции Артуа на юге Франции, где в 1126 г. впервые в Европе были описаны самоизливающиеся воды, вскрытые пройденным колодцем. С того времени артезианскими стали называть любые самоизливающиеся на дневную поверхность воды. Позже выяснилось, что принципиального различия между самоизливающимися и несамоизливающимися водами нет. Более того из одного и того же горизонта в одном месте может быть получен фонтан воды, а в другом нет. Все зависит от соотношения пьезометрической поверхности воды и дневной поверхности (рис. 6.19). Если первая выше второй, то скважина фонтанирует и наоборот.

289

Рис. 6.19. Схема ар-тезианского бассей-на. По A.M. Овчин-никову: 1 — водоносный гори-зонт; 2 — водоупорные породы; 3 — уровень подземных вод; 4 — очаг разгрузки; 5 — питание подземных вод; 6 — направление движения артезианских вод

В России артезианские воды использовались также с древних времен, особенно для добычи соли из рассолов. Так, в Духовной Великого князя Ивана Калиты (1338 г.) упоминается о "соленых колодезях" Соль-Галицка. В других источниках находим сведения о "водяных колодезях", дающих пресную воду.

Для артезианских вод характерны следующие особенности: 1) они относятся к межпластовым водам, поскольку сверху и снизу изолированы водоупорами; 2) при вскрытии уровень этих вод устанавливается выше кровли содержащего их горизонта, а иногда и выше поверхности земли (скважины на таких участках фонтанируют); 3) распространены в большом интервале глубин от нескольких десятков метров до 15 км; 4) они в значительно меньшей степени, чем грунтовые, подвержены воздействию экзогенных факторов и обладают относительно стабильным режимом; 5) им свойствен упругий характер фильтрации, что связано с проявлением упругих свойств воды и самого пласта при изменении давления в недрах; 6) сложная и обычно затрудненная взаимосвязь межпластовых вод, преимущественно вертикальное (сверху вниз) их перетекание на периферии структур и снизу вверх в областях наибольшего прогибания фундамента или низких абсолютных отметок земной поверхности.

Артезианские воды обычно занимают геологические структуры отрицательной формы: синеклизы, впадины, мульды, краевые и межгорные прогибы, грабены и т.д. В течение долгого времени считали, что артезианские воды формируются за счет внешней области питания, расположенной в местах выхода водоносного горизонта на дневную поверхность, а движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки водоносных горизонтов (см. рис. 5.19). В этом случае пластовое давление не может превышать гидростатическое, а гидродинамический режим остается на всем протяжении бассейна инфильтрационным.

Однако по мере накопления новых данных, особенно в нефтегазоносных бассейнах, выяснилось, что такое представление верно только для части артезианских бассейнов небольшого размера, расположенных преимущественно в предгорных или горных областях.

290

Для большинства же артезианских бассейнов платформенного типа такое представление далеко от действительности и требует пересмотра. Это связано с тем, что большинство артезианских бассейнов на платформах и особенно крупные из них всегда содержат седимен-тационные воды, характеризуются наличием аномально высоких пластовых давлений, элизионным типом гидродинамического режима и т.д. Значительная часть воды таких бассейнов сформирована не путем инфильтрации в процессе климатического круговорота, а захоронена в результате геологического круговорота. Последний же по многим гидродинамическим, генетическим, гидрогеохимическим параметрам принципиально отличается от первого (см. раздел 3.3.2). Все это требует разделения артезианских бассейнов на два типа: инфильтрационные и элизионные.

Артезианские бассейны инфильтрационного типа заполнены водой только метеорного генезиса. Они формируются по классическим представлениям, развиваемым подземной гидравликой, и их гидродинамическая система подобна современному водопроводу (см. рис. 6.19), действующему по закону сообщающихся сосудов. Именно для артезианских бассейнов такого типа выделяют три области: 1) инфильтрационного питания (внешняя и внутренняя); 2) напора и 3) разгрузки. В этом случае движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки, пластовое давление в любой части бассейна остается по своей природе гидростатическим. Размеры областей питания и разгрузки являются относительно области напора незначительными, хотя первые и располагаются часто в горной (внешней) части бассейна, а также в междуречных пространствах, локальных возвышенностях, мелких хребтах, гривах и т.д.

Артезианские воды гидравлически тесно связаны с грунтовыми как в области питания, так и в области разгрузки. От соотношения уровней грунтовых и артезианских вод зависят их питание (рис. 6.20, а и б) или разгрузка (рис. 6.20, в ). В питании водоносных комплексов иногда важную роль играет перелив (переток) вод из одного водонапорного комплекса в другой, из верхнего в нижний или наоборот в зависимости от соотношения напоров. Если у нижних водонапорных комплексов имеются внешние высокогорные области питания и зоны создания напора, то напор повышается и при наличии трещиноватых проводящих зон (что весьма обычно) может происходить переток вод из нижнего водонапорного комплекса в верхний. Питание верхнего водонапорного комплекса будет в таком случае подземным. Возможен также перелив вод из одного артезианского бассейна в другой через подземные водоразделы. Границы между отдельными артезианскими бассейнами в иных случаях весьма условны, так как многие из них соединяются между собой подобно морям.

Область распространения напора (стока) находится внутри ос новной площади артезианского бассейна. В ее пределах водоносным

291

Рис. 6.20. Взаимоотношение артезианских и грунтовых вод. По

A.M . Овчинникову: а — питание артезианских вод грунтовыми; 6 — переход артезианских вод в грунтовые; в — питание грунтовых вод артезианскими. 1 — водоносные рыхлые четвертичные отложения; 2 — водоносные горизонты в коренных породах; 3 — водоупорные породы; 4 — уровень воды; 5 — направление движения воды

горизонтам (комплексам) свойственны напорные уровни, которые принято именовать пьезометрическими. Расстояние по вертикали от кровли водоносного горизонта до пьезометрического комплекса называется напором подземных вод. Напор характеризует запас потенциальной энергии воды.

Область разгрузки артезианских вод располагается на более низких абсолютных отметках по сравнению с областью питания. Область разгрузки представляет собой, как правило, совокупность открытых (восходящие источники) и скрытых очагов (разгрузка в рыхлые четвертичные отложения, русла рек, на дне морей). A.M. Овчинников выделяет современные и древние очаги разгрузки; современные подразделяются на естественные и искусственные, среди которых выделяются открытые и скрытые (табл. 6.11).

К открытым (естественным) очагам относятся эрозионные, ло-кализованные очаги разгрузки в долинах рек, в бессточных впадинах и пустынных районах; барьерные (при наличии препятствий на пути движения артезианских вод); структурно-тектонические: зоны тектонических разломов, антиклинальные структуры в горно-склад-чатых областях и др. (рис. 6.21).

Скрытые очаги разгрузки подразделяются на внешние и внутренние. Примером скрытых внешних очагов стока могут служить субфлювиальные (очаги в русле рек и под аллювиальными отложениями), субмаринные, (источники на дне моря) и др. (рис. 6.22). Иногда такая разгрузка является огромной. Так, например, по данным И.М. Черненко, величина разгрузки артезианских вод в Аральское море достигает 176 м

3/с, или 5,5 км

3/год.

Суммарная же величина подземного стока (без разделения на грунтовые и артезианские воды) с континентов в Мировой океан составляет около 2460 км

3/год, в том числе в Атлантический океан – 850,

292

Таблица 6. 11

Типы очагов разгрузки напорных вод (по A.M. О вчинникову)

Тихий — 1340, Индийский — 220, Северный Ледовитый (с территории только Европы и Азии) 50 км

3/год [2].

К скрытым внешним очагам разгрузки A.M. Овчинников относит также рассредоточенную разгрузку подземных вод через водоупорные толщи при наличии больших напорных градиентов (см. рис. 6.22). Скрытые внутренние очаги разгрузки широко распространены в зоне насыщения подземной гидросферы и чаще обнаруживаются в местах несогласного залегания свит, на участках "фациальных окон", а кроме того, в зонах тектонических разломов, осевых частях антиклиналей, куполов и поднятий, не проявляющихся на поверхности земли.

В зависимости от гипсометрического положения областей питания и разгрузки, а также их местонахождения в пределах артезианского бассейна интенсивность подземного стока бывает самой разнообразной. Очень часто встречаются артезианские бассейны с замедленным водообменом в погруженных частях, когда области питания имеют примерно одинаковое высотное положение, а види-

293

Рис. 6.21. Разновидности открытых очагов разгрузки артезианских вод [14]: А - эрозионные (а — в долине реки, 6 — в эрозионно-тектонических понижениях рельефа); Б — барьерные (в — барьер магматических или других пород на пути движения подземных вод, г — складка водоупорных пород на пути движения подземных вод); В — структурно-тектонические (д — сводовая часть водоносного горизонта, е — сброс, выводящий подземные воды). 1 — водоносный горизонт; 2 — водоупорные породы; 3 — относительно водоупорные породы; 4 — плотные магматические породы; 5 — уровень напорных вод; 6 — направление движения подземных вод; 7 — очаг разгрузки артезианских вод

мые области разгрузки отсутствуют. Иногда разгрузка подземных вод происходит по тектонически ослабленным зонам, а также через слабопроницаемые или водоупорные (при значительной разности напоров) породы кровли на всей площади их распространения.

Артезианские бассейны обычно представляют собой систему пе-ремежающихся водопроницаемых и относительно водоупорных слоев. Чем более выдержан водоносный пласт и чем больше площадь области питания, а также разница между отметками области питания и области разгрузки, тем водообильнее артезианский бассейн.

В соответствии с генетическими и гидродинамическими особенностями артезианские бассейны инфильтрационного типа в подавляющем большинстве случаев содержат пресные и солоноватые воды гидрокарбонатного или гидрокарбонатно-хлоридно-сульфатного на-триево-кальциевого состава, в основной своей массе пригодные для использования в хозяйственно-питьевых целях. Их общая минерализация возрастает постепенно от областей питания к областям разгрузки, но, за исключением особых случаев, не превышает 10 г/л. Эти воды к тому же часто являются минераль-ными (столовыми, лечебными), так как содержат повышенные концентрации железа, кремния, органических веществ, разнообразных газов, реже бора, мышьяка, серебра, йода, брома. Распространены такие бассейны в горно-складчатых областях, предгорных прогибах, регионах тектонической активизации, наложенных структурах и т.д.

Артезианские бассейны элизионного типа формируются на участках прогибания земной коры и заполнения их осадочным материа-

294

Рис. 6.22. Скрытые естественные очаги разгрузки артезианских вод [14]: А - внешние очаги разгрузки подземных напорных вод: а и 6 - субфлюви-альные (а - в русло реки ниже горизонта воды, б - в аллювиальные четвертичные отложения); в - субмар инные (разгрузка на дне морей); г - распыленная (рассредоточенная) разгрузка через относительно водоупорную толщу пород; Б — внутренние очаги разгрузки артезианских вод: а — через фильтрационные "окна" в водоупорных толщах; б — через погребенные тектонические нарушения ; в — на участках скрытых барьеров в виде соляных валов, куполов , интрузий и других тел; г — в сводовых частях погребенных складок. 1 — водоносные породы; 2 — водоупорные породы; 3 — относительно водо-упорные породы; 4 — соленосные отложения; 5 — пьезометрические уровни; 6 — пьезометрические напоры; 7 — направление движения артезианских вод. I- II — водоносные горизонты

295

лом в процессе геологического круговорота. Изначально такие бассейны заняты солеными морскими водами, которые погружаются (захороняются) в недра земли вместе с горными породами (см. раздел 3.3). В этом случае напор и движение вод возникают не за счет превышения области питания над областью разгрузки, а под влиянием нарастающего веса вышележащих пород и дополнительно тектонических напряжений. В этих условиях происходит отжим связанных глинами вод и перенос их в водоносные горизонты, регулярное перераспределение напоров, возникновение аномально высоких пластовых давлений.

Бассейн не получает воду из внешних или внутренних областей питания. Источником ее служат водовмещающие горные породы, которые при уплотнении и уменьшении пористости (см. рис. 3.7 и 4.16) выдавливают воду, ранее захваченную из морского бассейна. Интенсивность такого элизионного отжатия воды с глубиной затухает, но в тех или иных размерах продолжается на всех этапах захоронения горных пород. Эти процессы протекают в течение десятков и даже сотен миллионов лет. Наряду с физически связан-ными глины отдают и химически связанные воды, так как в бассейне происходит глубокая трансформация минерального вещества на всех стадиях литогенеза.

Из сказанного вытекает важный вывод о том, что артезианские бассейны элизионного типа отличаются наряду с другими признаками наличием принципиально иной, отличной от уже упоминавшихся выше внешней и внутренней областью питания. Эту область мы предлагаем называть внутрипластовой. Последняя, следовательно, представляет собой систему пластов горных пород, отдающих различные виды воды, изначально захваченной в бассейне седиментации, в процессе их уплотнения под действием массы вышележащих пород или возникающих тектонических напряжений. Отжатие воды из пород происходит на всех стадиях литогенеза (диагенеза, катагенеза и даже метагенеза), поэтому связывать этот процесс с зоной только катагенной разгрузки, как это делают Д.И. Павлов и А.А. Карцев, не совсем точно.

Внутрипластовая область питания располагается в самом артезианском бассейне, в его внутренней (захороненной) части и почти полностью может совпадать с областью распространения напора и соответственно стока. Более того, внутрипластовая область питания гипсометрически располагается ниже области разгрузки, (см.

296

рис. 3.9.), т.е. картина оказывается как раз обратной той, которая обязательна для классического артезианского бассейна. При этом чем более мощными являются слои водоупорных пород (глин), тем больше при прочих равных условиях отжимается воды и соответственно выше напор. Особенно велик напор в центральной, наиболее погруженной части бассейна, которая испытывает наибольшее прогибание и аккумулирует больше осадочных пород.

Ранее в разделах 3.3 и 4.3 были рассмотрены условия отжатия седиментационных вод из уплотняющихся глинистых отложений (см. рис 3.9 и 4.18). На рис. 6.23 более подробно представлена схема формирования напора и направления движения подземных вод в таком бассейне. Как можно видеть, вода движется от центральных частей бассейна к его окраинам, от наиболее погруженных участков к местам выхода отложений на дно морей, т.е. движение воды происходит опять же в обратном тому направлению, которое характерно для классического артезианского бассейна. Внутрипластовой областью питания служат водоупорные глинистые породы. Соответственно области питания и создания напора совпадают с распространением водоупоров. Область разгрузки может быть открытой, скрытой или находиться под дном моря. Водоносные горизонты не получают никакого количества дополнительной воды, кроме той, которая отжимается из горных пород. Отсюда гидродинамика бассейна определяется только элизионным типом режима. Поскольку процесс перераспределения давлений в водоносных комплексах идет неравномерно вследствие разнообразия литологического их состава и мощности, в морфологически едином бассейне возможно формирование генетически разнородных водонапорных систем.

Артезианские бассейны инфилътрационно-элизионного типа. Сразу после отступления моря в водоносные горизонты, заполненные морской водой, устремляются инфильтрационные воды, т.е. начинается процесс вытеснения или замещения седиментационных вод инфильтрационными — один из важнейших гидрогеологичес-

Рис. 6.23. Схема артезианского бассейна элизионно-го типа: А — внутрипласто-вая область питания: Б — область разгрузки; А+Б — область распространения. 1 — водоносный горизонт; 2 -уплотняющиеся глины; 3 — направление оттока воды из глин; 4 — направление движения воды; 5 —пьезометрическая поверхность

297

ких процессов, широко развитый в артезианских бассейнах. Процесс замещения начинается с самых верхних горизонтов и областей их питания. Постепенно этот процесс захватывает все более и более глубокие горизонты и новые площади. В конце концов за геологически достаточное время все седиментационные воды из бассейна могут быть вытеснены инфильтрационными. Соответственно артезианский бассейн перейдет из типа элизионного, который он представлял изначально, в инфильтрационный.

Большая часть современных артезианских бассейнов на платформах и некоторая часть в горно-складчатых областях находятся на той или иной стадии вытеснения соленых вод пресными. Поэтому они относятся к инфильтрационно-элизионному типу. Какие же факторы контролируют скорость и объемы замещения одних вод другими?

1. Возраст бассейна. Чем более древним в геологическом смысле является бассейн, тем при прочих равных условиях он будет более промыт, т.е. в большей мере и на большую глубину заполнен инфильтрационными водами.

2. Размер бассейна. При одинаковом возрасте бассейны неболь ших по размеру и мощности отложений будут промыты значительно быстрее, чем бассейны больших по размеру и глубине заложения.

3. Геологическое строение бассейна. Наличие выдержанных по простиранию хорошо проницаемых отложений способствует более быстрому замещению соленых вод пресными и, наоборот, литоло гическая неоднородность пород, их фациальная изменчивость, пре обладание глинистых разностей способствуют сохранению седимен- тационных вод. Особенно велико значение мощных региональных водоупоров, развитых по всему бассейну. Как правило, это спо собствует крайне застойному гидродинамическому режиму и со хранению седиментационных вод ниже водоупора в течение сотен миллионов лет.

4. Рельеф и соотношение областей питания и разгрузки. Расчле ненный рельеф определяет большие перепады напоров в бассейне, способствующие поддержанию интенсивного водообмена. Равнинный плоский рельеф, удаленность областей питания от областей разгруз ки создают слабый водообмен и сохраняют в течение длительного времени седиментационные воды. Этому же способствует отсутствие в бассейне больших по размерам внутренних областей питания.

5. Мощность и интенсивность генерации воды внутрипластовой областью питания. При интенсивной элизии воды из глинистых отложений и плохой проницаемости коллекторов в бассейне созда ются высокие напоры, включая зоны АВПД, которые препятствуют или сдерживают проникновение в бассейн инфильтрационных вод.

6. Климат и палеоклимат. Влажный климат, изобилующий боль шим количеством атмосферных осадков, способствует промыванию бассейна и, наоборот, сухой с небольшим количеством осадков замедляет этот процесс. Естественно, что необходимо учитывать не

298

только современный климат, но и климат прошлых эпох, в течение которых происходило промывание бассейна.

7. Проницаемость отложений. Кроме литологического состава проницаемость горных пород зависит от многих других факторов: наличия мерзлоты, карстовых явлений, зон тектонических нарушений, торфяной подушки, степени трещиноватости и т.д. Все это влияет на скорость замещения одного генетического типа воды другим.

Различное сочетание и многочисленность факторов определяют разную степень вытеснения седиментационных вод инфильтрацион-ными в каждом конкретном бассейне. Как правило, верхние водоносные горизонты промыты и заполнены инфильтрационными водами, а нижние сохраняют соленые седиментационные, естественно, измененные по составу в процессе длительной геологической эволюции. Промежуточные горизонты содержат воды, смешанные в той или иной степени, т.е. инфильтрационно-седиментационные.

Строение типичного артезианского бассейна показано на рис. 6.24. Как видно на рисунке, верхние несколько водоносных комплексов содержат инфильтрационные воды. Движение таких вод направлено от внешней области питания к области разгрузки в классическом понимании. В глубоких горизонтах сохранились седиментационные воды, движение которых происходит от центра бассейна (внутри-пластовая область питания) к его периферии, т.е. навстречу инфиль-трационному потоку (в левой части рисунка).

Различные части артезианского бассейна также находятся на разных стадиях процесса замещения вод. В некоторых бассейнах лишь краевые зоны охвачены проникновением инфильтрационных вод и соответственно процессами опреснения, а иногда практически

Рис. 6.24. Строение

артезианского бассейна инфильтрационно-элизионного типа [9]: А — бассейн пластовых вод; Б — суббассейн грунтовых вод; В — бассейн трещинных и жильно-трещинных вод. Тип. бассейна: а — инфильтрационный, б — элизионный. 1 — коллекторы; 2 — водоупоры; 3 — магматические породы; 4 — метаморфические породы; 5 — система трещин в магматических породах; 6 — тектонические нарушения ; 7 — направление движения пластовых вод; 8 и 9 — области соответственно питания (внешняя и внутрипластовая) и разгрузки

299

не затронуты этими процессами (Прикаспийская впадина). Другие бассейны опреснены почти полностью и лишь на отдельных участках, неблагоприятных для циркуляции воды, сохраняются древние высокоминерализованные седиментационные воды. На рис. 6.25 показаны наиболее типичные артезианские бассейны с инфильтраци-онным и элизионным типами гидродинамического режима.

Из всего сказанного становится очевидным, что наиболее часто артезианские бассейны содержат два генетических типа воды: ин-фильтрационные и седиментационные. Первые занимают верхнюю часть разреза бассейна, вторые — нижнюю. Эта особенность гидрогеологического строения бассейна определяет и их вертикальную гидрогеохимическую зональность: с глубиной растет общая минерализация воды и постепенно изменяется их состав от гидрокарбонатного кальциевого через сульфатный натриевый к хлоридному натриевому, а в отдельных случаях (соленосные отложения) и кальциевому. О темпах роста общей минерализации вод с глубиной можно судить по данным табл. 6.12.

Нетрудно видеть, что интенсивность роста минерализации вод в бассейнах весьма различна и измеряется градиентом от 0,1 до 290 г/100 м. Наименьшие его значения (менее 1 г/100 м) характерны для межгорных бассейнов инфильтрационного типа, средние (1-10) — для бассейнов инфильтрационно-элизионного типа, в разрезе которых отсутствуют галогенные отложения, и максимальные (более 10) — для бассейнов с галогенными формациями.

Рост общей минерализации происходит по трем главным причинам: 1) смены генетического типа вод с глубиной (инфильтрацион-

Рис. 6.25.

Наиболее характе рные типы артезианских бассе йнов: а — инфильтрационный; б — элизионный; в — с преобладанием инфильтрационного режима; г — с преобладанием элизионного режима. 1 — водоносный комплекс; 2 — водоупорные породы; 3 — породы фундамента; области питания: 4 — внешняя, 5 — внутр ипластовая; 6 — область разгрузки; 7 — направление движения воды

300

Таблица 6 . 12

Градиенты минерализации (М) подземных вод в некоторых артезианских бассейнах [4]

Артезианский бассейн

Максимальные значения М,

г/кг

Глубина встречи

максимальных значений М, м

Градиент минерализации, г/100м

Прибалтийский 152 2112 7,0 Московский 230 1416 16 Днепровско-

Донецкий 300 784 38,3

Западно-Туркменский

229 747 3,0

Амударьинский 154 1700 9,0 Предкарпатский 202 70 290 Байкальский 3,4 2925 0,1 Западно-

Сибирский 16-75 2250-3200 1,0-8,0

ного на седиментационный); 2) непрерывного взаимодействия воды того и другого генетического типа с вмещающими горными породами и 3) химического разложения воды со временем, что также приводит к росту общей минерализации (см. раздел 5.2.4.). С ростом минерализации изменяется закономерно и состав воды. Зная, поэтому, соленость воды можно достаточно точно определить и состав воды.

В артезианских бассейнах платформенного типа чаще всего развиты соленые воды и рассолы с общей минерализацией от 20 до 80 г/л, которые практически всегда являются хлоридными натриевыми. Именно этот тип вод наиболее широко распространен: не только многие подземные воды, но и морские, и океанические относятся к этому типу. Исключение составляют широко развитые в геологических формациях крепкие и сверхкрепкие рассолы, чаще хлоридные кальциевые. В бассейнах, где галогенные формации отсутствуют, общая минерализация редко превышает 100 г/л и самые глубокие воды по составу являются хлоридными натриевыми.

Воды артезианских бассейнов имеют большое практическое значение, так как среди них широко развиты пресные и соленые воды и рассолы: минеральные, термальные и промышленные, содержащие огромные запасы различных полезных химических компонентов.

Практически все артезианские воды — минеральные (лечебные или столовые). Среди них широко развиты метановые и азотно-метановые, сероводородные, йодо-бромные, кремнистые, углекислые, железистые, радиевые, с содержанием специфического набора органических соединений типа "Нафтуси" (предгорья Карпат).

Все артезианские воды, начиная с глубин около 1 км, являются термальными. Статические их запасы огромны. Так, в Западно-Сибирском мегабассейне на глубине свыше 2 км сосредоточено не менее 200 тыс. км

3

воды с температурой свыше 75° С. Только из апт-альб-сеноманского комплекса можно добывать фонтанным спосо-

301

бом 129, а с помощью насосов 13500 м3/сут горячей воды с

температурой более 70° С [9]. Пластовые воды артезианских бассейнов богаты растворенными

углеводородными газами. В первую очередь это касается нефтегазоносных бассейнов, которые всегда являются и артезианскими. Так, газонасыщенность углеводородами пластовых вод Западно-Сибирского мегабассейна достигает 2-3, Среднекаспийского — 4-5, а Азово-Кубанского даже 8 м

3/м

3. Об общих запасах растворенных углеводородов в

артезианских водах частично можно судить по данным табл. 6.13.

Таблица 6 . 1 3

Объем растворенных газов в некоторых арте зианских бассейнах [6,17]

Артезианский

бассейн Объем газов,

трлн.м3

Артезианский бассейн

Объем газов,

трлн.м3

Тимано-Печерский 280 Тунгусский 167

Прикаспийский 980 Вилюйский 355

Волго-Уральский 140 Западно-Сибирский 1000

Ангаро-Ленский 32 Азово-Кубанский 180

Среднекаспийский 259 Каракумский 86

По данным Л.М. Зорькина, В.Н. Корценштейна и др., суммарные ресурсы

растворенных углеводородных газов нефтегазоносных бассейнов на несколько порядков больше их промышленных запасов, находящихся в залежах. Общие же ресурсы растворенных газов в подземной гидросфере, по оценкам В.Н. Корценштейна, составляет 10 млрд. км

3. Это огромный источник нефтяного

сырья в будущем. Рассолы многих артезианских бассейнов богаты не только водо-

растворенными газами и органическими соединениями, но и металлами, и металлоидами (Li, Cs, Sr, К, Rb, J. Вг, В, Ge и др.). Особенно богаты рассолы бассейнов с галогенными формациями. Так, только в Ангаро-Ленском бассейне и южной части Тунгусского геологические запасы промышленных рассолов составляют более 2,8 км

3, а запасы отдельных компонентов — миллиарды

тонн (табл. 6.14).

Таблица 6 . 14

Геологические запасы гидроминерального сырья некоторых бассейнов Сибирской платформы, млрд , т (по данным А.С. Анциферова , М .Б. Букаты, В.И. Вожова , А.А. Дзюбы) Артезианский бассейн

Площадь, тыс. км

2

R Mg B Br Sr Li Rb Cs

Ангаро-Ленский

525 5,8 9,3 0,11 2,4 3,1 0,11 0,012 0,0005

Тунгусский (только южная часть)

136 12,1 11,5 0,17 3,5 2,0 0,14 0,013 0,0001

302

По данным американских исследователей запасы лития в подземных рассолах в несколько десятков раз превышают мировые запасы этого элемента в месторождениях твердых полезных ископаемых. Такие примеры можно продолжать. Все это свидетельствует о больших перспективах использования соленых вод и рассолов артезианских бассейнов в народнохозяйственных целях.

6.2.4. Трещинные и карстовые воды

Трещинные и карстовые воды по условиям залегания могут быть либо грунтовыми, либо артезианскими. В таком случае на них распространяется вся та характеристика, которая дана выше. Вместе с тем в отдельных случаях условия их залегания и распределения в горных породах резко отличаются от таковых грунтовых и артезианских, что заставляет исследователей выделять их в отдельный тип. Это связано, в первую очередь с тем, что элементарными ячейками, в которых движется вода, здесь являются различные по размерам пустоты (трещины, каверны, жилы) разных генезиса и характера, формирующие неравномерно проницаемую среду. В дан-ном разделе мы только кратко остановимся на особых условиях залегания таких вод.

Трещинные воды приурочены к региональной трещиноватости выветривания, трещинам тектоно-литогенетической природы либо локально проявляющимся зонам тектонических нарушений: а) приповерхностным разломам и б) глубинным разломам. Региональная трещиноватость проявляется в зоне выветривания до глубины 100-150 м. В более глубоких горизонтах она связана с образованием слоистых текстур, трещин напластования и контактов в осадочных породах, контракционных трещин и трещин отдельности в магматических породах. С глубиной региональная трещиноватость незакономерно затухает. Соответственно и резко уменьшается водообиль-ность горных пород (рис. 6.26).

В последние годы все больше накапливается данных о том, что на глубинах нескольких километров в земной коре формируется зона регионального гидрогенного разуплотнения, связанная с образованием минералов более прочной упаковки при метаморфизме пород. Особенно ярко это было выявлено в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины.

В ней были выделены три региональные трещиноватые зоны в интервалах 300-620, 1050-1840 и 2300-2870 м, с которым связаны притоки в скважину трещинно-жильных вод (рис. 6.27). В интервале глубин 4,5-9,0 км выявлена зона регионального разуплотнения, которая содержит свободную воду, сформированную в процессе метаморфизма и перекристаллизации горных пород. Это и есть возрожденные воды, формирующиеся в процессе геохимического цикла (см. раздел 5.2.4), Важно при этом, что значительная часть этих возрожденных вод находится в изолированных, не сообщающихся

303

Рис. 6.26. Графики изменения трещиноватости и водоносности магма тиче ских и ме таморф иче ских пород с глубиной [22]: а — коэффициент трещинной пустоты в Юго-Западном Прибайкалье; б — удельный дебит скважин на Украинском кристаллическом щите; в — средний удельный дебит скважин в районе Стейтсвилла, США (цифры у точек — число скважин, по которым вычислялся средний удельный дебит)

Рис. 6.27. Расположение тре щинных зон в породах зе мной коры по данным буре ния Коль ской све рхглубокой скважины [13]

304

между собой порах и трещинах. Ниже глубины 9 км число трещиноватых зон в горных породах резко сокращается, а мощность их не превышает 20 м. Быстрое прекращение притоков воды в скважину свидетельствует о локальном характере трещиноватых зон. Об этом же свидетельствуют материалы по величине пластовых давлений. Так, на глубине 6350 м пластовое давление 117 МПа, что в 1,9 раза выше гидростатического и близко к геостатическому. Такое положение возможно только в закрытых гидрогеологических системах.

Особо важную категорию трещинных вод составляют трещинно-жильные и жильные их разновидности, связанные с зонами тектонических нарушений и разломов вследствие специфики их питания, залегания, движения, разгрузки и состава. Среди тектонических нарушений наиболее обводнены молодые или обновленные в неоген-четвертичное время и имеющие наибольшую раскрытость, протяженность и глубину. Среди них выделяют приповерхностные и глубинные разломы [23].

Приповерхностные разломы характеризуются относительно не большой глубиной (несколько километров), соответственно неглубоким проникновением инфильтрационных вод, невысокой температурой и минерализацией вод. Величина раскрытия тектонических трещин, играющая важную гидрогеологическую роль, колеблется от 0,1 до 3, редко до 20 см. Наблюдаемая протяженность обводненных разрывов, наоборот, изменяется в очень широких пределах — от сотен до десятков тысяч метров.

Выходы родников, связанных с разломами, обычно расположены на перегибах рельефа в нижних частях склонов речных долин и реже на высоких гипсометрических отметках. Последнее свидетельствует о наличии препятствий на пути движения воды. На рис. 6.28 показан один из примеров формирования родника вдоль водонепроницаемого экрана.

Глубинные разломы, по А.В. Пейве, представляют собой подвижные зоны сочленения крупных блоков земной коры и подстилающей части верхней мантии. Протяженность таких зон измеряется многими сотнями и тысячами, а ширина — десятками километров. С такими зонами связаны обычно разнообразные термальные воды, которые Е.В. Пиннекер предлагает относить к глубинным (см. табл. 6.9).

Глубина залегания месторождений термальных вод, оцененная современными методами, однако, не превышает 5-6 км. Более глубокие части обводненных разломов поэтому остаются не исследованными. Наибольшие запасы таких вод отчетливо концентрируются в линейных зонах: а) вулканогенных поясов вдоль окраины континентов; б) горно-складчатых систем; в) океанических и континентальных рифтовых систем; г) сейсмически активных внут-риконтинентальных тектонических систем [23]. Особо интенсивная обводненность глубинных разломов наблюдается в областях развития континентальных рифтов (рис. 6.29). К таким рифтовым зонам в местах тектоно-магматической активизации и альпийской складча-

305

Рис. 6.28. Выход трещинно-жильных вод вдоль водонеп-роницаемого экрана [23]: 1 — вмещающие породы: разломы: 2 — водонепроницаемый, 3 — водоносный; 4 — родник. Стрел-ками показано направление движе-ния трещинно-жильных вод тости приурочены месторождения пресных, термальных и минеральных вод, а иногда и рассолов. К последним, в частности, относятся горячие рассолы, развитые в районе озера Солтон-Си (Калифорния, США) и вскрытые на глубине 1,8 км. Они обладают напором выше гидростатического на 25% и отличаются сложным химическим со- Рис. 6.29. Строение Бай-каль ской рифтовой зоны. По В. П. Солонен-ко и Н.А. Флоренсову, с дополнениями: 1 — воды оз. Байкал; 2 — неоген-четвертичные отложения, выполняющие риф-товый грабен; 3 — мета-морфические породы архея, образующие фундамент артезианского бассейна; 4 — граниты протерозоя; 5 — восходящие родники термальных вод; 6 — направление движения термальных вод; 7 — сбросы; 8 — другие крупные тектонические нарушения

306

ставом с исключительно высокими содержаниями Li, Rb, Cs, Sr, W, Ge и других элементов.

Генезис вод глубинных разломов разнообразен. В большей части это инфильтрационные воды, но на больших глубинах возможно сохранение древних седиментационных вод, формирование возрож денных и проникновение из глубинных недр мантийных вод по схеме, изображенной на рис. 5.25. Последние, судя по изотопным данным, обнаруживаются иногда в современных рифтовых зонах.

Важно подчеркнуть, что движение термальных вод в разломах осуществляется в соответствии с закономерностями конвективного переноса тепла и обусловлено не только гидростатическими давлениями в области питания подземной гидравлической системы, но и разностью плотностей термальных и холодных вод в приповерхностных частях гидравлической системы. При этом в стабильных системах при конвективном переносе тепла наряду с восходящими движениями термальных вод формируются и нисходящие потоки, питание которых осуществляется за счет поверхностных вод, а также благодаря инфильтрации атмосферных осадков в области питания на высоких гипсометрических уровнях.

Карстовые воды. Карст — геологическое явление, связанное с конгруэнтным растворением подземными или поверхностными водами относительно легко растворимых пород (известняков, доломитов, гипсов, солей) и образованием сложной системы полостей, пещер, каналов и т.д. Различают карбонатный, сульфатный и соляной карст. Процесс выщелачивания карбонатных пород резко возрастает при наличии в воде агрессивной углекислоты.

Как внутренние пустоты, так и поверхностные карстовые образования обычно связаны с трещиноватостью пород, в направлении которой получают наибольшее развитие карстовые процессы. Формы проявления карста на поверхности земли разнообразны: пещеры, поноры, трещины, колодцы, шахты, суходолы (поглощенные речки). В результате в недрах земли формируются разнообразные пустоты, содержащие воды не в порах горных пород, а в беспо-ровом пространстве, т.е. формируются подземные реки и озера подобные тем, которые распространены на поверхности земли. Отсюда отличие условий залегания и движения карстовых вод от обычных грунтовых, к типу которых они должны в подавляющем большинстве случаев относиться.

Закарстованность пород прослеживается до уровня регионального базиса эрозии, т.е. может достигать нескольких сот метров. Подземные формы карста — пещеры, открытые трещины и различного рода каналы протягиваются на многие километры, образуя сложную сеть пустот и полостей, которые нередко частично или полностью бывают заполнены подземной водой. Иногда они образуют настоящие подземные реки (например, р. Пунква в Чехословакии).

Вторым обязательным условием развития карста (после наличия относительно легко растворимых пород) является активный водооб-

307

мен. Карстовые процессы протекают тем действеннее, чем больше скорость движения воды, которая определяется разницей в отметках областей питания и разгрузки и водопроводимостью карсту-ющихся пород.

Третьим важным условием развития карста в карбонатных породах выступает наличие агрессивной угольной кислоты, так как реакция идет по уравнениям (5.14) и (5.15). С глубиной растворяющая способность подземных вод обычно уменьшается, поскольку значительная часть агрессивной углекислоты расходуется на выщелачивание горных пород, соответственно уменьшается и интенсивность образования карста.

Главная особенность режима карстовых вод состоит в необычно резком изменении их уровня и дебита, что обусловлено строением пустот, заключающих эти воды, и особенностью их питания. Так, мировой известностью пользуется карстовый источник Воклюз, расположенный на юге Франции (рис. 6.30). Область питания источника, равная 1650 км

2,

сложена сильнотрещиноватыми и закар-стованными известняками. Вода выходит из огромного грота, находящегося в глубоком ущелье. Средний годовой дебит источника составляет 17 м

3/с, максимальный весенний —

152 м3/с. На площади питания выпадает в среднем 550 мм осадков в год.

Подсчитано, что только на источник Воклюз в данном районе расходуется 60% годового количества осадков.

В России крупнейший карстовый источник Красный Ключ находится на Уфимском плато в долине р. Уфы. Дебит его в меженный период составляет 12-15 м

3/с, а весной при снеготаянии увеличивается до 50 м

3/с. Следует

подчеркнуть то обстоятельство, что весенний расход этого источника мог бы обеспечить потребность в воде населения г. Москвы [22].

По характеру движения и режима воды в закарстованных породах Д.С. Соколов выделяет следующие вертикальные гидрогеоди-намические зоны (рис. 6.31):

1) аэрации, где имеет место инфильтрационное и инфлюационное (т.е. провальное) нисходящее движение воды преимущественно по вертикальным трещинам; Рис. 6.30. Карстовый источник типа Воклюз: 1 — карбонатные породы; 2 — рыхлая толща (обводненная); 3 — уро-вень подземных вод; 4 — напр авление движения воды. Н1 и Н2 — уровень подземных вод соответ-ственно до и после на-полнения резервуара

308

Рис. 6.31. Условия движения подземных вод в различных вертикальных зонах закарстованных пород: зоны: I — аэрации; II — сезонного колебания уровня; III — полного насыщения. 1 — закарстованные известняки; 2 и 3 — соответственно высокий и низкий уровни подземных вод. Стр елками показано на-правление движения воды.

2) сезонного колебания уровня подземных вод, которая в периоды усиленного питания

и при подъеме уровня сливается с нижней зоной, а в периоды спада присоединяется к верхней, т.е. к зоне аэрации;

3) полного насыщения, находящаяся в сфере дренирующего воздействия гидрографической сети с движением воды в сторону речной долины;

4) глубокого движения, где течение воды происходит вне непос редственного дренирующего воздействия местной гидрографической сети (на рис. 6.31 не показана) и карстовых явлений.

В заключение отметим, что во многих складчатых областях трещинные и карстовые воды часто образуют крупные месторождения пресных, минеральных и термальных вод, которые широко используются в народном хозяйстве. С другой стороны, за счет трещинно-жильных вод формируются мощные водопритоки в горные выработки или туннели, достигающие сотен и тысяч метров кубических в час и мешающие эксплуатировать месторождения полезных ископаемых или железные дороги.

6.2.5. Подземные воды криолитозоны

По П.Ф. Швецову, многолетняя мерзлота (криолитозона) — это часть криосферы (области отрицательных температур), включающая в себя верхние слои земной коры, характеризующиеся наличием льда в слагающих их горных породах и отрицательной температурой, которая в течение многих веков может изменяться в связи с изменением географической среды и геологических условий, оставаясь отрицательной.

Многолетнемерзлые породы — продукт современного сурового климата, характеризующегося отрицательными среднегодовыми температурами, и одновременно реликт прошлой более холодной геологической эпохи (ледниковой). Эпохи похолодания на Земле возникали неоднократно. Начало последней такой эпохи связывают с

309

поздним кайнозоем (~ 25 млн. лет назад). В плиоцене и плейстоцене началось многолетнее промерзание пород, продолжающееся до настоящего времени [3]. Причины неравномерной периодичности развития крупных ледниковых эпох и соответственно появления мерзлоты недостаточно изучены. Предполагается, что они кроются в глубоких климатических изменениях, вызванных астрономическими факторами, определяющими положение Земли в космическом пространстве, и особенностями тектонического развития нашей планеты в разные эпохи ее геологического развития.

Периодическое (сезонное) изменение температуры горных пород передается с затуханием на некоторую глубину. Максимальная глубина, на которой годовые колебания не фиксируются, называется глубиной нулевых годовых амплитуд. Температура пород в течение всего года здесь оказывается постоянной и называется среднегодовой температурой горных пород. Глубина залегания этой постоянной температуры составляет обычно 5-20 м. Ниже подошвы этого слоя температура пород изменяется в соответствии с геотермическим градиентом. В области развития многолетнемерзлых пород среднегодовая температура составляет от 0 до-15° С и ниже.

Многолетнемерзлые породы на земном шаре в настоящее время широко распространены и занимают около 25% суши и почти 50% территории бывшего СССР. С учетом сезонномерзлых пород площадь, занятая мерзлыми породами, достигает 50% всей суши и практически 100% территории России (рис. 6.32). Для мерзлых горных пород характерны большая изменчивость и прерывистость как во времени, так и в пространстве.

Непрерывное распространение мерзлых пород с поверхности развито только в северных районах. Однако и здесь под крупными водоемами и на участках интенсивной циркуляции подземных вод нередко существуют сквозные или несквозные талики. Число и площадь таких таликов возрастает с севера на юг, где их формирование в большинстве случаев уже определяется особенностями радиационно-теплового баланса дневной поверхности. По характеру распространения мерзлых пород выделяются области или зоны практически сплошного, прерывистого и островного развития мно-голетнемерзлых горных пород (рис. 6.33).

Мощность многолетнемерзлых толщ в соответствии с широтной зональностью закономерно уменьшается при движении от полюсов к экватору. Мерзлые образования при этом представлены не только многолетнемерзлыми горными породами, но и многолетними ледяными покровами на водных акваториях северных морей, а также покрывными и горными ледниками на континентальных участках Земли (см. рис. 6.32).

На фоне широтной зональности распределения мерзлых пород прослеживается также высотная зональность. Поэтому в горных породах с высотой местности мощность мерзлых пород возрастает, а их температура уменьшается. Наибольшая мощность горных пород

310

Рис. 6.32. Карта -схема современного распространения ме рзлых горных пород [3]: 1—4 — многолетнемерзлые породы (1 — ледникового, 2 — ледового, 3 — горного, 4 — равнинного типов); 5-6 — сезонномерзлые породы (5 — гумид-ного, 6 — аридного типов).

Рис. 6.33. Характер распространения по площади многолетнемерзлых горных пород при движении с се ве ра на юг: 1 — сплошное; 2 — пр ер ывистое; 3 — островное; 4 — область развития талых пород; 5 — южная граница распространения многолетнемерзлых пород в Анабарском массиве достигает 1500 м, а в Антарктиде - нескольких

километров, не считая мощности ледяного покрова. По взаимоотношению подземных вод с мерзлыми породами Н.И.

Толстихин в 1941 г. предложил выделять надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные воды. Эта классификация выдержала проверку временем и в своей основе используется до сих пор.

311

В последующем к этим типам вод были добавлены еще два: внут-римерзлотные и воды таликов (рис. 6.34).

Большой вклад в изучение подземных вод зоны криогенеза наряду с Н.И. Толстихиным внесли М.И. Сумгин, И.Я. Баранов, В.Н. Пономарев, А.И. Калабин, Н.А. Вельмина, А.В. Узембло, П.Ф. Швецов, Н.Н. Романовский, Е.В. Пиннекер, Н.М. Анисимо-ва, О.Н. Толстихин и многие другие.

Надмерзлотные воды по условиям залегания соответствуют верховодке. Отличие состоит в том, что они периодически полностью промерзают и затем оттаивают. Это обстоятельство приводит к появлению специфических криогенных явлений: морозному пучению грунта, образованию бугров пучения, гидролакколитов, наледей, термокарста, формированию выцветов солей на поверхности, криогенной сортировки обломков пород и т.д.

Бугры пучения возникают в результате проникновения воды в небольшие пустоты, ее замерзания, расширения в объеме и последующего оттаивания. Постепенно полость увеличивается в объеме и принимает все большее количество воды. При очередном замерзании и расширении объема кровля полости поднимается и образует бугор (рис. 6.35). Крупные многолетние бугры пучения с

Рис. 6.34.

Типовые условия зале гания подземных вод в районах с развитием многолетнемерзлых пород [22]. А — надмерзлотные деятельного слоя; Б — несквозного подозерного талика; В — сквозного питающего тектонического талика; Г — сквозного подруслово-го талика; Д — межмерзлотные воды; Е — внутримерзлотные; Ж — подмер-злотные контактирующие, напорные; 3 — неконтактирующие, напорные. 1 — пески; 2 — гр авийно-галечные отложения ; 3 — суглинки; 4 — щебень и дресва; 5 — известняки; 6 — песчаники; 7 — сланцы; 8 — граница многолет-. немерзлых пород

312

Рис. 6.35. Гидролакколит: 1 — надмерзлотные слои; 2 — лед; 3 — трещины в подмерзлотных слоях

подземным льдом в ядре называются гидролакколитами или по якутски — булгунняхами.

Термокарст — геологическое явление неравномерного проседания или провала почвы и подстилающих пород в результате таяния подземного льда. Развитие термокарста происходит при потеплении климата, увеличении амплитуды колебания температуры почвы или частичной эрозии поверхностного слоя. Все это ведет к увеличению глубины протаивания пород и постепенному таянию подземных льдов.

Подмерзлотные воды по условиям залегания являются либо грунтовыми, либо артезианскими. Отличие их состоит только в том, что мерзлота затрудняет условия их питания и разгрузки, стабилизирует режим и иногда ограничивает зону их распространения. Кроме того, подмерзлотные и межмерзлотные воды могут находиться в жидком состоянии, но иметь отрицательную температуру (кри-опэги). Сохранение таких переохлажденных вод в жидкой фазе связано с их высокой минерализацией (более 30 г/л), по мере роста которой температура замерзания воды снижается.

Воды таликов представляют особый интерес для северных регионов. Талики — это своеобразные кровеносные сосуды мерзлой зоны земли, обеспечивающие постоянный круговорот воды в этих казалось бы насквозь промороженных породах. Как теперь установлено, даже на Крайнем Севере талики достаточно широко распро-

313

странены. По ориентировочным подсчетам в пределах зоны много-летнемерзлых пород талики занимают не менее 20% ее площади. Они широко развиты под всеми крупными поверхностными водоемами (реками и озерами), по зонам тектонических нарушений, на участках развития хорошо проницаемых отложений (ледниковых, аллювиальных) по долинам рек, у подножий склонов, в местах разгрузки подмерзлотных вод и т.д.

Главные причины формирования таликов обусловлены отепляющим воздействием на мерзлые породы поверхностных и более теплых глубинных вод, активным водообменом., при котором вода при небольших отрицательных температурах (от -1 до -3° С) не успевает замерзать, повышенной минерализацией, разнообразными геохимическими процессами, протекающими с выделением тепла.

Талики по строению и залеганию воды делятся на надмерзлотные и сквозные. Последние, в свою очередь, подразделяются на два типа в зависимости от условий питания: 1) с надмерзлотным питанием и 2) подмерзлотным питанием.

Надмерзлотные или несквозные талики залегают на многолетне-мерзлых породах, но относительно глубоко и поэтому в течение долгой полярной зимы не промерзают. Они образуются в поймах и на низких террасах речных долин относительно небольшого размера (подрусловые талики), под небольшими озерами и озерными террасами (подозерные талики), в конусах выноса у подножия горных склонов (склоновые талики), в хорошо проницаемых обломочных породах и т.д. Причины их образования — отепляющее воздействие речных или озерных вод и активный водообмен.

Сквозные талики, т.е. талики, обеспечивающие гидравлическую связь надмерзлотных вод с подмерзлотными, образуются в долинах крупных рек, озерных котловинах, зонах тектонических нарушений, областях разгрузки артезианских и грунтовых вод. Под всеми крупными реками и озерами всегда развиты сквозные талики.

В долинах рек обычно встречаются сквозные талики с надмерзлотным питанием. Областью питания для них служат надмерзлотные воды окружающих склонов. При наличии в долине реки водоупорных отложений формируются высоконапорные воды с большими динамическими запасами (рис. 6.36), которые позволяют обеспечивать водой высокого качества крупные населенные пункты.

Талики с подмерзлотным питанием развиты преимущественно по зонам тектонических нарушений в областях разгрузки подмерзлотных вод (рис. 6.37). Поэтому они могут располагаться на водоразделах, склонах и бортах речных долин. Роль их в водообмене и круговороте воды в пределах всей территории многолетнемерзлых пород исключительно велика.

Разгрузка подмерзлотных вод по таликам в естественных условиях осуществляется в виде открытых и скрытых родников, концентрирующихся либо вдоль тектонического разлома (родники линейных структур), либо в местах выхода пород водоносного комп-

314

Рис. 6.36. Сквозной талик на р. Ергалах

около Норильска: 1 — грубообломочные ледниковые образования ; 2 — слои ледниковых глин; 3 — разнообразные траппы; 4 — граница многолетней мерзлоты; 5 — уровень подземных вод; 6 — направление движения подземных вод; 7 — фонтанирующие скважины; 8 — родники

Рис. 6.37. Сквозной талик в устье р. Нижней Ларбы, связанный с тектонической зоной контакта андезитов и гранитов. По Т. Н. Калининой. 1 — пески; 2 — гравийно-галечные отложения ; 3 — андезиты; 4 — граниты; 5 — обводненная зона контакта; 6 — граница многолетнемерзлых пород; 7 — скважина, 8 — профили ВЭЗ; 9 — напр авление движения подземных вод; 10 — уровень грунтовых вод

лекса на поверхность (родники очаговых структур). Примером может служить групповой очаг разгрузки подмерзлотных вод в долине р. Большой Анюй (Чукотка), где описано более 20 родников (в зоне пересечения различных разломов) с дебитами от 100 до 1500 л/с [22]. По тектоническим разломам подмерзлотные воды могут разгружаться в аллювий речных террас и смыкаться с таликами подмерзлотного типа (см. рис. 6.37).

315

С таликами, имеющими подмерзлотное питание, связано формирование наиболее крупных наледей — ледяных тел, образующихся на поверхности земли за счет разгрузки подземных вод и их замерзания. Это обусловлено тем, что подмерзлотные воды разгружаются в течение всей длинной северной зимы и в зависимости от расхода родников формируют наледи разного размера. Талики над-мерзлотных вод обычно большие наледи не формируют, так как питание формирующих наледи вод от осени к весне резко умень-шается либо прекращается совсем.

6.2.6. Подземные воды районов активного вулканизма

Активный современный вулканизм приурочен в основном к регионам, где континентальная кора соседствует с океанической: островным дугам, глубоководным желобам, побережьям внутренних морей и редко к молодым разломам, расположенным на континентах. Подземные воды в таких регионах образуют водоносные системы со специфическими условиями их строения, питания, разгрузки и состава воды. Высокая температура развитых здесь подземных вод, разнообразие их фазового и химического состава обусловили применение к ним особого термина — гидротермы (современные или древние), широко используемого в геологии. К гидротермам относятся струи пара, жидкие горячие водные растворы, пароводяные смеси, т.е. все виды горячих вод и пара, широко распространенных в рассматриваемых регионах.

Гидротермальные системы районов современного вулканизма — это крупные емкости, в которых активно проявляется гидротермальная деятельность, связанная с аномально высоким привносом тепла из глубоких частей земли. С гидрогеологических позиций — это бассейны горячих вод и пара, которые часто разгружаются на поверхности земли.

Большинство гидротермальных систем связано с вулкано-тек-тоническими депрессиями либо обширными древними кальдерами, реже с наложенными грабенами горно-складчатого обрамления. Участки непосредственной гидротермальной деятельности в пределах депрессий часто приурочены к локальным структурным поднятиям (сложным горстам), ограниченным крутопадающими разломами.

Гидрогеологическая структура гидротермальных систем чрезвычайно сложна. Это резервуары, вмещающие порово-пластовые, тре-щинно-пластовые и жильные холодные и термальные воды, между которыми имеется гидравлическая связь, характер которой различен на отдельных участках, но в принципе определяется пластовым давлением [22].

Современные представления о гидрогеологическом строении гидротермальных систем на примере Камчатке были во многом заложены В.В. Аверьевым. Изучая Паужетские термальные воды,

316

он разработал следующую концептуальную модель их генезиса и распределения в системе.

Метеорные холодные воды проникают в недра земли в пределах Камбального хребта и движутся далее к зоне разгрузки в северозападном направлении по горизонту псефитовых туфов. По пути движения они смешиваются с восходящими по зонам тектонических нарушений потоками более горячих вод из нижнего горизонта и потоками эндогенного пара. Долина р. Паужетки служит естественной дреной, к которой приурочена разгрузка Паужетских термальных источников.

Идея смешения холодных вод с более горячими глубинного генезиса позже была принята и в той или иной форме присутствует у всех авторов, разрабатывавших гидрогеологические модели гидротермальных систем [10]. Так, Ю.Ф. Манухин объясняет строение Паратунской гидротермальной системы следующим образом (рис. 6.38). Холодные воды в районах возвышенных участков поверхности по зонам проницаемости глубокого заложения поступают к областям горячих и перегретых вод. В результате смешения формируется общий поток термальных вод, который разгружается в горизонт аллювиальных отложений и частично на поверхности в виде родников. При этом движение вод и вниз, и вверх осуществляется по жилам и трещинам разнообразного строения и генезиса.

Рис. 6.38. Принципиальная гидрогеологическая модель Паратунской гидротермальной системы: 1 — аллювиаль ные отложения; 2 — плохопроницаемые отложения; 3 — восходящие горячие родники; 4 — флюидопроводящие каналы; 5 — зоны нарушений; 6 — восходящие термальные воды.

317

Идея смешения двух разных типов вод заложена и в гидрогеологической модели гидротермальной системы Гейзеры (США), хотя в ней и придается большое значение переходу воды в пар. На рис. 6.39 представлена концепция американского исследователя Р. Томаса относительно механизма функционирования этой системы. Предполагается, что областью водного питания является вулканический массив Кобб Маунтайн, расположенный на высоких абсолютных отметках и сложенный хорошо проницаемыми породами. Вода из области питания по крутопадающим тектоническим нарушениям и дайковым телам фильтруется сверху вниз, достигая еще не остывших магматических тел — батолитов, судя по размерам. В пределах батолита находятся горячие рассолы, с верхней поверхности которых происходит испарение и формируются таким образом восходящие потоки пара (зона апвеллинга). Поднимаясь вверх по зонам трещиноватости, пар частично конденсируется, оставшаяся его часть разгружается в Долине Большого Сульфатного ручья. Конденсат опускается по трещинам вниз, в зону горячих рассолов, и может, таким образом, принять участие в новом цикле вскипания.

Следовательно, в вулканических районах можно выделить два типа подземных водоносных систем, связанных с действующими вулканическими аппаратами, кальдерами и тектоно-вулканическими

Рис.

6.39.

Принципиальная гидрогеологиче ская модель гидротермаль ной систе мы

Гре йзе ны [10]: 1 — песчаники и сланцы среднего структурного этажа I3-К2; 2 — песчаники и сланцы нижнего структурного этажа I3–К2 — основные граувакки; 3 — магматическое тело, риолиты Q; 4 — зона разломов

318

депрессиями: нисходящих и восходящих. К первым (нисходящим) относятся вулканические постройки, приподнятые на значительную высоту над окружающей местностью и характеризующиеся интенсивным водообменом. Большое количество атмосферных осадков, выпадающих на хорошо проницаемые породы, определяет их гидрогеологическое значение как участков интенсивного питания мно-гочисленных разломов и трещин, служащих проводниками этих инфилътрационных вод на значительные глубины.

Восходящие водоносные системы представлены сложными резервуарами, вмещающими гидравлически связанные горизонты порово-и трещинно-пластовых вод артезианских бассейнов и жильных вод тектонических разломов. Они приурочены к кальдерам (обширным циркообразным впадинам) и вулкано-тектоническим депрессиям, образовавшимся в результате погружения крупных блоков вулканогенных отложений различной степени водопроницаемости в окружающие породы. Формирование таких депрессий сопровождается интенсивным дроблением пород, увеличивающим трещинную проницаемость и способствующим восходящему движению подземных вод. Считается, что образование кальдер свидетельствует о наличии на относительно небольших глубинах (от 1 до 7 км) магматического очага, а гидротермальных проявлений (фумарол, гейзеров, термальных источников) -о продолжающейся в этих очагах магматической деятельности, способствующей восходящему движению нагретых вод.

Механизмы восходящего движения подземных вод связаны не только и не столько с разностью отметок областей их питания и разгрузки, что характерно для классических артезианских бассей- нов, сколько с так называемыми термоартезианским давлением и явлением парлифта, вызываемых тепловым расширением воды.

Как известно, высокие температуры влияют на физические свойства воды и вызывают изменение ее фазового состояния. Так, с ростом температуры до 300° С в десятки раз уменьшается вязкость воды, что позволяет высоконагретым водам просачиваться через непроницаемые для холодных вод пласты. Изменение температуры от 5 до 250° С (при постоянном давлении в 20 МПа) снижает плотность воды на 20%. Это и вызывает подъем уровней термальных вод и их разгрузку на поверхность за счет термоартезианского напора. В результате этого области разгрузки могут быть расположены выше области питания при наличии единой гидравлически связанной системы.

Еще большее влияние на характер движения воды оказывает парлифт — вскипание горячих вод при снижении гидростатического давления. Поднимающаяся по зонам тектонических нарушений вода с температурой свыше 100° С, попадая в зону более низких давлений, вскипает и, превращаясь в пар, расширяется, что резко увеличивает ее подъемную силу. Перемещаясь далее в зону, где температура ниже 100° С, она конденсируется и образует снова жидкую воду, но уже резко иного состава, что нельзя забывать при

319

интерпретации гидрогеохимических данных. Эта горячая вода может либо оказаться на поверхности земли, либо по соседней гидравлической системе снова опуститься на значительные глубины. Явление парлифта особенно сильно изменяет гидродинамику водоносных систем в районах активного вулканизма (рис. 6.40).

Важную роль в динамике гидротермальных систем играют тектонические нарушения и крупные трещины. В верхних горизонтах — это участки повышенной проницаемости и обводненности, а пересекая водоупорные толщи, они часто определяют положение очагов естественной разгрузки гидротерм. На глубине — это основные термовыводящие каналы, по которым глубинный пароводяной флюид поступает в верхние части гидротермальных систем.

Среди разнообразных гидротерм особое место занимают, так называемые береговые термы, вскрываемые вблизи берегов океана или моря и отличающиеся высокой минерализацией. Абсолютные отметки родников превышают уровень океана на первые десятки, а иногда даже сотни метров. Основная часть таких терм, по В.И. Кононову, расположена в области кайнозойской складчатости Тихоокеанского и Альпийского поясов, реже в областях кайнозойской тектонической активизации. По составу это хлоридные преимущественно натриевые соленые и рассольные воды с минерализацией 10-77 г/л, с щелочной или слабокислой реакцией. Для газового состава характерно различное сочетание углекислоты и азота, реже преобладание водорода.

Формирование береговых терм происходит, по В.И. Кононову, при прямом участии морских вод, поступающих в береговую зону по разломам и трещинам за счет термогидролифта и парлифта, возникающих в зоне действия теплового очага и смешения морских вод с инфильтрационными (рис. 6.41).

Многообразие гидротерм и геологических условий их проявления приводит и к формированию специфических форм их разгрузки, которые не встречаются в районах вне проявления гидротермальной деятельности. К основным видам форм проявления такой разгрузки относятся фумаролы, гейзеры, паровые струи и термальные родники [22].

Фумаролы — это вулканические эманации в виде парогазовых струй или спокойных выделений газов из трещин и каналов в жерлах, на внутренних стенках, внешних склонах вулканов (первичные фумаролы) или на поверхности неостывших лавовых потоков и пирокластических покровов (вторичные фумаролы). В зависимости от стадии вулканической деятельности фумаролы имеют различные температуру и состав активных газов.

Д.Е. Уайт и Г.А. Уоринг основными факторами, определяющими состав фумарольных газов, считают: а) первоначальное количество каждого из летучих компонентов в магме; б) температуру выделения газовой, смеси из магмы; в) время с начала выделения газов; г) места выделения газов; д) степень смешения

320

Рис. 6.40. Объемная модель потоков теплоносителя в пределах участка Дачный Мутновского геотермального месторождения [11]: 1 — горячая вода; 2 — пар; 3 — конденсат

321

Рис. 6.41. Схема взаимодействия морских и берег овых вод в зоне воздействия те плового очага. По В.И. Кононову и Р.И. Ткаченко: 1 — уровень напора береговых и морских вод, приведенных к одинаковой плотности; 2 — геоизотермы, °С; 3 — зоны распространения вод разного генезиса; 4 — пароводяная смесь, образующаяся над уровнем вскипания

и реакций с воздухом и метеорной водой; е) реакции с породами по пути движения.

Фумаролы разделяются на: 1) собственно фумаролы (преимущественно хлористо-сернисто-углекислые газы с температурой до 800° С); 2) сольфатары (парогазовые струи с преобладанием сероводорода или сернистого газа и температурой 90-300° С); 3) мофеты (преимущественно углекислые парогазовые струи с температурой до 100° С).

Гейзеры — это своеобразные родники, периодически, строго закономерно выбрасывающие воду и пар. Морфологически гейзер представляет систему, состоящую из канала, подводящую перегретую воду или горячий пар к находящемуся вблизи от поверхности подземному резервуару (камере), в который по боковым каналам или трещинам поступает холодная или метеорная вода. От камеры также идет канал к поверхности, венчающийся чашеобразной воронкой (рис. 6.42). Выход воды из резервуара к поверхности затруднен. Чтобы такой выход (извержение) начался требуется создание в резервуаре определенного давления, после достижения которого канал приоткрывается и вода с паром выходит в виде фонтана.

По современным представлениям гейзерный процесс обосновывается смешением двух потоков с различным теплосодержанием (эндогенного пара и инфильтрационной воды). Извержение гейзера представляется как взрыв, происходящий в результате быстрого выделения энергии перегрева воды. По Т.И. Устиновой, это происходит в четыре стадии (см. рис. 6.42).

322

Рис. 6.42. Основные стадии гейзерного процесса. По Т.И. Устиновой. Стадии: а — наполнения , б — изменения, в — извержения, г — паровыде-ления.1 — пепловые туфы; 2 — гейзериты; 3 — трещины с перегретой водой; 4 — трещины с охлажденной водой; 5 — перегретая вода с температурой выше 100° С; 6 — охлажденная вода с температурой ниже 100° С

Гейзеры получили свое название от района Гейзер в Исландии, где они

впервые были изучены. Источники с гейзерным режимом действия известны во многих районах современного вулканизма. Самая высокая насыщенность гейзерами в Йеллоустонском парке (США), где известно 200 гейзеров, что составляет 10% общего количества имеющихся здесь естественных гидротермальных проявлений. Самым мощным гейзером на Земле считается Вайманг в Новой Зеландии: однажды в его выбросе 800 т воды было извер-гнуто на высоту 450 м. В Йеллоустонском парке у наиболее крупных гейзеров (Великан, Великанша, Старый Служака и др.) высота выбросов составляет от 35 до 80 м. Режим гейзеров обычно не постоянен; периодичность их извержений меняется со временем. Температура перегретого пара на поверхности, по данным С.И. Набоко, может достигать 117° С, а воды близки к точке кипения на данной высоте [22].

Самый сложный вопрос — это источники воды в районах активного вулканизма (см. раздел 5.6). Современные модели предусматривают смешение двух ее источников — инфильтрационной и глубинной. Последнюю в течение долгого времени связывали с магматическими очагами. Однако такая точка зрения пришла в противоречие со многими гидрогеологическими данными и особенно изотопным составом воды. В результате большинство исследователей стали считать, что и глубинная часть воды тоже является инфильтрационной. В свою очередь, эта точка зрения вошла в

323

противоречие с данными по тепловым параметрам геотермальных систем, для формирования которых требуются значительные количества высокотемпературного глубинного флюида.

Выход из этого тупика, по современным воззрениям, видится в том, что большая часть глубинного флюида имеет не ювенильное (мантийное), а метаморфогенное (коровое) происхождение, т.е. изначально эта вода также является инфильтрационной, хотя и существенно измененной в ходе геологического круговорота. Вопрос о доле участия ювенильных вод в рассматриваемых системах остается, таким образом, открытым.

6.2.7. Подземные воды под морями и океанами

Водоносность пород, слагающих дно крупных акваторий (океанов, морей, озер), в настоящее время еще слабо изучена. Вместе с тем намечающиеся перспективы активного освоения огромных пространств Мирового океана требуют знание гидрогеодинамики, гидрогеохимии и гидрогеотермии субмаринных водоносных систем. С учетом этого в последние годы появляются аргументированные предложения о необходимости выделения морской гидрогеологии в самостоятельное направление на стыке морской геологии и гидрогеологии. Ведь только общая площадь мирового океана составляет 361,3 млн. км

2 (71% земной

поверхности), максимальная глубина (11 км) установлена в Тихом океане, а средние глубины изменяются от 1,1 км в Северном Ледовитом до 4 км в Тихом океанах.

Как полагают многие исследователи (а это подтверждается данными бурения морского дна), под дном морей и океанов развиты водоносные системы, аналогичные таковым на суше — бассейны пластовых и трещинно-пластовых вод, массивы трещинных вод, объединяемые под названием субмаринных бассейнов или систем. При этом в эти системы возможна миграция инфильтрационных вод с суши и, наоборот, миграция седиментационных вод из субмаринных бассейнов на сушу.

Используя подходы, развитые в работах Е.А. Баскова, И.Г. Кис-сина, Р .Г. Джамалова, И.С. Зекцера, А.И. Короткова и др., Б.И. Писарский [22] считает, что субмаринные геологические структуры отличаются от чисто континентальных и в зависимости от причин и характера водообмена делит их на: 1) водоносные системы (шельфов, континентальных склонов и внутренних морей), имеющие водообмен с континентами; 2) водоносные системы глубоких океанических впадин (абиссальных океанических равнин), не связанные с континентами; 3) субмаринные гидротермальные системы.

Субмаринные водоносные системы, имеющие водообмен с континентами, охватывают прибрежные шельфовые зоны и материковые склоны крупных акваторий. Именно в этих бассейнах реализуется сток инфильтрационных подземных вод с континента

324

[2, 16], разгрузка которого в прибрежной и шельфовой зонах осуществляется через субмаринные источники пластового типа в закарстованных и трещиноватых породах, часто рассредоточенным путем.

Субмаринные родники зафиксированы во многих акваториях Земли. В качестве примера назовем известные еще эллинам очаги разгрузки карстовых вод на дне Средиземного и других внутренних морей. У берегов Адриатики зафиксировано около 700 таких источников и их групп. Выходы их — в виде мощных восходящих струй в карстовых воронках и каналах на морском дне известняков — расположены обычно в 1-75 м и более от берега на глубинах от 1 до 30 м. На еще большей глубине обнаружены источники с пресной -водой на Лазурном берегу Франции (162 м) и других местах. Дебит карстовых источников обычно очень большой. Так, в Ливане (район Шенья) суммарный дебит группы субмаринных выходов на расстоянии 2 км от берега изменяется от 6 в межень до 50 м

3/с зимой. Восходящие струи пресных вод из карстовых

воронок часто имеют значительный напор и образуют на поверхности моря купола и "кипящие котлы". Такие примеры можно продолжать.

Значительная часть подземного стока с Суши в моря и океаны широким фронтом фильтруется вдоль береговой линии и проникает в пределы шельфа на различные расстояния при выклинивании водоносных горизонтов. Наглядным примером такого внедрения пресных вод в море может служить схема инфракрасного изображения прибрежной зоны острова Лоусон на Филиппинах (рис. 6.43), где отчетливо прослеживаются языки проникновения в море поверхностных и подземных вод.

Материковые склоны изучены значительно хуже шельфов. Тем не менее возможность разгрузки в них вод, поступающих с суши, подтверждается данными морского бурения на значительном удалении от берега. Грубозернистость донных отложений на поверхности многих материковых склонов и наличие многочисленных тектонических нарушений в консолидированных осадочных и кристаллических породах создают хорошую обстановку для восходящей разгрузки. Горизонты пресных и слабосолоноватых вод встречаются в отложениях шельфа и материкового склона на довольно значитель-

Рис. 6.43. Схема ин-фракрасного изображения прибре жной зоны о. Лоусон на Филиппинах. По И. С. Зекцеру и др.

325

ных глубинах. В Южно-Китайском море севернее о-ва Хайнань скважина глубиной 200 м (ниже дна) вскрыла в песчано-глинистых неоген-четвертичных отложениях горизонт водоносных песков мощностью до 100 м; воды напорные, гидрокарбонатно-сульфатно-хло-ридные натриевые с минерализацией 1,5 г/л. Таких примеров к настоящему времени накоплено достаточно много. О масштабах подземного и ионного стока с континентов в моря и океаны дает общее представление табл. 6.15.

Таблица 6 . 1 5

Ионный и подземный сток в Мировой океан [2]

Континент Подземный сток,

км3/год

Ионный сток, млн. т/год

Австралия 23,5 71,71 Африка 235,9 227,99 Азия 327,9 396,38 Европа 167,4 60,42 Северная Америка 344,8 148,95 Южная Америка 384,9 113,13 Крупные острова - 383,93 Весь земной шар 2397,2 1302,5

Подземный водообмен суши и моря не ограничивается движением воды с

континентов в море и разгрузкой на его дне. Наблюдается и обратное движение морских вод в отложения суши и их разгрузка на поверхность. Значительные колебания уровней морей и океанов приводят к цикличности подземного стока с суши в море и с моря на сушу. Некоторые исследователи считают, что масштабы проникновения морских вод в сушу настолько велики, что этот процесс должен учитываться в водном балансе прибрежных территорий. По расчетам Х.К. Уланова, фильтрация морских вод в дно и берега Каспийского моря составляет около одной трети подземного стока с суши. Наиболее вероятными каналами такой разгрузки, по В.Н. Корценштейну, служат зоны региональных разломов, широко развитые, например, на дне Каспийского моря.

Водоносные системы глубоких океанических впадин, не связанные с континентами, приурочены к плоским абиссальным равнинам (впадинам), которые имеют изометричную форму и размеры (в поперечнике) до нескольких тысяч километров. Глубина океана здесь достигает 5-6 км. Осадочная толща дна океана состоит из чередующихся глинистых, кремнистых слоев и карбонатных илов. Разрез выдержан по площади, а мощность толщи редко превышает 1 км. Фундаментом служит базальтовый слой мощностью около 2 км, а ниже прослеживается слой мощностью до б км, сложенный серпентинитами [20].

326

В верхних частях разреза в донных отложениях поровые растворы представлены захороненными водами океана. В более глубоких слоях уплотненных осадков распространены воды, отжатые из глинистых слоев и прослоев. Считается, что в этих условиях активная латеральная миграция седиментационных вод невозможна, в силу чего преобладает вертикальная фильтрация, обеспечивающая постоянную взаимосвязь с водами океана. Однако в слоях с повышенной проницаемостью латеральное движение представляется вполне вероятным. На окраинных частях срединно-океанических хребтов в консолидированных трещиноватых породах может происходить внедрение океанических вод в осадочную толщу и их смешение с отжатыми поровыми растворами.

В результате вертикальной (как нисходящей, так и восходящей) фильтрации и диффузионного переноса вещества за геологическое время происходит, вероятно, выравнивание концентрации пластовых и океанических вод, хотя этот эффект, видимо, свойствен лишь верхним частям разреза субмаринных водоносных систем.

Субмаринные гидротермальные системы в отличие от конти-нентальных (см. раздел 6.2.6) не имеют связи с атмосферой, так как они перекрыты толщей морских или океанических вод. По строению гидрогеологических резервуаров гидрогеодинамическим и гидрогеохимическим особенностям Б.И. Писарский выделяет два типа таких систем: 1) системы глубоководных желобов, связанные с зонами Беньофа-Заварицкого и 2) системы океанических и морских рифтов.

1. Субмаринные гидротермальные системы в глубоководных желобах — узких и глубоких рвах на дне океанов, протягивающих ся вблизи их береговой линии и часто окаймляющих островные дуги, — формируются в результате дегидратации погружающейся океанической коры и взаимодействия ее с веществом мантии. Пе реплавление океанической литосферы в зонах Беньофа-Заварицкого приводит к обезвоживанию серпентинитов и каолинитов и появле нию больших объемов субдукционной воды (см. раздел 3.4). В условиях высоких температур выделяющийся пар, насыщенный кремнеземом, щелочами и летучими компонентами, в связи с избы точным давлением при перегреве мигрирует в вышележащие толщи пород, принимая участие в процессах метаморфизма. К зонам Бе ньофа-Заварицкого приурочена основная масса действующих вулка нов, через которые в океан, видимо, разгружаются значительные количества подземных вод и пара. Водообмен в гидротермальных системах глубоководных желобов очень сложен, в нем, вероятно, принимают участие флюидные потоки из мантии, возрожденные воды океанической коры, воды океана, а также подземные воды континентальной коры.

2. Субмаринные гидротермальные рифтовые системы, приурочен ные к срединно-океаническим хребтам или континентальным зонам растяжения, характеризуются разгрузкой глубинных вод. Рифтовые

327

долины, расположенные на осевой линии этих хребтов, являются участками, где вещество мантии соприкасается с поверхностью дна океана. На сей счет имеется весьма отрывочная гидрогеологическая информация, но высокие значения теплового потока, широкое развитие подводного и надводного вулканизма, субма-ринные выходы гидротерм и наличие гидротермально измененных пород в таких зонах дают полное основание считать, что океанические рифты представляют собой специфические субмаринные гидротермальные системы, образующие рифтогенный генетический тип вод.

Гидротермально измененные породы и рудопроявления встречены, например, на Восточно-Тихоокеанском хребте, в области высоких тепловых потоков. Осадки на поверхности дна оказались здесь, по данным А.П. Лисицина, обогащенными железом и полиметаллами. Несколько отличны по механизму образования участки активного вулканизма и гидротермальной деятельности, приуроченные к зонам трансформных разломов, с которыми связывается вулканизм, например, Гавайских островов. Возможно, что к ним также приурочены современные гидротермальные системы.

С гидротермальными системами срединно-океанических хребтов связано интересное явление — образование так называемых черных "курильщиков". Проявляется оно в том, что над зоной разлома в океанической воде обнаруживается шлейф черного "дыма", медленно перемещающийся по направлению движения воды. Это явление обусловлено выходами горячих (300-350° С) сероводородных, насыщенных металлами вод, взаимодействие которых с холодной морской водой приводит к быстрому образованию гелей сульфидов железа и других металлов, формирующих черный "дым".

Рифтовые впадины некоторых внутренних морей также относятся к субмаринным гидротермальным системам. Наибольшей изученностью характеризуется ставшая уже классическим примером система Красноморского рифта. Здесь в пределах наиболее погруженной части морского дна обнаружены термальные хлорид-ные натриевые рассолы, а также отмечены аномально высокие температуры и минерализация морской воды. Анализ материалов, полученных в результате бурения скважин показал, что разгрузка этих рассолов, являющихся активным теплоносителем (температура до 56° С), осуществляется периодически по локальным каналам и по времени совпадает с землетрясениями и излияниями базальтов.

328

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Чем отличается водоносная система от гидрогеологической структуры?

2. Назовите типы гидрогеологических структур. 3. В чем отличие водообменных и водонапорных структур? 4. Каковы скорости движения подземных вод в артезианских бас

сейнах? 5. Расскажите об отличиях элизионных и инфильтрационных водо

напорных систем? 6. Какие водообменные параметры гидрогеологических структур

Вы знаете? 7. Вспомните основные типы вод по условиям залегания. 8. Чем отличается верховодка от грунтовых вод? 9. Встречаются ли рассолы в зоне аэрации?

10. Какие факторы определяют глубину просачивания атмосферных осадков в земные недра?

11. Встречались ли Вы на практике с верховодкой? 12. Какими причинами вызывается зональность грунтовых вод? 13. В чем разница изливающихся и самоизливающихся артезианс

ких вод? 14. Назовите основные типы очагов разгрузки артезианских вод? 15. Нарисуйте принципиальную схему строения артезианских бас

сейнов разных типов? 16. Расскажите о практическом значении артезианских вод? 17. В чем выражается гидродинамическая и гидрогеохимическая

зональность артезианских бассейнов? 18. Какова природа зоны регионального гидрогенного разуплотне

ния горных пород? 19. Расскажите о принципиальных различиях трещинных и карсто

вых вод. 20.- Назовите основные причины образования таликов. 21. Что такое криопэги и гидролакколиты? 22. В чем отличие термоартезианского давления от пар лифта? 23. Какие воды называют берего выми термами? 24. Что означают термины "фумаролы", "сольфатары" , "мофеты" ,

"гейзеры"? 25. Откуда берется вода в гидротермальных системах? 26. Встречаются ли пресные воды на дне морей и океанов? 27. Как формируются черные "курильщики"?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Антыпко Б.Е. Гидрогеологические емкости горно -складчатых областей СССР. М.: Недра. 1986.

2. Джамалов Р.Г., Зекцер И. С, Месхетели А.В. Подзем ный сток в моря и Мировой океан. - М.: Наука, 1977.

3. Ершов Э .Д. Общая геокриология, т М.: Недра, 1990. 4. Зайцев И.К., Толстихин Н.И. Закономерности распространения

и формирования м инеральных подземных вод. - М.: Недра, 1972.

329

5. Зайцев И.К. Гидрогеохим ия СССР. - Л.: Недра, 1986. 6. Зорькин Л.М., Старобинец И.С., Стадник Е.В. Геохимия

природных газов нефтегазоносных бассейнов. -, М.: Недра, 1984. 7. Караванов К. П. Бассейны подземных вод горноскладчатых об

ластей Восточной А зии. - М.: Наука, 1977. 8. Карцев А.А. Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений.

- М.: Недра, 1972. 9. Карпов А.А., Вагин СБ., Матусевич В.М. Гидрогеология неф

тегазоносных бассейнов. - М.: Недра, 1986.

10. Кирюхин А.В., Сугрубов В.М. Модели теплопереноса в гидро термальных системах Камчатки. - М.: Наука, 1987.

11. Кирюхин А.В., Делемень И.Ф., Гусев Д.Н. Высокотемператур ные гидротермальные резервуары. - М.: Наука, 1991.

12. Кирюхин В.А., Толстихин Н.И. Региональная гидрогеология. - М: Недра, 1987.

13. Кирюхин В.А., Короткое А.И., Павлов А.Н. Общая гидрогео логия. - Л.: Недра, 1988.

14. Климентов П.П., Богданов Г.Я . Общая гидрогеология. - М.: Недра, 1977.

15. Ковда В.А. Основы учения о почвах. - М.: Наука, 1973. 16. Короткое А.И., Павлов А.Н., Юровский Ю.Г. Гидрогеология

шельфовых областей. - Л.: Недра, 1980. 17. Корценштейн В.Н. Растворенные газы подземной гидросферы

Зем ли. - М.: Недра, 1984. . 18. Кудельский А.В., Бурак В.М. Газовый режим Припятского

прогиба. - Минск: Наука и техника, 1982. 19. Ланге O.K. Гидрогеология. - М.: Высшая школа, 1969.

20. Монин А.С. История Зем ли. - Л.: Наука, 1977. 21. Пиннекер Е.В. Проблемы региональной гидрогеологии. - М.:

Наука, 1977. 22. Основы гидрогеологии. Общая гидрогеология/Е.В. Пиннекер ,

Б.И. Писарский, С.Л. Шварцев и др. - Новосибирск: Наука, 1980. 23. Степанов В.М. Введение в структурную гидрогеологию. - М.:

Недра, 1989. . . . 24. Швецов П.Ф. Мерзлые слои земные. - М.: Изд-во А Н СССР,

1963.

330

Г ла ва 7

ВВЕДЕНИЕ В ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЮ

7.1. ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИИ

олее ста лет назад французский исследователь А. Добре поставил в качестве самостоятельной проблемы изучение истории подземных вод или

палеогидрогеологических условий конкретной территории. Однако целенаправленные исследования этой проблемы начались чуть более 50 лет назад. Основы палеогидрогеологических исследований заложил русский ученый П.Н. Чирвинский, который назвал палеогидрогеологию — "ископаемой гидрогеологией". В дальнейшем К.И. Маков, А.Н. Семихатов, С.А. Шагоянц, М.А. Гатальский, Б.Ф. Маврицкий, А.А. Карцев, С.Б. Вагин, A.M. Овчинников, Е.А. Басков, Е.В. Пиннекер развили те или иные направления палеогидрогеологического анализа.

Молодой возраст палеогидрогеологии не позволяет до конца определить ее содержание, структуру и даже назначение. Большинство основателей этой науки (A.M. Овчинников, А.А. Карцев, Е.А. Басков, Е.В. Пиннекер) считает, что она занимается реконструкцией гидрогеологических условий водонапорных систем или подземных гидросфер, существовавших в былые (прошлые) геологические эпохи. При таком подходе к палеогидрогеологии подземные водообменные системы должны изучаться в историческом развитии и тесной связи с другими геологическими процессами, в которых участвует вода. Поэтому палеогидрогеологию называют частью гидрогеологии, изучающей воду в недрах земли с историко-генетических позиций. Другими словами, палеогидрогеология — это историческая гидро-геология — наука геологического профиля, изучающая историю подземной гидросферы.

Иначе к этой проблеме подходит СИ. Смирнов. Он полагает, что не следует путать палеогидрогеологию с исторической гидрогеологией, так как первая изучает былые подземные гидросферы, а вторая современную подземную гидросферу в историческом плане или историю становления и развития последней [7].

В то же время очевидно, что геологическую историю воды в целом и подземной гидросферы в частности, нельзя понять без изучения былых гидросфер. При таком понимании палеогидрогеологию следует рассматривать, как важнейшую составную часть исторической гидрогеологии. Не имеет смысла создавать искусственные противоречия между этими двумя понятиями, так как палеогидрогеология в современном понимании дает в руки ис-

Б

331

следователя новый метод решения историко-генетических проблем гидрогеологии.

Палеогидрогеология развивается на стыке гидрогеологии и исторической геологии, использует принципы и методологию обеих наук. Основные ее задачи заключаются в следующем: 1) восстановление гидрогеологических условий питания и разгрузки ранее существовавших подземных водоносных систем; 2) реконструкция гидродинамических, гидрогеохимических и геотермических условий палеогидрогеологических структур; 3) выяснение роли воды в геологических процессах минувших эпох; 4) анализ палеогидрогеологических данных для прогнозирования возможных процессов, масштабов и условии образования рудных, нефтяных и газовых месторождений полезных ископаемых; 5) исследование геологической истории становления и развития подземной гидросферы.

Для решения поставленных задач и, в частности, реконструкции гидрогеологических условий минувших геологических эпох необходим учет самых разнообразных геологических данных: 1) палеотек-тонические, палеогеографические и другие реконструкции; 2) сведения о различных эпигенетических преобразованиях горных пород; 3) различные гидрогеологические закономерности (гидрогеохимические, гидрогеодинамические и др.), установленные для современных условий в геологических структурах разного типа; 4) сведения о газово-жидких включениях в минералах и т.д. (рис. 7.1)

Палеогидрогеология, как и любая наука, базируется на определенной методологии, научных фактах, законах, принципах и т.д. Поскольку в данном случае речь идет о восстановлении былых гидрогеологических условий, которые невозможно непосредственно наблюдать в развитии, в основу палеогидрогеологии положено несколько научных принципов. В общем виде принципы и законы науки тесно связаны по содержанию, но законы отражают объективно существующую связь между явлениями, а принципы (начало, основа) — элементы теоретического значения (основы учения), непосредственно не связанные с конкретной реальностью. Наиболее широко в палеогидрогеологии используются принципы наблюдаемости подземной гидросферы, непрерывного существования в геологической истории природных вод и их единства, актуализма, уни-формизма, эволюции и историзма [7].

Принцип наблюдаемости подземной гидросферы как физической реальности не только в настоящее время, но и в былые эпохи, означает, что историко-генетические исследования должны целиком опираться на систему достоверных фактов, имеющих отношение к решаемой проблеме и полученных достоверными научными методами.

Принцип непрерывного существования подземной гидросферы в историческом аспекте доказан многими геологическими науками — литологией, минералогией, гидрогеологией, геохимией, исторической геологией, учением о полезных ископаемых и др. Без воды многие горные породы, например, карбонаты, как в настоящее вре-

332

Рис. 7.1. Основные исходные материалы палеогидрогеологического анализа [1]

333

мя, так и в геологическом прошлом не могли сформироваться, а многие геологические процессы — протекать. Это доказывает геологическую "вечность" воды на Земле. Поэтому принцип существования подземной гидросферы в геологической истории — важное эмпирическое обобщение современной гидрогеологии и геологии в целом.

Принцип единства природных вод, сформулированный В.И. Вернадским в 1924 г., означает, что все природные воды, где бы они не находились, теснейшим образом связаны между собой. Такое единство выражается прежде всего в двух основных закономерностях распределения воды в земной коре: 1) региональной неразрывности или сплошности (всюдности) во всех геосферах и 2) постоянной ее подвижности, участии в многочисленных круговоротах. Эти два важнейших свойства присущи гидросфере в течение всей геологической истории ее существования.

Принцип актуализма, заложенный работами Дж. Геттона, Ч. Лайеля и К.Э. фон Гоффа, утверждает, что "настоящее — ключ к познанию прошлого". Иначе говоря, наблюдая как протекают современные геологические процессы, можно полученные выводы с наиболее общих позиций и представлений распространять и на прошлые геологические эпохи. Принцип актуализма по своей сути входит в относительное противоречие с принципом эволюции, также в основном разработанном Ч. Лайелем, который определяет геологию, как науку — о последовательных изменениях, имевших место в органическом и неорганическом "царствах природы".

Проблема эволюции геологических процессов в последние годы активно разрабатывается академиком А.Л. Яншиным и его соратниками (К.В. Боголепов, М.А. Жарков, Ю.П. Казанский и др.). Она находит отражение в неповторимом своеобразии прошлых геологических эпох, в глубоком изменении состава гидросферы, характера осадочных и метаморфических пород, типов рудных месторождений, парагенезиса минералов и т.д. [9]. При этом наибольшая роль отводится внешним факторам эволюции геологических процессов, например, осадконакоплению или литогенезу в целом. В геологии процесс эволюции определяется совокупным действием множества взаимосвязанных факторов (см. раздел 5.4.1). Со временем роль одних факторов может уменьшаться, других возрастать, действие одних замещаться другими. Все это ведет к сложной, но целенаправленной эволюции геологических процессов.

Вместе с тем необходимо учитывать, что в геологической истории действие фундаментальных законов и соответственно факторов не менялось, оно оставалось всегда постоянным, менялись только условия реализации тех или иных геологических явлений. Важно, поэтому, разобраться, какие конкретно факторы эволюционировали и в какой мере это приводило к изменению (эволюционному или революционному) геологических процессов и явлений. Но вот здесь-то мнения исследователей расходятся достаточно резко.

334

Так, В.И. Вернадский считал, что 1) абиогенные геологические и геохимические процессы в течение геологического времени не менялись; 2) эволюционный процесс присущ только живому веществу биосферы; 3) в косной среде эволюция проявляется только тогда, когда с ней связаны большие массы живого вещества, т.е. опосредованно через живую материю. А.Л. Яншин, наоборот, доказывает, что геологические процессы всегда изменялись, но медленно. Поэтому их эволюция долго остается незамеченной и слабо изученной.

Применительно к гидрогеологическим системам в последние годы получены новые данные, позволяющие утверждать, что эволюционное развитие охватывает эти системы в значительной степени. Сравните, например, данные исходной морской воды, служащей первоисточником сверхкрепких рассолов (см. табл. 5.23) с составом самих рассолов (см. табл. 5.9). И таких примеров много (см. раздел 5.4). Более того система вода — порода обладает способностью не только к геологически длительной эволюции, но и свой-ствами самоорганизации (см. раздел 8.2).

Поскольку большинство геологических процессов связано с водными системами, они все вне сомнения подвержены длительному эволюционному развитию. Но из этого совершенно не следует вывод о неприменимости принципа актуализма. Как раз, наоборот, более чем через два столетия после создания его основ, после множества работ по методологии познания геологического прошлого, фундаментальная основа этого принципа укрепилась. Но применять его следует всегда с учетом наличия глубоких эволюционных процессов, используя здравый смысл. Oб этом же еще в 1887 г. писал Т.Г. Гексли: прошлое должно объясняться настоящим, если основательный довод не докажет противного.

Что касается принципа униформизма, то он по своей сути близок принципу актуализма. Поэтому некоторые авторы считают эти два понятия синонимами. Если же говорить более строго, то принцип униформации предполагает, что не просто законы природы были постоянными в геологической истории, но и действующие геологические силы были такими же, как в настоящее время. Следовательно, этот принцип — составляющая часть принципа актуализма.

Принцип историзма, разработанный Ж.Л. Бюффоном, И. Кантом, Ч. Лайелем и Ч. Дарвиным, требует изучения объекта или явления в его исторически меняющихся связях с внешней средой, другими явлениями, разнообразными геологическими полями. Этот принцип предполагает генетический, причинный и исторический подходы одновременно. Поэтому в геологии часто говорят не об историческом, а историко-генетическом принципе. Генетический подход предполагает выяснение происхождения геологического объекта или явления, причинный — прослеживание генетической связи между отдельными его состояниями и факторами, вызывающими его развитие, а исторический — объяснение состояния объек-

335

та, исходя из предшествующих его состояний. Последовательное использование принципа историзма позволяет установить причины геологического явления, пути и следствия его развития. Это как раз то, .что необходимо при палеогидрогеологическом анализе.

7.2. МЕТОДОЛОГИЯ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ

ИССЛЕДОВАНИЙ

7.2.1. Гидрогеодинамические методы

Рассмотренные принципы исторической гидрогеологии составляют базу для изучения геологической истории подземной гидросферы, которая начинается с момента попадания воды в земную кору вследствие геологического или климатического круговоротов. В артезианских бассейнах эти круговороты часто сменяют один другого (см. раздел 6.2.3) и, следовательно, процессы водообмена протекают циклически. Отсюда возникло понятие гидрогеологического цикла, введенного в науку А.Н. Семихатовым в 1947 г.

Гидрогеологический цикл — это отрезок времени с начала трансгрессии моря, т.е. захоронения седиментационных вод в донных осадках, последующего при отступлении моря замещения их инфиль-трационными, вплоть до начала нового этапа трансгрессии. Другими словами, гидрогеологический цикл — это время от начала одного этапа трансгрессии до другого. А.А. Карцев и СБ. Вагин предложили разделить гидрогеологический цикл на два водообменных этапа: элизионный и инфильтрационный [3].

Элизионный этап водообмена происходит при морском режиме, когда бассейн находится в стадии погружения (рис. 7.2, а). При смене отрицательного знака тектонических движений на положитель-

Рис. 7.2. Схема

полного гидрогеологического цикла [6]. Этапы: а — элизионный; б — инфиль тр ационный; в — магматический (эндо-генный). 1 — ориентировка тектонических движений; 2 — направление потока подземны х вод; 3 — песча ные пор оды; 4 — глины; 5 — магмат ические пор оды; 6 — фу ндамент; 7 — водный бассейн

336

ный наступает подъем территории и морской режим частично или полностью сменяется континентальным. Тогда становится возможным проникновение метеорных вод. Внедрение инфильтрогенных вод обязано действию гидростатического напора. Оно вызывает вытеснение находящихся в бассейне седиментогенных вод. Такой водообмен получил название инфилыпрационного (рис. 7.2, б).

Разрывная тектоника, обусловленная растягивающими усилиями, местами приводит к образованию глубоких расколов, по которым поступает из подкоровых и других очагов магма. Вместе с магмой, обычно в виде смеси с другими разновидностями вод, в бассейн могут проникать магматогенные воды. Они замещают как седимен-тационные,, так и инфильтрационные воды. Возникающий в таком случае водообмен Е.В. Пиннекер предлагает называть магматическим или эндогенным (рис. 7.2, в). Движущей силой последнего служат внутреннее (эндогенное) давление, передающееся из магматических очагов, и тектонические напряжения. Такой водообмен происходит только в тектонически активных зонах и является довольно редким.

Итак, полный гидрогеологический цикл состоит из элизионного (седиментационного), инфильтрационного и иногда магматического (эндогенного) этапов водообмена.

В течение элизионного этапа следующего гидрогеологического цикла снова происходит погружение и накопление седиментацион-ных вод в образующихся осадках. В отложениях первого цикла продолжается водообмен, ведущий к вытеснению магматогенных или инфильтрационных вод, при этом в погруженных частях продолжают также выжиматься седиментационные воды из глин, синхронные прежнему циклу. На инфильтрационном этапе нового цикла инфильтрационные воды внедряются как в молодые, так и в древние отложения. То же будет в случае интрузии магматогенных вод. Общая схема развития бассейнов пластовых вод при переходе от одного этапа водообмена к другому показана на рис. 7.3.

Время протекания того или иного этапа водообмена в первом приближении устанавливается по геологическому строению: время образования морских осадков соответствует элизионному водообмену; континентальных или отсутствия осадков (перерывы) — инфильтраци-онному; тектоно-магматической активизации — магматическому. Об этом же можно судить по данным палеогеографических схем распространения суши и моря в конкретные геологические периоды.

Гидрогеологический цикл не следует путать с циклом водообмена — отрезком времени, в течение которого происходит полная замена по объему одного генетического типа воды другим или просто одного объема воды другим (см. разделы 3.2.4 и 6.1.2). Длительность цикла водообмена, естественно, не совпадает с гидрогеологическим циклом и может быть по длительности как значительно больше последнего, так и существенно меньше. Время полного водообмена воды в бассейнах зависит от многих факторов: размера

337

Рис. 7.3. Этапы гидродинамического развития водонапорных систем. По В.А. Кудрякову: I — этап опускания (а,б) и тектонического подъема (в, г ): II — этап нового опускания бассейна; 1 — фундамент; 2 — глинистые породы; 3 — песчаные породы; 4 — направление движения воды в водоносном горизонте; 5 — направление движения воды в глинах; 6 — родник; 7-8 — пьезометрические поверхности нижнего (7) и вер хнего (8) водоносных горизонтов; Рпр — приведенное давление; l — длина профиля

бассейна, мощности водоносных комплексов, интенсивности питания, скорости движения воды, проницаемости горных пород и т.д. Поэтому его определение весьма затруднено.

При палеогидрогеологическом анализе используют также понятие о коэффициенте водообмена (Кв) — отношение годового расхода

подземного потока водоносного пласта, комплекса или бассейна в целом

338

к общему объему воды в этой же гидрогеологической единице (VB)

K=Q/VB (7.1)

По физическому смыслу коэффициент водообмена является обратной величиной полного цикла водообмена. Если, например, Кв равен 10

-5, то

длительность цикла водообмена составляет 105 лет. Наконец, сравнив

уравнение (7.1) с уравнением (3.8), видим, что коэффициент водообмена физически отражает интенсивность водообмена всего бассейна или водоносного комплекса (горизонта): чем выше значение Къ, тем интенсивнее водообмен и наоборот.

Следует однако иметь в виду, что гидрогеологический бассейн и даже отдельный горизонт всегда промываются неравномерно. Скажем, инфильтрационная вода всегда выбирает участки с наиболее проницаемыми отложениями. В это же время в менее проницаемых сохраняются седиментационные воды. В результате по объему замещенной воды цикл водообмена может быть завершен, но в бассейне сохраняются седиментационные воды. Так, по расчетам Б.И. Куделина в Днепровско-Донецком артезианском бассейне за геологическую историю завершилось от 420 до 630 циклов инфиль-трационного водообмена, но седиментационные воды тем не менее в бассейне сохраняются в значительных объемах и в настоящее время.

Для определения интенсивности водообмена на элизионных и инфильтрационных этапах гидрогеологической истории можно использовать подходы, предложенные А.А. Карцевым [4].

На элизионном этапе гидрогеологической истории показатель интенсивности элизионного водообмена (Nл) для водоносного комплекса определяют по формуле

Nэл = Vг ∆mг /Vnmn , (7.2)

где Vn — объем песчаных коллекторов данного водоносного комплекса; mn — пористость песчаников (с учетом изменения во времени); Vг — первоначальный объем глин данного водоносного комплекса (равен произведению площади распространения глинистой толщи на ее мощность); ∆mг — изменение скорости уплотнения глин в течение исследуемого этапа.

Для определения показателя интенсивности инфильтрационного водообмена (Nин) используется формула

Nин = FU T /Vnmn , (7.3)

где F — поперечное сечение древнего потока подземных вод; U — скорость этого потока; Т — длительность инфильтрационного этапа (по данным абсолютной геохронологии),

Ориентировочная стоимость древнего потока подземных вод может быть определена на основе анализа перепада палеонапоров, выявленных по данным о гипсометрическом положении области питания и зоны разгрузки. При отсутствии этих материалов можно вое-

339

пользоваться величинами скоростей движения в аналогичных современных геологических бассейнах, исходя из принципа актуализма (см. табл. 6.5), или данным о водопроницаемости отложений в зависимости от стадии литогенеза (см. табл. 6.6).

Определение интенсивности водообмена на элизионных и ин-фильтрационных этапах и последовательности этих этапов во времени имеет существенное значение для понимания процессов неф-теобразования. На элизионных этапах гидрогеологической истории в результате уплотнения осадков вместе с седиментационными водами или при термодегидратации минералов с возрожденными водами в коллектор поступают и углеводороды. Следовательно, чем интенсивнее элизионный водообмен, тем большее количество углеводородов участвует в процессе нефтеобразования и нефтега-зонакопления. На инфильтрационных этапах гидрогеологической ис-тории происходит преимущественно переформирование скоплений углеводородов или же их деструкция, связанная с процессами окисления углеводородов за счет поступления в водоносные горизонты метеорных вод, обогащенных различными окислителями. Поэтому чем выше показатель интенсивности инфильтрационного обмена, тем в больших масштабах могли протекать процессы деструкции углеводородов в прошлом.

Нельзя забывать, что вода является практически единственной транспортирующей средой для углеводородов. Поэтому палеогидро-геологические реконструкции играют важную роль при оценке перспектив нефтегазоносности особенно огромных бассейнов, типа Западно-Сибирского [2]. Такое же важное значение палеогидроге-ологические реконструкции имеют и при изучении геологической истории становления рудных месторождений [1].

Наряду с учением о гидрогеологической цикличности водообмена при палеогидрогеологических исследованиях особое значение имеет установленная для современных гидрогеологических бассейнов связь состава седиментационных вод с типами геологических формаций, отражающая в своей основе историю становления геохимии под земных вод. Большой вклад в разработку этой проблемы внесли Е.А. Басков, И.К. Зайцев, Л.Н. Капченко, Е.В. Пиннекер, А.Е. Ходьков и др. Особенно большое различие отмечается между составом вод галогенных, карбонатных, терригенных морских и терригенных континентальных формаций (табл. 7.1). Причины этого явления рассмотрены ранее (см. раздел 5.4.3).

Следовательно, литолого-фациальные особенности региона позволяют восстанавливать не только коллекторские свойства водоносного комплекса, тип гидрогеологической структуры, но и дать первое представление о степени минерализации и химическом составе седиментационных вод, гидрогеохимической зональности бассейна и т.д.

Естественно, что при этом необходимо учитывать эволюцию состава вод, протекающую при ее взаимодействии с горными по-

340

Таблица 7.1

Связь геохимических типов воды с главными геологическими формациями (по Е.А. Баскову, с изменениями)

Геологическая формация

Общая минерализация, г/л

Преобладающий состав воды

Терригенные

континентальные* < 3,0

HCO3-Ca-Na и HCO3-SO4-Na

Терригенные морские 10-30 Cl-Na Карбонатные 30-50 Cl-Na Галогенные >300 Cl-Na-Ca и Cl-Ca

* В гумидных районах родами вследствие равновесно-неравновесного характера этой системы (см. раздел 5.2).

В качестве гидрогеохимических показателей генезиса и истории подземных вод могут служить также некоторые коэффициенты, характеризующие количественные соотношения между различными компонентами состава вод: хлор-натриевый, хлор-бромный и др.

Если хлор-натриевый коэффициент (в эквивалентном выражении) выше 0,87, то воды являются либо малометаморфизованными инфильтрационными, либо, если их минерализация резко повышена, инфильтрационными, но растворяющими соль. Если этот коэффициент значительно ниже 0,87, то воды являются седиментационными с высокой степенью метаморфизма. Тем самым в общих чертах выявляется эволюционная направленность изменения состава воды.

Величина хлор-бромного коэффициента приблизительно равная 300, в общем аналогична величине хлор-натриевого — 0,87. Отличие заключается в том, что хлор-бромный коэффициент иногда может аномально понижаться под влиянием поступления в воды биогенного брома из органических веществ.

Французский гидрогеолог А. Шеллер предложил использовать для определения генезиса вод также коэффициент хлоридно-щелоч-ного неравновесия: для морской воды он равен 0,129, для седимен-тационной воды или сильно метаморфизованной инфильтра'ционной воды он выше 0,129, для инфильтрационной воды этот.коэффициент может быть ниже 0,129 и даже ниже нуля, т.е. коэффициент Шеллера 0,129 соответствует хлор-натриевому коэффициенту 0,87 и хлор-бромному 300.

Необходимо также подчеркнуть, что, по Е.А. Баскову, важнейшей предпосылкой для осуществления палеогидрогеологических реконструкций — восстановления гидрогеологических условий для минувших геологических эпох — является высокая устойчивость гидрогеологических условий в течение геологического времени. Несмотря на то, что подземные воды формируют под-

341

вижные динамические системы, основные закономерности их распространения и формирования весьма стабильны во времени. Так, например, гидрогеологические условия в некоторых артезианских бассейнах древних платформ (Ангаро-Ленский бассейн, Сибирская платформа и др.) не претерпевают существенных изменений на протяжении десятков и сотен миллионов лет. Или, например, в пределах Балтийского щита в верхних частях разреза гидрогеологические условия оставались в целом сходными в течение многих миллионов лет.

Высокая устойчивость параметров гидрогеологических систем позволяет восстанавливать и палеогидрогеологические условия бассейнов на отдельных этапах их геологической истории. При этом используется идея о том, что параметры давлений в элизионном бассейне во многом определяются распределением мощности осадков. Не без основания предполагается, что градиенты напоров перпендикулярны к изолиниям мощностей и направлены от зоны максимального прогибания, рассматриваемых как палеопьезомакси-мумы, к зонам с минимальными мощностями осадков, относимых к палеопьезоминимумам. Такой подход дает возможность судить о последовательности и направленности изменений условий миграции воды в бассейне.

Воссоздание гидродинамических условий на инфильтрационных этапах, по С.Б. Вагину, требует иного подхода. Основой для построения гидродинамических схем могут служить палеогеологи-ческие карты, составленные к концу денудационного этапа, где можно выделить зоны инфильтрации и возможные области разгрузки. Существенное значение имеют при этом сведения о палеорельефе и палеоклимате, которые позволяют подойти к определению возможных гидростатических напоров, создающихся в областях питания водоносных горизонтов. Палеогеологические разрезы дают возможность выявить направление подземного стока и наметить предполагаемые зоны разгрузки и дренажа. О продолжительности и масштабах инфильтрации можно судить по длительности перерыва в осадконакоплении, мощности осадков в соседних бассейнах сноса, масштабам механической эрозии, глубине проникновения палеокар-ста, масштабам образования палеотравертинов, интенсивности выщелачивания соленосных и гипсоносных отложений и т.д.

7.2.2. Изотопные методы

Важным инструментом палеогидрогеологических реконструкций в последнее время стало изучение изотопного состава воды и растворенных в ней компонентов. В основе изотопной идеи лежит допущение о постоянстве первозданного изотопного состава любого элемента, который впоследствии в результате разнообразных геологических процессов меняется и по степени таких изменений можно судить о сути и масштабах тех или иных процессов и явлений [6].

342

Таблица 7 . 2

Основные изотопы, используемые для решения гидрогеологических проблем (по В.И. Фе рронскому, Е.В. Пиннеке ру и др.)

Проблемы Изотопы

Генезис подземных вод 2H,

18O,

3H

Масштабы смешения вод различных

водоносных горизонтов

2H

Наличие или отсутствие

современного питания водоносного

горизонта

3H

Пропорции неглубоких (грунтовых) и

глубоких вод разного генезиса

18O

Диагностика рассолов

выщелачивания и седиментационного

генезиса

2H,

3H

Происхождение воды в жидких

включениях минералов

2H,

18O

Установление первоисточника

растворенных в воде веществ

3He,

13C,

34S,

87Sr

Связь водоносных горизонтов с

поверхностными водами

2H,

3H,

18O

Определение направления и скорости

движения подземных вод

3H,

14C

Оценка интенсивности питания

подземных вод атмосферными

осадками

3H,

14C

Трассирование разломов 3H

Определение возраста подземных

вод

3H,

14C,

32Si,

3He,

85Kr,

36Cl,

10B,

40Ar

Картирование зон разгрузки, контроль

за продвижением нефтяного контакта

2H,

18O,

3He,

40Ar, Rn,

3H,

90Sr,

22Na

Перечень некоторых гидрогеологических проблем, решаемых с помощью

изотопов, приведен в табл. 7.2.

Особую ценность изотопные исследования имеют при восстановлении геологической истории молекулы воды. Для этого используются отношения между стабильными изотопами водорода (протием

1Н и дейтерием

2Н или D) и

кислорода (16

О и 18

О). Основным процессом разделения изотопов водорода и кислорода является их фракционирование при фазовых переходах (особенно при испарении и конденсации) на поверхности земли. В результате пары воды и формирующиеся из них атмосферные осадки обогащаются легкими изотопами водорода и в меньшей степени кислорода, в то время как в морской воде накапливаются их тяжелые разновидности. Подобное фракционирование характерно и для процессов замерзания и оттаивания воды.

Считается, что в подземных водах нет других физических или химических процессов, которые бы вызывали изотопные эффекты, сравнимые по масштабу с фракционированием при фазовых пере-

343

ходах воды на поверхности земли. Даже такой значимый геохимический процесс, как выпадание солей из насыщенных растворов (см. табл. 5.23), по заключению В.А. Полякова, не приводит к значительному концентрированию дейтерия. Правда, этот последний вывод требует специальной экспериментальной проверки. Тем более, что по этому вопросу существуют противоречивые мнения.

Мощным фактором фракционирования изотопов может явиться процесс геологически длительного растворения водой одних минералов и формирования других, при котором изотопы О и Н во вторичных минералах образуют иные по сравнению с исходными соотношения. Однако и этот процесс практически не изучался. В настоящее время общепризнано, что смешение разных генетических типов вод в основном определяет их изотопный состав. Поэтому количественные определения изотопов Н и О позволяют различать прежде всего первоисточники воды или их генетические типы и оценивать долю каждого из них в конкретном случае.

Изотопный состав инфильтрационных и седиментационных вод рассмотрен ранее (см. разд. 5.1.3, рис. 5.5 и 5.6). Напомним лишь, что воды зоны активного водообмена по изотопному составу близки к атмосферным осадкам и подвержены влиянию зональных (прежде всего температура) факторов. Значения δ

2Н колеблются в широких пределах — от +20 до -

200‰ и располагаются вдоль так называемой линии Крейга (см. рис. 5.6), смещаясь вправо от нее по мере погружения воды в более глубокие горизонты. Значения δ

18О варьируют в меньших пределах (от +10 до -

30‰) и определяются взаимодействием подземных вод с вмещающими породами и углекислым газом. Первые обеспечивают увеличение δ

18О,

второй — их уменьшение. Седиментационные воды по сравнению с инфильтрационными в целом

отличаются более высокими δ2Н и δ

18О и группируются в пределах значений

океанической воды (рис. 7.4). На этом же рисунке показана гипотетическая величина изотопного состава юве-нильной воды, предложенная, по косвенным данным, американскими исследователями Р. Райе и Д. Уайтом, так как в чистом виде ювенильные воды пока нигде не встречены.

Более низкая концентрация дейтерия и положительный кислородный "сдвиг" характерны для всех термальных вод, генезис которых строго не установлен, но в подавляющем большинстве, по косвенным данным, должен быть отнесен к инфильтрационным.

Кроме изотопов воды при палеогидрогеологических реконструкциях используются изотопы многих других элементов, в первую очередь серы, углерода, стронция и гелия, реже Са, Ar, C1, Кг, Хе, Si, В, Rn, U, Na и др.

Изотопы серы в земной коре разделяются в основном в результате биогенных процессов — сульфатредукции [см. уравнение (5.39)]. При этом продукты жизнедеятельности обогащаются легкими изотопами серы (

32S), а

исходное вещество — тяжелыми (34

S). Такое

344

Рис. 7.4. Диаграмма обобщенных значений изотопного состава различных типов природных вод. По Е.В. Пиннекеру и А.Д. Назарову, схематизировано: 1 — стандарт океанической воды; 2 — ювениль ная вода (предположительно); 3 — реки умеренного пояса; 4 — подземные рассолы С1-Са типа; 5 — термальные воды Восточной Сибири; 6 — воды оз. Байкал; 7 — седиментацион-ные воды; 8 — высокотемпературные воды областей современного вулканизма; 9 — область вод преимущественного морского генезиса

биогенное фракционирование изотопов серы и позволяет использовать этот элемент в качестве индикатора при выяснении источников соединений серы в водах, горных породах, рудах.

Сводная диаграмма отношений 34

S/32

S для большого числа земных материалов приведена на рис. 7.5. Она показывает, что сера в сульфатах "тяжелее", чем в сульфидах. Такое, на первый взгляд парадоксальное, положение объясняется как раз деятельностью бактерий. Дело в том, что сульфиды в осадочных породах являются продуктом биогенных процессов, так как образующийся при биогенном восстановлении сульфатов сероводород служит основным источником серы для осадочных сульфидов (пирита).

Для сульфатов современных океанов характерно среднее значение δ34

S, равное 20‰, а для осадочных сульфидов — 20‰. Так как источник серы на земле один, и он связан с метеоритами, изотопный состав серы которых принят за стандарт, т.е. δ

34S равен 0, можно

345

Рис. 7.5. Значения δ34S различных геологиче ских объектов. По У.Т. Холсер и И. Р. Каплан

сделать вывод, что количество серы в океане и в осадочных породах примерно одинаково.

При осаждении из морской воды гипса фракционирования изотопов серы практически не наблюдается. Из этого следует, что по изотопному составу серы древних эвапоритов, который колеблется в широких пределах (рис. 7.6), можно восстанавливать изотопный состав исходной для этих эвапоритов морской воды, судить о соотношении сульфатов и сульфидов между океаном и осадочными бассейнами, а значит и о геохимической среде, характере водооб-мена, составе вод в соответствующую геологическую эпоху.

Изотопные отношения серы дают нам сведения также о многих других аспектах геологической историй. Так, например, изучение их показало, что в одних месторождениях меди сера имеет осадочное происхождение, а в других ее источником были мантия или нижние части земной коры. Кроме того, по величине отношения изотопов серы определялся источник, из которого сера поступала в атмосферу, подземную воду, реки, моря. Для метеорных вод в целом, по данным В.А. Гриненко, Л.Н. Гриненко, В.И. Виноградова и др., характерны соединения серы с легким ее изотопом: δ

34S изменяется от 3,2 до

8,2‰, тогда как в глубоких (седиментационных) водах этот показатель возрастает до 60‰. Это означает, что сульфаты в воды верхней гидродинамической зоны поступают за счет окисления H2S или осадочных сульфидов, а в седиментационные воды — из морской воды и эвапоритовых минералов.

346

Рис. 7.6. Значения δ34S в эвапоритах различного возраста. По

У. Т. Холсер и И. Р. Каплан

Использование изотопов стронция базируется на том, что 87

Sr образуется в результате радиоактивного распада

87Rb, и соответственно его концентрация

определяется продолжительностью и количеством распавшегося Rb. Вследствие этого в разных геологических образованиях отношение

87Sr/

86Sr

различно и используется при решении разнообразных геологических, включая палеогидроге-ологические, задач. Наиболее контрастны по этому параметру три группы геологических образований: 1) породы мантийного генезиса

87Sr/

86Sr<0,707; 2) породы морского генезиса (0,707-0,712) и 3)

гранитоиды (>0,712). Современная океаническая вода отличается удивительным постоянством рассматриваемых изотопов Sr (в среднем отношение равно 0,7093).

Подземные воды характеризуются достаточно широким разбросом изотопов Sr [6]. Наиболее легкими, по обобщенным данным Е.В. Пиннекера и А.Д. Назарова, оказались парогидротермы Исландии и Камчатки (<0,705), затем следуют термальные рассолы Красного моря (0,706-0,709) и углекислые воды Прибайкалья и Монгольской республики (0,705-0,712). К наиболее тяжелым относятся гидротермы Прибайкалья (0,710-0,718), крепкие рассолы С1-Са типа Сибирской платформы (0,712-0,719) и нефтяные воды штатов Канзас и Колорадо (0,710-0,734). Промежуточное положение занимают речные и озерные воды, подземные воды зоны активного водообмена и рассолы выщелачивания Cl-Na типа.

347

Низкие значения 87

Sr/86

Sr в парогидротермах Е.В. Пиннекер и А.Д. Назаров объясняют поступлением мантийного стронция. Логичнее, однако, наблюдаемые факты объяснить геологически длительным взаимодействием этих флюидов с породами основного и ультраосновного состава, т.е. с породами заведомо мантийного генезиса. Это же касается и рассолов С1-Са типа, которые стронций заимствуют, как было показано в разделе 5.4.3, из сульфатов кальция и алюмосиликатов. Здесь мы можем теперь уточнить — и из алюмосиликатов кислого состава.

Следовательно, данные по изотопам Sr еще раз убедительно свидетельствуют об огромном влиянии горных пород на состав подземных вод. При этом такое влияние тем значительнее, чем более длительное время вода контактировала с горными породами. Последнее определяется, в частности, минерализацией рассолов, их составом и температурой воды. Это обстоятельство необходимо использовать при палеогидрогеологическом анализе древних гидрогеологических систем.

Изотопы гелия также широко используются при решении генетических проблем гидрогеологии. Принципы его применения базируются на том, что в подземных водах

4Не образуется за счет α-распада ядер тяжелых

радиоактивных элементов, рассеянных в горных породах. Вследствие этого с глубиной его содержание в водах возрастает, а отношение

3Не/

4Не

уменьшается. И это подтверждается фактическими данными (рис. 7.7). Вместе с тем в некоторых термальных водах, например в гидротермах Исландии, это отношение резко возрастает и становится выше его значений Рис. 7.7. Зависимость от-ношения 3Не/4Не от кон-центрации гелия в газе. По В. И. Кононову и Б.Г. Поляку: 1 — гидротермы Исландии; 2 — атмосфера; 3 — конти-ненталь ны е газопрояв ления и различны е водопунк ты

348

в атмосфере, где оно составляет (1,2-1,3)10-6

. Это обстоятельство некоторые исследователи (И.Л. Каменский, И.Н. Толстихин, В.П. Якуцени и др.) объясняют подтоком по зонам глубинных разломов мантийного гелия, отличающегося легким изотопным составом. Но это пока только гипотеза и не более. Тем не менее она широко используется при разнообразных гидрогеологических построениях, включая определение генезиса подземных вод глубинного типа.

7.3. ВОЗРАСТ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Как было показано в предыдущих разделах, вода подвижна и всегда участвует в том или ином круговороте. В зависимости от этого время нахождения ее в горных породах различно. Это время и принято считать за возраст подземной воды. Следовательно, речь идет не об абсолютном возрасте воды, как физического тела, а о среднем времени нахождения ее в земных недрах, начиная с момента попадания ее в водоносный горизонт и кончая выходом на дневную поверхность. Знание такого относительного возраста воды помогает решать многие проблемы палеогидрогеологии.

Различают три основных метода определения возраста подземных вод: 1) гидрогеодинамический; 2) инертных газов, растворенных в воде, и 3) радиогенных изотопов.

Гидрогеодинамический метод основан на расчете современных скоростей движения вод, что позволяет вычислить продолжительность водообмена во всем бассейне подземных вод или в отдельных его частях. Метод применим главным образом для выдержанных водоносных горизонтов зоны интенсивного водообмена, но его используют также для ориентировочной оценки темпа водообмена в глубоких горизонтах бассейнов пластовых вод.

Время нахождения подземных вод в земных недрах, характеризующее возраст, определяется по формуле

Т = A(L/U), (7.4)

где Т — возраст подземных вод, равный периоду полного водообмена в водоносном горизонте; А — поправочный коэффициент на увеличение длины пути движения подземных вод; L — расстояние от области питания до области разгрузки; U — средняя действительная скорость движения.

Некоторые трудности возникают при определении коэффициента А. Он зависит от геолого-структурных и коллекторских особенностей водоносного горизонта и изменяется от 1,5 до 10 [6].

Действительная скорость движения рассчитывается по усреднен-ним значениям коэффициентов фильтрации или проницаемости с учетом эффективной пористости горных пород, температуры и вязкости воды (см. раздел 4.1.4). Ориентировочно о возрасте воды

349

можно судить по средним гидродинамическим показателям, приведенным в табл. 6.5, 6.6, и 6.8.

Гидродинамический метод применим только для небольших бассейнов грунтовых и артезианских вод инфильтрационного типа и при наличии достаточно надежных данных по гидродинамическим параметрам бассейна.

Метод инертных газов основан на том, что при радиоактивном распаде химически инертные газы накапливаются в водоносных горизонтах, и их количество тем больше, чем древнее возраст воды. При этом необходимо, естественно, учитывать возможные потери газов путем диффузии, конвекции или перехода в свободную фазу. Этот метод применим для определения возраста древних седимен-тационных вод.

Инертные газы, растворенные в подземных водах, являются показателем возраста сравнительно древних вод, время нахождения которых в недрах земли исчисляется, как правило, миллионами лет.

В гидрогеологии широко используется метод расчета возраста подземных вод по гелиево-аргоновому отношению растворенных газов. Сущность его состоит в том, что количество аргона как газа преимущественно воздушного происхождения в течение времени остается практически неизменным, а гелий, будучи газом радиогенного генезиса, постепенно накапливается в подземных водах. Следовательно, чем выше возраст, тем больше должна быть величина гелиево-аргонного отношения.

Формула для определении возраста подземных вод предложена В.П. Савченко и затем несколько видоизменена А.Л. Козловым. При расчетах необходимо учитывать только аргон воздушного происхождения. Радиогенный аргон, количество которого (главным образом за счет радиоактивного распада

40К) может достигать иногда более 50% от общего

аргона, исключается, а формула принимает следующий вид: Т = K (Не/Аг

B) (7.5)

где Т — возраст подземных вод; К — коэффициент, зависящий от радиоактивности, пористости и плотности пород, степени отдачи гелия породами и его диффундирующей способности; Не — содержание гелия; Аг

в

— содержание воздушного аргона. Коэффициент К — величина переменная. Ориентируясь на средние

значения параметров (радиоактивность, пористость и т.д.), В.П. Савченко принимал его равным 77,1, а А.Л. Козлов — 115. В каждом случае требуется определить этот коэффициент применительно к конкретным геологическим условиям. В породах с фоновой радиоактивностью и "нормальной" отдачей гелия породами в воду значения К зависят прежде всего от плотности и пористости пород. В этом случае Е.В. Пиннекер рекомендует пользоваться графиком зависимости этого коэффициента от пористости пород (рис. 7.8). Более подробно приемы подобных расчетов можно найти в книгах [5,6].

350

Рис. 7.8. Зависимость К от пористости пород при расчете возраста подземных вод

Метод радиоактивных изотопов основан на свойстве последних распадаться с определенной скоростью в любых теологических условиях. При попадании в подземные воды (при отсутствии другого источника) их количество монотонно убывает. Следовательно, чем меньше их содержание, тем выше возраст Воды. Особенно широко для этих целей используются изотопы водорода (тритий), углерода (

14С), урана и некоторых других

элементов. В следствие относительно малого периода распада трития (12,43

года) он используется для определения возраста современных вод (не более 100 лет). Трудности тритиевого метода связаны в основном с неопределенностью его концентраций в атмосферных осадках, вызванной атомными испытаниями в атмосфере. До 1952 г. концентрация трития в атмосферных осадках не превышала 10 Т.Е. Однако при неоднократных испытаниях ядерных бомб она возросла в сотни раз (см. рис. 3.5 и 5.4). После прекращения массовых взрывов, начиная с 1962 г., уровень трития в атмосферных осадках стал падать, хотя он до сих пор не достиг естественного фона. Причина заключается в продолжающихся испытаниях ядерного оружия в атмосфере (Китай, Франция) и выбросах трития предприятиями по переработке атомного топлива. Зараженность атмосферы термоядерным тритием затрудняет определение возраста подземных вод, требуя внесения в расчеты необходимых поправок на диагностику уровня тритиевой концентрации в области питания. Тем не менее метод широко применяется, так как тритий легко обнаруживается в небольших количествах и не сорбируется породами.

Для более точного определения возраста воды тритиевым методом И.Н. Толстихин и И.Л. Каменский рекомендуют использовать дополнительно данные и о продукте β-распада трития —

3Не. В этом случае формула расчета

возраста воды Т (лет) выглядит следующим образом:

Т = (1/λ) ln[(3Н +

3Не -

3Неатм)/

3Н], (7.6)

351

где λ — постоянная распада трития, равная 0,056; 3Н — концентрация трития

в подземных водах, Т.Е; 3Не — концентрация изотопа гелия в подземных

водах; 3Неатм — содержание изотопа гелия в дождевых водах до

инфильтрации. Изучение трития в гидрогеологических целях позволяет определять не

только возраст "молодых" вод, но и дает информацию об условиях их питания, взаимосвязи водоносных горизонтов, скорости водообмена, скорости движения воды и т.д.

Период полураспада радиоуглерода (14

С) равен 5730 лет, это дает возможность определения возраста воды до 25 тыс. лет, что расширяет границы палеогидрогеологических построений. Вместе с тем здесь имеются и свои трудности. Дело в том, что в отличие от трития радиоуглерод активно участвует в процессах изотопного обмена с углеродом органического вещества и карбонатных пород. В результате даже после внесения соответствующих поправок радиоуглеродный метод, как правило, завышает возраст воды. Кроме того, следует иметь в виду наличие в атмосфере углерода термоядерных взрывов (до 100% и более от содержания

14С) и

возможность разубоживания 14

С углекислотой, появившейся от сжигания ископаемого топлива. Точность радиоуглеродного метода составляет ориентировочно 1000 лет. Следовательно, использовать его рекомендуется для изучения подземных вод, возраст которых превышает 2000-3000 лет.

Определение возраста подземных вод радиоуглеродным методом требует учета только атмосферного

14С и "изоляции"

14С, попавшего в подземные воды

из других источников (вмещающих пород, в результате смешения с другими водами и т.д.). Условие это не всегда выполнимо и ограничивает применимость метода. Поэтому, если подземные воды находятся в карбонатных породах или связаны с органическим веществом, применять его затруднительно. Однако в терригенных породах радиоуглеродный метод отличается хорошей точностью и обеспечивает, по обобщенным данным Е.В. Пиннекера, хорошие результаты.

Более подробно распределение рассматриваемых изотопов, а также 7Ве,

10Ве,

22Na,

26A1,

32Si,

32P,

33Р,

36С1,

37Аг,

39Аг и их использование в решении

гидрогеологических и гидрологических задач (смешение вод, водообмен в бассейнах, динамика грунтовых вод, питание и разгрузка подземных вод, взаимосвязь водоносных горизонтов, определение возраста воды и т.д.) рассмотрено в книге В.И. Феррон-ского и др. [8].

При определении возраста подземных вод кроме короткоживу-щих космогенных изотопов используются также долгоживущие радиогенные изотопы, образующиеся в земной коре естественным путем. В этих целях наиболее широко применимы изотопы урана и, в частности, отношение 234

U/238

U. Идея использования этого отношения базируется на разной длительности периодов полураспада этих изотопов:

234U — 2,48·10

5 лет, a

238U — 4,51·10

9 лет. После

352

попадания в подземные воды вследствие более быстрого распада 234

U это отношение уменьшается пропорционально времени нахождения воды в горных породах.

Метод урановых и вообще долгоживущих изотопов применим только для древних вод, возраст которых составляет более 1 млн. лет. Кроме того, следует учитывать масштабы взаимодействия этих изотопов с горными породами (сорбция, десорбция, минеральные преобразования и т.д.). В настоящее время решение этой задачи представляется достаточно сложным делом. Поэтому метод может быть использован только в комплексе с другими.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Чем отличается палеогидрогеология от исторической гидрогеоло гии?

2. Назовите ведущие принципы, положенные в основу палеогйдро - геологии.

3. В чем различие гидрогеологического цикла и цикла водообмена? 4. Какие, главные факторы приво дят к фракционированию изото

пов? 5. Что понимается под возрастом подземных вод? 6. Какие изотопы используются для определения возраста подзем

ных вод?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Басков Е .Л. Основы палеогидрогеологии рудных месторожде ний. - Л.: Недра, 1985.

2. Геология нефти и газа Западной Сибири/А.Э. Конторович, И.И. Нестеров, Ф.К. Салманов и др . - М.: Недра, 1975.

3. Карцев А.А., Вагин С.Б., Басков ЕЛ. Палеогидрогеология. - М.: Недра, 1969.

4. Карцев АЛ. Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений. - М.: Недра, 1972.

5. Короткое А.И., Павлов В.Н. Гидрохимический метод в геологии и гидрогеологии. - Л.: Недра, 1972.

6. Основы гидрогеологии. Геологическая деятельность и история воды в зем ных недра х/Е.В. Пиннекер , Б.И. Писарский, С.Л. Шварцев и др. - Новосибирск: Наука, 1982.

7. Смирнов СИ. Историческая гидрогеология. - М.: Недра, 1991. 8. Ф е рр он ск ий В. И ., П о ляко в В . А ., Ро м а но в В . В. Ко с м ог е н ны е

изотопы гидросферы. - М.: Наука, 1984. 9. Эволюция геологических процессов в истории Зем ли/ Под ред.

Н.П. Лаверова. - М.: Наука, 1993.

353

Г ла ва 8

ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ГИДРОСФЕРЫ СИНЕРГЕТИКА СИСТЕМЫ ВОДА –

ПОРОДА

зложенное в предыдущих разделах доказывает совершенно особую геологическую роль подземной гидросферы в истории Земли, развитии и становлении жизни, преобразовании лика нашей планеты, геохимическом перераспределении элементов, формировании и поддержании в стабильном состоянии окружающей, среды. В настоящем разделе мы углубим представления о фундаментальных свойствах гидросферы в целом, т.е. таких ее особенностях, которые ей присущи, как геологической системе, определя-ющей прогрессивное и поступательное развитие Земли как самоор-ганизующейся гиперсистемы.

8.1. ОСОБОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ВОДЫ И ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЕ СВОЙСТВА

ГИДРОСФЕРЫ

Первым особое положение воды в истории Земли осознал и наиболее полно обосновал В.И. Вернадский. Его основной труд "История природных вод" остается актуальнейшим и в наши дни [1]. До него отдельные важные положения об особой геологической роли воды были высказаны Г. Агриколой, М.В. Ломоносовым, основателями школы нептунистов (А.Г. Вернер, Ж. Ламарк и др.), Э. Зюссом, А. Добре, И.В. Мушкетовым, Е.А. Басковым и др.

Нельзя не начать рассмотрение вопроса об особом положении воды в истории Земли с глубочайшего заключения В.И. Вернадского о том, что "вода стоит особняком в истории нашей планеты. Нет природного тела, которое могло бы сравниться с ней по влиянию на ход основных, самых грандиозных геологических процессов" [1, с. 16]. Эта мысль великого ученого развивается применительно к разным оболочкам Земли: 1) не только земная поверхность, но и глубокие части планеты определяются в самых существенных проявлениях наличием и свойствами воды; 2) вода создает основные механизмы земной коры, вплоть до магматической оболочки по крайней мере; 3) ею вызывается и отчасти создается электрическое поле планеты и ее атмосферы; 4) свойства воды создают климат и определяют термодинамику атмосферы, 5) вода определяет всю химию земной коры и среду жизни; 6) природная вода охватывает и создает всю жизнь человека, так как едва ли есть какое-нибудь другое природное тело, которое бы

И

354

до такой степени определяла его общественный уклад, быт, суще-ствование; 7) вода определяет и создает всю биосферу.

За каждым из приведенных высказываний — глубочайшее научное обобщение многочисленных эмпирических фактов, величайшая, сконцентрированная в емкой фразе мысль, определяющая парадигму всего нашего знания о роли воды в развитии нашей планеты и ее особого положения среди всех природных тел. Было бы, поэтому, справедливо идею ученого о том, что "вода занимает особое положение и стоит особняком в истории нашей планеты" назвать постулатом В.И. Вернадского.

Значимость данного постулата подтверждается все новыми и новыми фактическими материалами и многочисленными научными концепциями. Остановимся на важнейших из них.

1. Строение воды. После того как в 1780 г. Г. Кавендиш и А. Лавуазье экспериментально установили, что вода состоит из кислорода и водорода, началось изучение ее свойств и строения. Постепенно выяснилось, что вода отличается от других природных соединений необычно сложным строением (см. раздел 1.2), изучение которого по сути только начинается. Разработано много разнообразных моделей строения воды, но все они носят скорее гипотетичес-кий характер. Нет сомнения, что на этом пути науку ожидают в ближайшие десятилетия крупные открытия. Тем не менее уже сегодня совершенно очевидны по крайней мере два важных обстоятельства, которые определяют фундаментальные свойства воды. Первое из них состоит в том, что строение и свойства воды обеспечивают наиболее благоприятные условия для развития жизни на Земле. Для доказательства приведем только один пример. Как известно из законов физики, все тела при нагревании расширяются, а при охлаждении сжимаются. Но из этого правила, оказывается, есть исключение. И этим исключением является вода, которая ведет себя иначе. Если бы при превращении в лед (охлаждении) вода сжималась, лед был бы тяжелее воды и тонул бы на дно рек, озер, водоемов. Большинство рек и озер даже в умеренных широтах в зимний период были бы проморожены до дна, что сделало бы жизнь в той форме, которая существует на Земле, в этих водоемах и всех водосборных площадях невозможной. И такие примеры, вытекающие из строения воды, можно продолжить.

Второе фундаментальное свойство воды связано с исключительным многообразием и непрерывной изменчивостью ее структуры по мере изменения многочисленных внешних факторов (T, Р, количества воды, концентрации химических соединений, физических полей и т.д.). В самом деле, кто не любовался многообразием и красотой ледяных узоров на окнах, необычайным разнообразием снежинок, инея на деревьях, льда на реках и озерах, тумана, облаков и т.д. Но это только незначительная часть скрытого от глаз мира структур и свойств воды. Как нет абсолютно одина-ковых двух капель воды, так нет двух типов воды одинаковых

355

по структуре. Структура воды меняется не только в пространстве при переходе от одного его химического типа или вида к другому, от грунтовых вод к артезианским, от пленочных к гидроскопичес-ким, от горячих к холодным, но и во времени вследствие изменений температуры, давления, состава газов и органических соединений, концентрации вещества, магнитного, электрического, гравитационного и многих других полей.

Структура любого водного раствора меняется непрерывно, но строго закономерно, как течение воды в реке. Изменение структуры воды — это еще одно ее невидимое глазом течение, к сожалению, очень слабо охваченное научной мыслью. Поэтому изучение структуры воды — одна из важнейших задач всей фундаментальной науки. Имеются все основания предполагать, что основа многообразия окружающего нас мира кроется в многообразии именно структуры воды и ее способности к непрерывному многоплановому изменению и, как будет показано ниже, функции передачи информации через изменение этой структуры.

2. "Всюдностъ" воды. Трудно лучше В.И. Вернадского выразить мысль о способности воды в разных формах и фазовых состояниях проникать во все без исключения земные образования. "Нет земного вещества — минерала, горной породы, живого тела, которое бы ее не заключало. Все земное вещество — под влиянием свойственных воде частичных сил, ее парообразного состояния, ее вездесущности в верхней части планеты — ею проникнуто и охвачено" [1, с. 16].

Накапливающиеся новые данные постоянно подтверждают это эмпирическое обобщение В.И. Вернадского (см. раздел 2). Так, бурение дна Мирового океана выявило новые данные о глубоком проникновении океанической воды в базальтовый слой и ее участии в процессах серпентинизации горных пород. В срединно-океаничес-ких хребтах обнаружены выходы горячих термальных вод (Т > 300° С) типа гидротерм, отлагающих в больших масштабах рудные минералы. Все больше и больше накапливается данных о высокой водообильности зон субдукции. Бурение Кольской сверхглубокой скважины подтвердило высокую обводненность горных пород на больших глубинах в пределах древних щитов. Во всех этих случаях речь идет о свободных водах.

Всюдность других видов воды, включая физически- и химически связанные их формы, признается исследователями не только в земной коре и верхней мантии, но и в нижней мантии и даже во внешнем ядре. Вода в этих оболочках находится во включениях кристаллов, в виде тончайших, пленок между ними, входит в состав многих минералов, растворена или диссоциирована в виде ионов в магматическом расплаве и т.д. Многие крупнейшие ученые (Д.С. Коржинский, В.А. Жариков, А.А. Маракушев, Л.Л. Перчук, Ю.А. Кузнецов, И.М. Волохов, Ф.А. Летников, Б.В. Олейников и др.) большое значение придают потоку восходящих (сквозь магмати-

356

ческих или трансмагматических) флюидов из мантии в земную кору. Генерация таких флюидов связывается с дегазацией Земли и дегидратацией водосодержащих минералов в мантии. Расхождения касаются только темпов таких процессов и структурных зон планеты, где эти процессы геологически значимы. И хотя прямых доказательств существования такого флюидного потока пока не найдено, сомневаться в наличии воды в глубоких зонах Земли вряд ли стоит [5].

В последнее время новосибирский исследователь Б.А. Фурсенко установил еще один, на первый взгляд, парадоксальный факт, связанный с проникновением воды в решетку минералов при сжатии последних под давлением. Подчеркнем, что под большим давлением, когда, казалось бы, вода должна выдавливаться из кристаллической решетки. Такое явление установлено в каркасных силикатах, для которых характерно наличие гибкого "разворачивающегося" под большим давлением каркаса, способного к увеличению каналов в результате разворота тетраэдров или даже целых фрагментов каркаса, и соответственно заполнению молекулами воды дополнительных (ранее вакантных) позиций в новом каркасе.

На этом и других примерах мы видим разнообразные способности воды проникать в малейшие пустоты, расположенные не только в межзерновом пространстве, но и непосредственно в кристаллической решетке. Тем самым подтверждается мысль, что вода постоянно "завоевывает" все новое и новое геологическое пространство и постепенно расширяет сферу своего влияния на ход новых геологических процессов и явлений.

Таким образом, свойство воды, состоящее в ее способности "захватывать" новое геологическое пространство, проникать во все земные (геологические и биологические) образования, изменять и разнообразить свои формы нахождения (виды воды) в зависимости от конкретной геологической ситуации и тем самым менять состав и формы земных тел, характеризует ее всепроникающие способности и распространение во всех без исключения оболочках Земли. В этом состоит проявление совершенно особого положе-ния воды на Земле.

3. Геологически вечная подвижность воды. "Масса воды, по крайней мере в 3,8·10

20 г, находится в вечном, непрерывном, нео-хватимом воображением,

но поддающемся учету научной мысли, разнообразном движении" [1, с. 17]. Движение воды весьма многообразно и проявляется в многочисленных круговоротах (см. разделы 3 и 4). Оно происходит под влиянием силы тяжести, молекулярного движения ее ассоциатов при смене фазового состо-яния, солнечной (тепловой) энергии, под действием сил, возника ющих на границе систем вода — порода, вода — газ, вода — органическое вещество, тектонических или других напряжений, возникающих в недрах. Но главная форма движения воды — это ее перемещение вместе с горной породой или, точнее, — вместе с геологической

357

средой в процессе разнообразных геологических круговоротов вещества. И только периодически в определенных геологических условиях вода либо покидает горную породу, либо поглощается ею. Поэтому следует говорить о единой геологической форме движения воды на нашей планете как о важнейшей составляющей геологической формы движения материи в целом, обоснованной академиком Б.М. Кедровым.

Геологическая форма движения воды имеет сложную природу, связанную с перемещением воды как через породу, так и вместе с породой в различных видах и формах, включая различные фазовые состояния, химические преобразования молекулы, растворение в магматическом расплаве и т.д. Неотъемлемая черта геологической формы движения воды в отличие от механической или физической — непрерывное взаимодействие с горными породами, при котором вода, двигаясь, последовательно меняет физические свойства и соответственно характер взаимодействия с вмещающими ее телами.

В общем виде можно наметить четыре разновидности геологической формы движения воды: 1) метеогенная, отличающаяся тем, что вода просачивается сквозь поры горных пород; 2) техногенная, близкая по сути к метеогенной, которая однако, изменена существенно техногенной деятельностью человека; 3) литогенная, при которой перенос воды частично или полностью происходит совместно с вмещающими ее горными породами и органическим веществом; 4) магматогенная, обусловленная как движением самого магматического расплава, так и всеми другими явлениями, сопро-вождающими этот процесс (отделением воды, синтезом ее молекул, сквозьмагматическим перемещением и т.д.).

Еще несколько столетий назад великий натуралист Г. Галилей как-то сказал, что "легче изучить движение спутников Юпитера, чем движение воды". При этом он имел в виду только течение воды в потоке. Применительно же к геологической форме движения воды в ее многообразии слова Г. Галилея и в наши дни звучат актуально. Сложность и многообразие движения воды определяют фундаментальные свойства гидросферы в целом.

4. Единство природных вод. Все природные воды, где бы они не находились, всегда связаны между собой и представляют единое целое. "Все, что происходит с любой водой в одном каком-нибудь месте, отражается в действительности на всей ее земной массе" [1, с. 592]. Такое единство природных вод, имеющее полную аналогию с живым веществом, по В.И. Вернадскому, определяется двумя основными явлениями: 1) чрезвычайно легким переходом воды в термодинамических условиях земной коры из одного фазового состояния в другое и 2) постоянным присутствием в воде газовых компонентов: природная вода всегда газовый раствор.

Подчеркнем, что В.И. Вернадский различал пять фазовых состояний воды на земле: кроме известных — жидкого, парообразного

358

и твердого, — еще волосное и ионное. Первое представлено огромным классом физически связанных вод, находящихся под непосредственным влиянием твердого тела, второе — электрически заряженными молекулярными комплексами воды, широко развитыми в атмосфере. Непрерывный переход одного состояния воды в другое обеспечивает целостность ее геологического тела при разнообразных формах его проявления.

Единство воды обусловливается также ее единым генезисом на земле, а возможно, и в Космосе, относительно изолированным положением капельно-жидкой воды на нашей планете, проникающим распределением различных форм воды во все земные оболочки -атмосферу, литосферу, биосферу, мантию и др., взаимодействием различных типов и видов воды в процессе многочисленных круговоротов и т.д.

5. Разнообразие видов и форм проявления воды. Единство при родных вод не мешает поражающему воображение многообразию форм ее проявления на Земле. Одно целое по существу — вода земных недр — исключительно многообразна в разных частях, уровнях и истории нашей планеты. Это свойство проявляется во всем, что ка сается воды: геологических формах залегания (горизонт, пласт, река, линза, лед, пароводяная смесь), характере движения (фильтрация, диффузия, осмос, капиллярное поднятие, молекулярное перемещение), фазовом состоянии (твердое, жидкое, парообразное, волосное, ион ное, диссоциированное), видах вхождения в структуру минерала (ион ное, молекулярное, конденсированное, сорбированное, замещения), взаимодействии с поверхностью минерала (физическое, химическое, механическое), проявлении на поверхности земли (океан, озеро, река, родник, гейзер, болото, наледь, водопад), форме заполнения геоло гических тел (поры, трещины, жилы, каверны, карстовые пустоты, микрокапилляры, вода в камне).

При этом вода не просто заполняет какую-либо пустоту, но, двигаясь и взаимодействуя с водовмещающим веществом, меняет форму тела (своего "жилища"), его перестраивает и видоизменяет. Противоречие между стремлением воды заполнять какой-либо объем и одновременно его видоизменять — одно из главных, определяющих прогрессивное развитие в неживой природе.

Если еще напомнить о многообразии генетических типов воды, их химического и газового состава, температуры, рН, Eh, комплексных формах элементов, строения молекул воды, типов взаимодействия органического вещества, фазовых переходах, то становится очевидным, что мы имеем миллионы и миллиарды форм, видов, типов проявлений воды на нашей планете. Нет на Земле другого тела, сравнимого по многообразию проявлений с водой. При этом очевидно, что многообразие живого мира генетически связано с многообразием форм проявления воды.

6. Диссимметрия в положении гидросферы на Земле. Исключи- тельное положение вод в земной коре позволило В.И. Вернадскому

359

поставить вопрос о важном влиянии гидросферы на строение глубоких частей нашей планеты. Исходным положением для этого служит факт диссимметричного расположения воды на поверхности земли, поскольку в северном полушарии резко доминирует суша, а в южном — океан. Учитывая, что с первой связан континентальный тип земной коры, а со вторым океанический, В.И. Вернадский показал, что преобладание площади океанов над площадью суши должно существовать неизменно в течение всей геологической истории. Отсюда вытекает, что диссимметрия воды, связанная с распределением суши и моря, есть явление не географическое, как думали раньше, а геологическое, и оно определяет в течение всей геологической истории строение, по крайней мере, земной коры. Это, в свою очередь, сказывается и на днесимметричном распределении воды по глубине в земной коре и мантии.

Диссимметрия положения воды на поверхности земли проявляется в истории всей гидросферы, глубинном строении недр, многих других геологических явлениях. Все это свидетельствует о фундаментальных свойствах этого явления.

7. Водное равновесие земной коры. Вся земная кора сплошь пронизана разными формами воды, которые связаны между собой многими физическими, химическими и другими явлениями и процес сами. В земных недрах нет полностью изолированных водных масс, не связанных с другими типами или формами воды. В геологичес ком времени вся масса воды (океан, захороненные, возрожденные, ювенильные) составляет единое сложное геологически длительное динамическое равновесие, которое В.И. Вернадский назвал основ ным водным равновесием земной коры.

Основное водное равновесие — это общее представление о существующем в каждый данный отрезок времени динамическом равновесии между многочисленными типами и формами природных вод в недрах земли, материально связанных между собой миграцией атомов и молекул из одного состояния в другое, из одного типа или вида воды — в другой, из одной полости или тела — в другую. Нельзя забывать, что каждое вещество в недрах земли пронизано тончайшими образованиями волосной воды, являющейся частью этого вещества или тела, но и способной одновременно к обмену энергией, веществом, информацией, который происходит непрерывно, изменяя само это тело.

В результате всего этого динамическое равновесие устанавливается не только между разными типами и формами воды, но и воды с газами, органическим веществом, живым организмом, с горными породами, отдельными минералами. Отсюда важность динамического равновесия всей природной системы вода—порода—газ—органическое вещество.

8. Водообмен — интегрированный показатель взаимодействия. Любые виды подземных вод не просто перемещаются в недрах земли, они непрерывно взаимодействуют с горными породами, газа-

360

ми, органическим веществом. Скорость и направленность протекающих процессов в конечном счете определяются интенсивностью водообмена, который контролирует главный показатель этого процесса — время, взаимодействия.

С увеличением последнего не только растет общая минерализация воды, но (что главное) и меняется характер взаимодействия в самой системе вода — порода — газ — органическое вещество: вместо одних вторичных минералов или продуктов метаморфизма органического вещества формируются другие, изменяется соотношение выносимых водой и накапливаемых химических элементов, трансформируется характер геологической среды, меняются фильтрационные параметры горных пород и т.д. Говоря иначе, меняется направленность эволюционного развития всей системы.

Сказанное крайне важно, так как показывает, что водообмен, контролируя продолжительность взаимодействия в рассматриваемой системе, выступает одной из наиболее фундаментальных характеристик окружающего нас мира, определяющих ход наиболее грандиозных геологических процессов в земной коре.

В самое последнее время удалось получить доказательства того, что система вода — порода является самоорганизующейся, способной направлять ход многих геологических процессов. Рассмотрим этот вопрос более подробно.

8.2. САМООРГАНИЗАЦИЯ СИСТЕМЫ ВОДА — ПОРОДА

Начиная с 70-х годов нашего столетия в науку прочно вошел новый и не совсем понятный термин "синергетика", введенный немецким физиком Г. Хакеном. Этот термин закрепил появление новой науки о самоорганизации материи в динамических неравновесных системах, получившей соответственно название синергетики, которая сразу же привлекла внимание ученых разных научных направлений.

Учитывая всеобъемлющий характер охвата природных явле ний, синергетику называют не просто наукой, а инвариантом, т.е. наукой законов о законах или наукой самого высокого уровня, формирующей наряду с естествознанием и философией современное научное мировоззрение. Неоценимый вклад в разработку этого научного инварианта или парадигму внесли И.Р. Пригожий, Г. Ха-кен, Р. Дефей, Г. Николис, У.Р. Эшби, И. Стенгерс, В. Эбелинг, М. Эйген и многие другие.

В последние годы положения синергетики активно проникают и в геологию. На базе фундаментальных идей В.И. Вернадского, Д.С. Коржинского, А.Л. Яншина, В.А. Жарикова, А.Э. Конторо-вича, Г.Л. Поспелова разработаны некоторые положения синергетики геологических систем [3]. Показано, что большая часть таких систем относится к разряду открытых, нелинейных, динамически

361

активных, постоянно обменивающихся веществом и энергией с окружающим пространством. Все эти свойства служат признаком самоорганизующихся систем. Под последними понимают способность системы самостоятельно выбирать один из множества возможных путей ее эволюции, сопровождающийся уменьшением производства энтропии. Одной из геологических систем, наиболее полно удовлетворяющих критериям самоорганизации, является система вода — порода, составная часть более общей основополагающей для земной коры системы вода — порода — газ — органическое вещество [7]. Рассмотрим суть явления самоорганизации более подробно на примере этой системы.

8.2.1. Неравновесность как важнейший фактор

самоорганизации системы вода — порода

В целом неравновесный характер системы вода — порода в верхней части земной коры геологам хорошо известен. Он проявляется в разрушении водой горных пород и образовании новых минеральных фаз и целых зон вторично измененных пород. Д.С. Коржинс-кий считал, что эта система остается неравновесной и на значительных глубинах в области действия гидротермальных, метасо-матических, метаморфических и других глубинных процессов [2]. И только на отдельных относительно небольших участках, когда скорость движения воды становится меньше скорости протекания химических реакций, в системе устанавливается локальное (мозаичное) равновесие.

В настоящее время равновесие воды с горными породами рассматривается с иных позиций (см. раздел 5.2.2). На базе огромного фактического материала по равновесию разнообразных типов подземных вод с горными породами нами выдвинуто положение о равновесно-неравновесном состоянии этой системы. Согласно этому положению в природных условиях вода независимо от глубины залегания и скорости движения всегда не равновесна с одними минералами, которые она растворяет, но одновременно равновесна с другими, которые она формирует. При этом важно, что вторичный минеральный комплекс того или иного состава, равновесный с водой, формируется на протяжении всего времени взаимодействия системы вода — порода и на разных глубинах, а не только тогда, когда наступает локальное равновесие.

На рис. 8.1 показан пример достаточно простой геологической системы, состоящей из анортита, кальцита и природной воды разного состава. Расположение точек на рисунке показывает, что все воды с минерализацией более 0,4-0,6 г/л равновесны или пересыщены к кальциту, но находятся далеко от равновесия с анортитом. Поэтому они растворяют анортит, но осаждают кальцит. Следовательно, кальций из одного минерала через раствор переходит в другой. В течение геологического времени количество анортита в

362

Рис. 8.1. Степень насыщения подземных вод разной мине рализации относительно кальцита и анортита: К1 — константа растворения анортита при разных парциальных давлениях СО 2; К2 — то же, каль цита; 1 — 9 — подземные воды зоны гипергенеза разных регионов мира; 10 — соленые воды Донбасса; 11 — океаническая вода; 12 — соленые седиментационные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна: 13 — 16 — рассолы Сибирской платформы

системе будет уменьшаться, а кальцита — расти. При этом содержание кальция в контактирующей с этими минералами воде увеличиваться будет только до предела, определяемого параметрами геохимической среды, так как образование кальцита служит барьером и ограничивает рост этого элемента в растворе. Но если это так, то очевидно, что равновесие с анортитом достигнуто не будет и процесс может продолжаться бесконечно долго. Вот эта непрерывность и нелинейность процесса как раз и являются отличительными признаками синергетических систем.

Равновесно-неравновесное состояние системы вода — порода определяет ее неоднозначность, способствующую непрерывному взаимодействию вследствие стремления к равновесию, которое в реальных геологических условиях по ряду причин никогда и нигде полностью не достигается. Неравновесность системы побуждает ее к непрерывному внутреннему саморазвитию, формированию новых структурно-пространственных образований (вторичные минералы и геохимические типы воды), возникновению синергетических явлений самоорганизации в области, далекой от равновесия.

По И.Р. Пригожину и И. Стенгерсу, в случае термодинамического равновесия системы ее элементы (молекулы) ведут себя независимо один от другого, так как каждый из них "игнорирует" все остальные и ведет себя пассивно. Такие элементы системы авторы предлагают называть гипнонами, т.е. пребывающими в гипнотичес-

363

ки-спящем состоянии. Переход в неравновесное состояние "пробуждает" гипноны, между которыми устанавливается когерентная связь, и поэтому они перестают быть независимыми. В этом случае "система ведет себя так, как если бы она была вместилищем дально-действующих сил. Несмотря на то, что силы молекулярного взаимодействия являются короткодействующими (действуют на расстоянии 10-8 см), система строится так, как если бы каждая молекула была "информирована" о состоянии системы в целом" [4].

Для синергетики, в отличие от кибернетики, неравновесность не источник гибели, не состояние деструкции, а, напротив, — основание становления упорядочности, причина структурогенеза и эволюции системы в целом. Неравновесность — движущая сила эволюции, которая приводит в конечном итоге к изменению необратимых потоков энергии (и вещества), возникающих при стремлении к равновесию закрытых мегасистем. С рассматриваемых позиций равновесно-неравновесный характер системы вода — порода выступает главным фактором эволюции минерального вещества многообразных процессов его самоорганизации и саморазвития.

8.2.2. Возникновение и усложнение пространственно-временных структур водно-минеральных систем

Одним из важнейших признаков самоорганизации системы является целенаправленное возникновение, развитие и распад новых пространственно-временных структур. Взаимодействие воды с горными породами, прежде всего алюмосиликатами, как нельзя лучше удовлетворяет этому условию. В самом деле гидролиз алюмосиликатов, как известно [7], приводит к разрушению исходной твердой фазы, химическому разложению воды с одновременным образованием новой минеральной фазы того или иного состава [см. уравнение (5.17)].

Следовательно, взаимодействие двух фаз (воды и породы) приводит к формированию нового (вторичного) образования, которое может формироваться либо на месте разрушаемого водой минерала, повторяя его структуру (псевдоморфное замещение), либо на значительном расстоянии от него. В любом случае из двух компонентов системы (вода и порода) возникает третий, что является явным признаком усложнения и развития системы. Возникающая вторичная минеральная фаза, формируя новые структурные элементы, придает развивающейся системe новые свойства, не присущие ей ранее. Одновременно меняется и состав водного раствора, который через полученные из породы и самой воды химические компоненты образует новую геохимическую среду, воздействующую на характер вторичной минеральной фазы, изменяющей также в конечном итоге свой состав. Вместо каолинита при выветривании начинает формироваться, например, монтморрилонит. В результате этого система еще более усложняется, так как появляется допол-

364

нительный структурный элемент, лучше приспособленный к конкретным условиям среды и отражающий энергетически более выгодное состояние данной системы.

Формирующиеся вторичные минеральные фазы являются продуктом среды. При этом сама среда выступает не чем-то внешним относительно исследуемой системы, а продуктом ее эволюции, который, однако, оказывает непосредственное воздействие на направленность развития самой системы. Механизм этого воздействия состоит в следующем. Вода растворяет исходную горную породу и обогащается теми или иными химическими элементами. При этом меняются значения таких важнейших показателей геохимической среды, как рН, Eh и соленость водного раствора. Эта формирующаяся и непрерывно изменяющаяся среда контролирует состав возникающей вторичной минеральной фазы. Но когда та выпадает из раствора, меняется и характер среды. Измененная среда приводит к выпадению другой минеральной фазы, что опять же сказывается на характере самой среды. Растворяющаяся порода, между тем, также продолжает оказывать воздействие на среду, восстанавливая связываемые вторичной фазой химические эле менты. Налицо одно из важнейших противоречий рассматриваемой системы, которое определяет способность ее к непрерывному эволюционному развитию, присущему самоорганизующимся системам. Среда, таким образом, выступает как неразрывная часть эволюции самой системы, как продукт этой системы, эволюцио-низирующий вместе с нею. При этом развитие системы и среды выступает как единое целое.

Формирование и рост вторичных минеральных фаз в строгом единстве с геохимической средой есть саморазвивающийся процесс, так как он протекает в направлении от частей разрозненных к частям связанным, что, по У.Р. Эшби, является важнейшим признаком самоорганизующейся системы.

Формирование вторичной минеральной фазы представляет собой в сущности зарождение качественно новой системы, состоящей из новых (дополнительных) структурных элементов, которые более упорядочены, приспособлены к условиям среды и поэтому из локальной области (точки зарождения), постепенно расширяясь, захватывают или отвоевывают все новое и новое геологическое пространство. Таковыми, например, являются латериты, оккупировавшие тропические области, глинистые продукты выветривания, широко развитые в условиях умеренного климата, железисто-марганцевые конкреции, отвоевавшие себе центральные части дна океанов, карбонатные калькреты, развитые в степных ландшафтах, и т.д. К этому же типу относятся мощные зоны хлоритизации, монтморил-лонитизации, гидрослюдизации в осадочных бассейнах, зоны гидротермально измененных пород, развитые вокруг рудных месторождений, и, что самое главное для гидрогеологии, разнообразные геохимические типы вод, тесно ассоциирующие с названными вторич-

365

ными продуктами. Это ультрапресные кремнистые воды тропических областей, ассоциирующие с латеритами, содовые воды лесосте-пей, ассоциирующие с вторичными карбонатами, крепкие рассолы хлоридно-кальциевого типа, связанные с гипсоносно-соленосными формациями, и т.д.

Зарождение и постепенное распространение в геологическом пространстве вторичных минеральных фаз, геохимически тесно связанных со строго определенными химическими типами воды, — пример саморазвития и самоорганизации геологических систем.

Необходимо подчеркнуть, что в процессе эволюционного развития системы вода — порода из одного первичного минерала и воды происходит стадийное образование целой гаммы вторичных продуктов, ассоциирующих со строго определенными геохимическими типами воды. Так, например, анортит при длительной геологической эволюции с водой может сформировать гиббсит, бемит, каолинит, монтмориллонит, кальцит, альбит, хлорит, разнообразные цеолиты, эпидот, ломонтит, флюорит и т.д. Каждый из этих минералов устойчив только в ассоциации с водой строго определенного химического состава. В этой способности рассматриваемой системы к непрерывному "размножению" кроются истоки всей геологической, а затем и биологической эволюции природных систем. Эволюция же системы выражается в повышении организованности формирующихся тел и темпов ее изменения.

8.2.3. Механизмы геологической саморегуляции системы вода — порода

Образование вторичной минеральной фазы приводит систему в принципиально иное более сложное состояние, которое в синергетике получило название "стационарного", находящегося в состоянии подвижного равновесия. Применительно к рассматриваемому случаю речь идет о равновесии воды с формирующимся вторичным минералом. Поскольку состав воды во времени меняется, образование вторичной фазы не стабильно, и даже в течение каких-то отрезков времени она может снова растворяться, но равновесие в системе сохраняется. Поэтому говорят о подвижном, т.е. меняющем свою направленность равновесии.

В развивающейся системе таких стационарных состояний, после- довательно сменяющих друг друга или существующих одновременно, может быть несколько. Их число не ограничено и, в принципе, может быть бесконечным. Накопление элементов в водном растворе происходит непрерывно. Соответственно один геохимический тип воды переходит в другой, одна минеральная фаза сменяется на другую. Отсюда в минералогии давно сформировалось представление о стадийности минералообразования, а в гидрогеологии — учение о метаморфизации состава подземных вод.

366

Пример наблюдаемой в природе последовательности вторичного минералообразования показан на рис. 5.9. Вода, движущаяся в горных породах, последовательно насыщается относительно гидро-ксидов Fe и А1, затем к глинистым минералам, кальциту, гипсу и т.д. Переходя в равновесие к новому минералу, вода всегда остается равновесной с предыдущей фазой. Поэтому в точке F, например, вода равновесна одновременно с гиббситом, гѐтитом, каолинитом, гидрослюдой, монтмориллонитом, гипсом и еще целой серией минералов, которые на рисунке не показаны. Следовательно, в системе вода — порода заложены две внутренне противоречивые тенденции: 1) смены во времени типов воды и формирующихся минеральных фаз, т.е. тенденция к стадийным изменениям, и 2) стабилизации системы на уровне какого-то конкретного стационарного состояния, направленного на воспроизводство одной минеральной фазы и соответственно геохимического типа воды.

Тенденция стадийности вытекает из принципа равновесно-неравновесного состоянии системы вода — порода, а тенденция стабилизации — из реально существующего в каждой конкретной системе водообмена, контролирующего время взаимодействия ее составляющих. И в том, и в другом случае имеются конкретные механизмы, контролирующие обе эти потенциально возможные тенденции развития системы. Если механизмы стадийного развитии системы относительно просты и состоят в непрерывном растворении первичных минералов, накоплении в растворе разнообразных химических элементов, которые последовательно осаждаются в форме новых минералов, то механизмы стабилизации системы кроются в самом факте формирования вторичной фазы. Рассмотрим этот вопрос более подробно.

Возникновение в процессе эволюционного развития слоя новой минеральной фазы приводит к разрыву установившихся связей, к механической изоляции реагирующих с самого начала исходных составляющих системы, т.е. воды и первичной породы. Чтобы взаимодействие в изначально существующей системе продолжалось, новые порции воды вынуждены к фронту реакции поступать через уже сформировавшийся вторичньгй минерал и с ним, естественно, взаимодействовать. Поскольку эти новые порции воды не насыщены не только к первичной породе, но и вторичному минералу, они на первой стадии растворяют и этот последний и приходят с ним в равновесие.

Затем, достигая поверхности исходной породы, в соответствии с законами физикохимии водный раствор формирует эту же вторичную фазу. Поясним эхо на конкретном примере.

Горная порода основного состава, например габбро, содержит жилы кальцита. Вода, текущая по жиле, в первую очередь будет растворять кальцит и вскоре окажется с ним в равновесии. Достигая затем поверхности габбро и растворяя плагиоклаз, с которым вода неравновесна, раствор будет получать дополнительные количества

367

кальция и гидрокарбонат-иона [см. реакции (5.15) и (5.18)], что неизбежно приведет к осаждению кальцита. И чем более длительным будет взаимодействие воды с габбро, тем больше будет образовано кальцита. Следовательно, в системе в целом количество кальцита не только не будет уменьшаться, но будет непрерывно расти (см. рис. 8.1). Кстати, в этом и кроется объяснение того факта, что горные породы очень часто пронизаны жилами кальцита, который, казалось бы, должен быть растворен водой. Но если это так, то налицо факт стабилизации системы на уровне воспроизвод-ства кальцита, который постепенно расширяет ореол своего распространения в геологическом пространстве.

Собственно говоря, именно вследствие этого механизма стабилизации, заложенного в самой сути системы вода — порода, образована на Земле огромная масса карбонатов, количество которых медленно, но непрерывно продолжает расти. Это же касается и всех других вторичных минеральных фаз. Именно в этом состоит одно из уникальных свойств самоорганизации рассматриваемой системы вода — порода, направленное на сохранение и приумножение тех новых минеральных фаз, которые возникают в ходе ее эволюции.

В таком целенаправленном развитии системы вода — порода на создание новых природных образований и их стабилизацию в геологическом пространстве и времени проявляются и другие важные свойства этой системы. Во-первых, это свойство "памяти" системы воспроизводить себе подобные структурные и вещественные формы, что способствует сохранению исходной организации вещества, ее целостности и способности к саморазвитию и распространению в пространстве. Во-вторых, в такой унаследованности кроются механизмы регулирования системой своих отношений со средой, которая, трансформируясь, способствует росту такой минеральной фазы, которая при растворении воздействовала бы на геохимическое состояние среды. Наконец, в-третьих, в этом проявляются способности системы ослаблять или исключать случайные взаимодействия, вести себя в строго заданном направлении, стабилизировать эволюционный процесс на определенной стадии своего развития и тем самым защищать себя от внешних случайностей, что и является признаком их самоорганизации.

Сказанное позволило нам ввести понятие о геологической саморегуляции системы вода — порода, под которой понимается ее свойство переходить в новые стационарные состояния, характеризуемые присущими им пространственными структурами, способными к саморазвитию и распространению во времени и пространстве. При этом система в целом сохраняет структурно-функциональные параметры и способна к дальнейшему усложненному развитию, хотя и перешла в энергетически более выгодное состояние [7].

Следовательно, возникновение вторичной минеральной фазы стабилизирует систему в том смысле, что она целенаправленно воспроизводит новообразованный минерал и определенный гео-

368

химический тип воды, количество которых в системе продолжает расти и, постепенно расширяя ареал своего распространения, оккупируют геологические пространства. Тем самым обеспечивается возможность своеобразной экспансии вторичных водных и минеральных образований определенного состава на нашей планете. Это свойство неживой материи позже было унаследовано живой, которая непрерывно расширяет зоны своего влияния и в наше время.

8.2.4. Проблема информации в геологических системах

Информация является главным звеном в учении о самоорганизации материи. Ни одна система, если она является саморазвивающейся, не может функционировать без передачи информации. При этом в соответствии с положениями синергетики эволюция не только органической материи, но и неорганической сопровождается постоянным ростом функциональной значимости информации, ее ценности, что в конечном итоге приводит к развитию и усложнению самой материи. Но каков в таком случае механизм получения, оценки и использования информации?

В этой связи отметим, что информация в синергетике выступает противоположностью энтропийной неопределенности и возникает как результат решения альтернативы. Само эволюционное развитие системы, ее возникновение и разрушение являются информационным процессом, который фиксируется в структуре возникающих при этом образований. Следовательно, структура состояния системы выступает основным и практически единственным источником информации в неживой природе [8]. Среди возникающих вторичных образований, как мы уже видели, особая роль принадлежит формирующимся геохимическим типам воды, структура которых давно уже привлекает внимание из-за своей способности реагировать на малейшие изменения ее состава, термодинамических и геохимических условий среды, состояния физических полей и т.д. (см. раздел 1.2.2).

В жидкой воде, по современным представлениям, взаимодействуют не разупорядоченные молекулы, свойственные любому жидкому состоянию вещества, а зародыши кристаллических преобразований, представляющие, по Х.С. Френку и У.И. Вину, конгломераты "мерцающих кластеров", состоящих из соединенных водородными связями молекул, плавающих в более или менее свободной воде. По этой гипотезе кластеры хотя и отождествляются с льдоподобными каркасами, но их структура не идентична структуре льда — три-димита. Авторы считают, что механизм объединения в кластеры хотя и неизвестен, но, безусловно, обеспечивает их разнообразное строение и связь с мономерными молекулами воды.

Характер структуры жидкой воды, по мнению большинства исследователей, в каждый данный момент определяется соотношением в

369

ней льдоподобных ассоциатов (кластеров) с мономерными молекулами воды, т.е. соотношением групп молекул, имеющих водородные связи с одиночными молекулами, лишенными этих связей. Это соотношение зависит от целого ряда факторов, среди которых важнейшее место принадлежит температуре и составу водного раствора. При изменении того и другого закономерно меняются и структурные особенности воды.

Важно, что при этом эволюция системы вода — порода приводит к избирательному концентрированию химических элементов в водном растворе, что, в свою очередь, определяет направленное изменение структуры воды при одной и той же температуре. При этом детали и механизмы трансформации строения льдоподобных ассоци-антов или кластеров, их соотношение с мономерными молекулами воды и растворенными ионами неизвестны, но очевидно, что на определенном этапе структурных превращений происходит изменение взаимосвязей растворенных ионов, их сближение, формирование ионных пар и, наконец, их осаждение в виде нейтральных соединений (минералов). Следовательно, сами структурные изменения воды кодируют в себе такую информацию, которая выступает сигналом к изменению поведения определенных ионов в растворе, их сближению и осаждению. В свою очередь, уменьшение части ионов в растворе или даже изменение их связей между собой приводит к структурной трансформации раствора и, соответственно прекращению процессов осаждения определенной группы молекул. Если в это время другие химические элементы концентрируются в растворе, то они также меняют структуру раствора и тем самым формируют код, который руководит их дальнейшим поведением. Следовательно, во взаимодействии раствора с концентрирующимися в нем элементами через создание определенных структурных ячеек проявляется кодовая информация, определяющая пространственную и временную координацию будущих событий и поведения системы в целом.

Геохимический анализ всего многообразия проявления форм и состава вторичных водных и минеральных фаз в недрах земли позволяет схематично представить себе структуру воды в следующем виде. Вода состоит из многочисленных ячеек типа сот в улье или камер хранения на вокзалах. К тому же каждая из ячеек имеет множество дверей, каждая из которых пропускает только "свой" ион. По мере того как вода, взаимодействуя с породой, накапливает все больше химических элементов, часть дверей в ячейках закрывается и какой-либо химический элемент в свою ячейку не впускает, подавая таким образом сигнал, что он должен высаживаться из раствора. Чем больше закрылось дверей, тем к большему числу минералов вода насыщена и тем больше формируется вторичных фаз. Естественно, что по мере закрывания дверей структура воды изменяется, и это служит сигналом к поведению соответствующих элементов. На самом деле структура воды является еще более

370

сложной, так как она различает, что кальций, например, из анортита может поступать в раствор, т.е. заполнять его ячейки, а в это же время и при этих же условиях кальций из кальцита не может переходить в раствор, так как между ними устанавливается равновесие. Следовательно, существует еще одна неизвестная нам какая-то перегородка в условной двери, которая один и тот же ион либо "пропускает", либо нет в зависимости от формы его соединения в твердой фазе.

Из всего сказанного вытекает, что сама структура водного раствора заключает в себе механизмы использования, оценки, переработки и передачи информации. Многообразие структурных элементов, их изменчивость под воздействием внешних факторов выступают в качестве генерации новой информации, которая фиксируется во вновь создаваемых структурных формах. В данном конкретном случае мы видим подтверждение положения синергетики о том, что "любая системная единица неорганической материи уже в силу своей структурности заключает в себе механизмы оценки и переработки информации и в определенных условиях на их основе становится самоорганизующимся и саморегулирующимся объектом" [8, с. 54]. Такой структурной единицей в геологических системах выступает природная вода.

Анализируя имеющиеся факты, мы выдвинули положение о том, что основной ход информации, контролирующий эволюционное развитие системы вода — порода, заложен в структурных особенностях водного раствора в силу способности последнего к многообразным структурным изменениям под влиянием малейшего воздействия химических ионов, температуры и давления, электрического и магнитного полей и т.д. [7]. Именно структурные изменения водного раствора служат базой информационного обеспечения, которое направляет действие механизма селекции форм взаимодействия ионов в растворе с последующим образо-ванием частиц и их как бы выталкиванием из среды образования. При этом в растворе, как и в минерально-кристаллических образованиях, нет структурно-локализованного регулятора информации, так как он носит рассеянный характер и рассредоточен по всему структурному объему.

Учитывая непрерывный характер структурных изменений раствора под действием концентрирующихся элементов или возрастающей температуры, нетрудно понять, что информационная связь между формирующейся твердой фазой и раствором также имеет непрерывный и строго направленный характер. При этом информация передается тем же вещественно-энергетическим потоком, который существует между водой и растворяемой породой, между раствором и формирующейся вторичной фазой и несет функции не только прямого, но и обратного сообщения. Возникновение новой твердой частицы служит сигналом к структурным превращениям самого раствора, который, структурно изменяясь, направляет выбор после-

371

дующих взаимодействий. Следовательно, как прямые, так и обратные связи совершаются посредством структурных изменений раствора. Структурная ячейка последнего, таким образом, выступает главным элементом кодовой информации, структура воды в целом — источником зашифрованной информации, отдельные элементы структуры водного раствора — соответственно части разнообразной информации.

Итак, информационный код саморазвития системы вода — порода заложен в строении водного раствора. Вместе с тем водный раствор сам по себе не образует когерентной системы атомов, способной к самоорганизации без горной породы (минерала), выступающей донором и акцептором химических элементов; без них структура водного раствора при прочих равных условиях останется без изменений. Недостаточно бывает и одного минерала, конгруэнтное растворение которого может привести к установлению термодинамического равновесия в системе, по И. Пригожину и И. Стенгерсу, равносильного самоизоляции отдельных элементов, разрушению системы с когерентно согласованными действиями. В такой системе, как было показано выше, молекулы ведут себя инертно, независимо друг от друга и несогласованно. Требуется именно горная порода, состоящая из нескольких минералов, инконгруэн-тное растворение которых ведет к формированию новых мине-ральных фаз. Только в этом случае возникает неравновесно-равновесная внутренне противоречивая система, способная к на коплению и передачи информации, обладающая механизмам селекции твердых частиц определенного состава, механизмом выбора пути развития системы в целом.

8.3. О ФУНДАМЕНТАЛЬНОСТИ ПРОТИВОРЕЧИЙ МЕЖДУ

ВОДОЙ И ГОРНЫМИ ПОРОДАМИ

Изложенное выше показывает, что геологическая система вода — порода с позиций современной синергетики обладает всеми важнейшими признаками самоорганизующейся материи: противоречивым неравновесно-равновесным состоянием, сохраняющимся в ходе всей геологической истории; нелинейностью ведущих процессов; способностью к пространственно-временному развитию; механизмом регулирования взаимоотношений с внешней средой; селективным отбором состава формирующейся вторичной минеральной и водной фаз; способностью к их воспроизводству; механизмом геологической саморегуляции; автономностью эволюции независимо от исходных параметров, определивших ее возникновение; наличием структурных образований, способных осваивать, накапливать, оценивать и передавать информацию, в том числе по каналу обратной связи.

Способность к самоорганизации рассматриваемой системы определяется двумя базовыми предпосылками: 1) водный раствор во

372

всех без исключения участках земной коры неравновесен с отдельными минералами магматического или метаморфического генезиса, которые он непрерывно растворяет. Соответственно система вода — порода является внутренне противоречивой, способной к самопроизвольному, непрерывному геологически постоянному развитию с образованием принципиально новых минеральных фаз и геохимических типов воды; 2) структура водного раствора обладает свойствами изменяться под действием внешних и внутренних факторов, включая растворяемые химические элементы, газы, органические соединения, физические поля. Эти структурные изменения выступают регуляторным структурно-нелокализован-ным механизмом, который направляет ход основных эволюционных процессов. При этом природная вода не может беспредельно концентрировать химические элементы, так как часть ее структурных ячеек заполнена и закрыта для новых порций элементов. Отсюда избирательность в концентрировании ионов и формировании вторичных минеральных фаз. Степень заполнения ячеек непрерывно меняется. Следовательно, структуру воды можно уподобить бассейну, постоянно меняющему уровень заполнения водой. Речь в данном случае идет об избирательной степени заполнения условных ячеек.

Следовательно, между водой и первичной (эндогенной) породой существует глубокое противоречие (антагонизм), которое и определяет непрерывное геологическое развитие этой системы в течение всего времени существования воды на Земле. Достаточно вспомнить, что геологическим результатом ее развития являются все осадочные, подавляющая часть метаморфических и частично магматических (граниты) пород, все геохимические типы воды, большая часть всех минералов, абсолютное большинство месторождений полезных ископаемых, т.е. практически все, чем сложена верхняя часть земной коры, включая рельеф, ландшафт, почвы, дно океанов, во многом вулканизм и т.д. Не только литосфера и гидросфера, но и биосфера — результат этого фундаментального противоречия воды с первичными горными породами.

Возникнув в самом начале геологической истории, система вода-базальтовые породы, постоянно взаимодействуя по причине своей геохимической несовместимости, непрерывно развивалась и усложнялась, формируя все новые и новые минеральные вещества, которые, возникнув, сами включались в процесс геологического саморазвития, приумножая и усложняя последний. Созданное минеральное и водное многообразие настолько усложнило первоначально простую систему, что она оказалась скрытой, затушеванной, затерявшейся среди множества других и поэтому до сих пор неосознанной разумом Человека.

Поскольку считается, что первичными породами на земле были базальтоидные их разности, именно взаимодействие воды с ними надо относить к наиболее ранней из систем, которая положила

373

начало всего минерального и геохимического многообразия окружающего нас мира. Система вода — базальтоиды действует на земле как своеобразные часы, некогда заведенные и не останавливающиеся в течение всей геологической истории. При этом ход таких часов становился все более сложным и многообразным.

Противоречие в системе вода — базальтоиды, следовательно, является главным, базовым, которое послужило началом, давшим толчок геологической самоорганизации минерального вещества. Но если это так, то налицо и удивительная несовместимость воды с первичными горными породами. Анализ всего геологического материала показывает, что эндогенная порода является для воды чужеродной, несовместимой по своим свойствам и составу. Вода поэтому ее непрерывно разрушает и формирует новую (осадочную), которая по своим параметрам более совместима со свойствами воды.

Такая несовместимость воды и первичных горных пород, безусловно, отражает неизвестные нам генетические аспекты как воды, так и горных пород. Напрашивается вывод, что генетически это разные образования: если породу считать эндогенной, то вода в таком случае должна быть экзогенной. С этих позиции конденсационная гипотеза генезиса гидросферы (см. раздел 3.4.1), согласно которой вода в момент своего образования была не ювенильной, а вадозной, т.е. поверхностным образованием, больше соответствует наблюдаемым фактам и лучше объясняет тот антагонизм, который характерен для системы вода — базальтоиды. Такое генетическое, а значит, и фундаментальное противоречие между водой-и породой является источником саморазвития в неживой, а позже и живой природе.

Вадозный характер генезиса воды на Земле предполагает, что, возникнув в поверхностных слоях, она постепенно в процессе разнообразных круговоротов проникает все глубже и глубже в недра планеты, последовательно расширяет области своего распространения, планомерно завоевывает геологическое пространство. В этой связи нельзя не вспомнить о предположении В.И. Вернадского, что на земле вся вода сосредоточена только в одной геологической оболочке — земной коре. Такая точка зрения лучше соответствует наблюдаемым закономерностям в ее распределении в недрах земли, а также той особой роли, которую она играет в самоорганизации всей материи на Земле.

Свойства самоорганизации и саморазвития определяют систему вода — порода как одну из фундаментальных и базовых в развитии неорганической материи на предбиотическом этапе эволюционного становления геологических процессов и структур. Именно из этой системы возникло множество других, унаследовавших многие из ее свойств. Сформированные в результате эволюционного развития системы вода — исходные горные породы вторичные минеральные фазы и новые геохимические типы воды, приумножаясь, постепенно

374

захватывают геологическое пространство, новые этажи литосферы, формируют новые геохимические среды, которые, в свою очередь, определяют образование новых минеральных фаз, влияющих на характер среды. И этот процесс геологически бесконечен. В этом суть развития, включающего зарождение, рост и пространственно-временное распространение новых структурных форм, минеральных и водных образований.

Система вода — порода одна из наиболее ранних, которая положила начало эволюционным процессам в истории Земли. Эти процессы в многократно усложненных и приумноженных видах и формах, включая органическое вещество, продолжаются и ныне. Развивается и базовый процесс взаимодействия воды с исходными горными породами. Это одна из систем, направленная эволюция которой, по В.И. Вернадскому, имеет глубочайшее геологическое следствие для организации и становления земной коры и жизни на Земле. Прямые связи многих геологических явлений с исходной системой вода — порода завуалированы и непосредственно часто не наблюдаются, но, вне сомнения, они имеют место. Совершенно очевидно, что геологическим результатом эволюционного развития этой системы является формирование многочисленных новых минералов, горных пород (и не только осадочных), геологических тел, формаций, многих месторождений полезных ископаемых, геохимических типов воды, геологических оболочек, многочисленных процессов и явлений.

Разнообразие сформированных рассматриваемой системой вторичных минеральных фаз и геологических сред определило разнообразие и биологических форм эволюции, которые во многом унаследовали тип взаимодействия вещества, его структуру, форму круговорота, сезонную изменчивость, связь со средой, способность к распространению в пространстве, состав элементов и многое другое. Главное, что от геологических систем перешло к биогенным, — это информационный код, зашифрованный в структуре воды. Эта проблема требует специального изучения и рассмотрения. Следовательно, система вода — порода положила начало эволюции косного вещества, которое затем перешло в биокосное и живое. В этом, в частности, кроются истоки становления и развития мине-ральных структур в целом.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. В чем суть постулата В.И. Вернадского? 2. Назовите главные свойства и особенности воды, которые опреде

ляют ее, как особое образование на Зем ле. 3. Объясните суть водного равновесия в земной коре. 4. Почему водообмен служит интегрированным показателем взаимо

действия?

375

5. Что изучает наука синергетика и зачем она нужна гидрогеологу?

6. Назовите важнейшие факторы самоорганизации системы вода —

порода.

7. В чем смысл геологической саморегуляции системы вода —

порода?

8. Как передается информация в самоорганизующихся системах?

9. С чем можно сравнить структуру воды?

10. В чем состоит фундаментальность противоречий между водой и

горными породами?

11. Что унаследовали биологические формы материи от неоргани

ческой?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Вернадский В.И. Избранные сочинения. Т. IV. Кн.2. - М.: Изд-

во А Н СССР. 1960.

2. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. - М.:

Наука, 1962.

3. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. - Новоси бирск: Наука, 1992.

4. Пригожий И., Стенгерс И. Порядок из хаоса. Пер . с англ. -

М.: Прогресс, 1986. 5. Флюидный режим Земли и проблема крупномасштабного рудо -

образования/В.С. Кузебный, А.Л. Павлов, Ф.М. Ананьев и др . - Ново сибирск: Наука, 1991.

6. Шварцев С.Л. Взаимодействие воды с алюмосиликатными гор ным и породами/Обзор . Геол. и геоф . - 1991. — №12. - С. 16-50.

7. Шварцев С.Л. К проблеме самоорганизации геологической сис тем ы вода — порода/ /Геол. и геоф . - 1995. - №4. - С. 22- 29.

8. Щербаков А. С. Самоорганизация материи в неживой природе: философские аспекты синергетики. - М.: МГУ, 1990.

376

Глав а 9

СОХРАНЕНИЕ ЦЕЛОСТНОСТИ И СОСТАВА

ГИДРОСФЕРЫ — ВАЖНЕЙШАЯ ЗАДАЧА

СОВРЕМЕННОСТИ

9.1. КРАТКОЕ ВВЕДЕНИЕ В СЛОЖИВШУЮСЯ ВОДНО-

ЭКОЛОГИЧЕСКУЮ СИТУАЦИЮ

остепенно Человек осознает, что наша планета — это не застывший мир, а подвижная, хорошо сбалансированная система, в которой все участвуют в

разнообразных круговоротах вещества и энергии. При этом все компоненты разлагаются, перераспределяются, изменяются, возобновляются и вновь синтезируются. Эти глобальные круговороты замкнуты не полностью, что приводит к качественно новым циклам, дифференциации, рассеиванию и концентрированию вещества, изменению окружающего мира, состава минеральной, водной и газовой среды, усложнению и разнообразию, а значит, и устойчивости окружающего нас мира.

Такая подвижная и всегда изменяющаяся система на Земле установилась с момента появления свободной воды и продолжается по сей день. Возникновение, развитие и усложнение биосферы многократно приумножило разнообразие мира, но не остановило тех процессов, которые протекали до появления жизни в системе вода — порода — газ. Наоборот, биологические процессы гармонично вписались в ту геологическую среду, которая была уже подготовлена предшествующей длительной эволюцией, и в соответствии с ее законами постепенно осваивают все новые и новые области и среды.

Биосфера в своей основе представляет собой сложную физико-химическую систему, состоящую из твердых, жидких и газообразных веществ, непрерывно взаимодействующих не только между собой, но и между составляющими более общей геологической системы: гидросферой, атмосферой, литосферой. Между всеми этими составляющими происходит круговой обмен веществом и энергией, сопровождающийся разложением, перераспределением, усвоением, выделением, синтезом разнообразных новых соединений и форм элементов, минералов, типов воды, биогенных продуктов и т.д.

Для биосферы, как и геологических систем, характерно состояние динамического равновесия, при котором сохраняется баланс приносимых и выносимых вещества и энергии. Биосфера, как и Земля в целом, является открытой системой, непрерывно получающей и отдающей определенное количество вещества, энергии, а

П

377

значит, и информации. С геохимической точки зрения это означает, что процессы разложения и синтеза в основных параметрах сбалансированы, т.е. происходят с одинаковой скоростью, что и поддерживает их существование. В глобальном же плане процессы синтеза несколько опережают процессы разложения, что ведет к медленному росту биомассы на Земле аналогично росту за геологическую историю массы осадочных горных пород.

По В.И. Вернадскому, биосфера обладает следующими важнейшими свойствами: 1) самоорганизованностью; 2) сбалансированностью и 3) адаптированностью к различным условиям окружающей среды. Итак, биосфера унаследовала многие черты эволюционного развития геологических систем: круговорот вещества и энергии, открытость, приспособляемость к конкретной среде, изменчивость во времени, способность концентрировать и рассеивать элементы, синтезировать принципиально новые соединения, поддерживать баланс вещества и энергии, наращивать массу новых образований и их форм, разнообразить окружающий мир и т.д.

Перечисленные фундаментальные свойства биосферы в последние 50-70 лет стали во многом нарушаться техногенной деятельностью человека, который став геологической силой, по масштабам своей деятельности превзошел масштабы природного (естественного) преобразования вещества нашей планеты. Так, согласно О.П. Добродееву, ежегодно из недр извлекается много больше металлов, чем выносится с мировым речным стоком (РЬ — почти в 70 раз, Сr — в 35 раз, Сu — в 30 раз, Р — в 20, Fe, Mn — в 10 и т.д.). Еще больше разница составит, если учесть рассеянный металл в горных породах и сопутствующих минералах. Только при сжигании угля по сравнению с выносом речным стоком освобождается V больше в 400 раз, Мо — в 35 раз, С2 — в 20 раз и т.д. [13].

В XX в., по А.И. Перельману, техногенез стал главным геохимическим фактором на поверхности Земли. Ежегодно добывается около 100 млрд. т минерального сырья и каустобиолитов, в процессе горных и строительных работ перемещается не менее 1 км

3 горных пород, миллиарды тонн угля, нефти,

руд и стройматериалов. При этом мощность производства удваивается каждые 14-15 лет. В последние десятилетия проблема приобрела качественно новый характер, позволяющий говорить о "глобальном экологическом кризисе". Приводятся данные, что естественный биологический круговорот атомов нарушен на 60% биологически продуктивной поверхности материков, техногенные пустыни занимают уже 5% суши, экологически нарушенные территории 3%, тропические леса вырублены уже на 50% площади, леса умеренного пояса — на 30-40%. Такие примеры можно продолжать.

Но дело не только в количестве извлеченного металла, опустын-ных или засоленных земель, вырубленных лесов, сколько в неосознанном нарушении той природной системы, которая сложилась на Земле в течение сотен миллионов и даже миллиардов лет.

378

Одним из следствий этого является загрязнение продуктами техногенной деятельности всей окружающей среды. Именно загрязнение среды — наиболее острая проблема нашего времени, которая беспокоит все человечество без исключения.

Загрязнение воды, воздуха, почв, растительности, живых организмов тяжелыми металлами, радионуклидами, различными органическими соединениями, ядохимикатами, диоксинами приобрело глобальный характер. Достаточно сказать, что на земле практически не осталось чистых рек, загрязнены многие озера, водоемы, подземная вода и воздух на огромных территориях, засолены почвы, опасные радионуклиды и ядохимикаты расползаются по всему миру, угроза нависла над океаном.

Среди типов окружающей среды совершенно особая роль принадлежит водной в силу особого положения воды на Земле (см. раздел 8.1). Химические особенности водной среды контролируют самоорганизацию системы вода — порода, состав вторичных минеральных фаз и все разнообразие растительных и животных сообществ, формирующихся в конкретном ландшафте. Изменяя водную среду, ее состав и водообменные свойства, человек меняет ход всех "биогенных процессов нашей планеты. В этой связи нельзя не вспомнить В.И. Вернадского, который писал: "Геохимия вод является одной из жизненно важных геологических проблем, т.к. она изучает воду, а вода определяет основные черты строения биосферы, окружающей нас планетной среды, с которой все живое неразрывно и закономерно связано" [1, с. 630].

Вторая угроза непродуманной техногенной деятельности человека — деградация окружающей среды, которая также носит глобальный общепланетарный характер, затрагивающий все континенты без исключения. Возможное глобальное потепление климата как следствие парникового эффекта, деградация стратосферного озонового слоя, кислотные дожди, накопление токсичных металлов, ядохимикатов и радионуклидов, значительная трансформация геохимической среды, угроза "ядерной зимы" поставили под вопрос естественное саморазвитие окружающего нас мира, а значит, существование самой цивилизации.

Третья угроза, которая нависла над миром, связана с катастрофическим уменьшением биологического и геохимического разнообразия. Ежегодно на нашей планете исчезают не только сотни видов растений и животных, но и многие геохимические типы воды, что неизбежно сказывается и на многообразии минеральных образований. Фактически деградирует весь окружающий мир, а не только отдельные виды животных и растений.

Наконец, последнее по порядку, но не по важности — рост заболеваний и смертности людей как следствие техногенеза. Некачественная питьевая вода, загрязненный воздух, ядохимикаты, нитраты, тяжелые металлы в овощах и фруктах, радионуклиды -все это определило рост раковых, сердечно-сосудистых, легочных,

379

нервных и других заболеваний. Особенно массовыми стали аллергические и кишечные болезни.

Сложившаяся неблагоприятная экологическая ситуация, грозящая выживанию человека как биологического вида, к которому мы все принадлежим, и даже перспективам развития цивилизации на Земле, в настоящее время осознана и вызывает серьезную обеспокоенность всего населения Земли. Пожалуй, наиболее серьезно это тревога прозвучала в июне 1992 г. в Рио-де-Жанейро (Бразилия), где проходила на уровне глав государств и правительств работа Конференции ООН по окружающей среде и развитию. По мнению академика В.А. Коптюга, участника этой конференции, она войдет в историю как веха, отмечающая начало сознательного поворота нашей цивилизации на новый путь развития, — развития, при котором человек поумерит свою гордыню, потребительский эгоизм, кажущуюся властность и постарается жить в ладу и по законам Природы.

Конференция констатировала невозможность дальнейшего движения человечества по пути, которым пришли к своему благополучию развитые страны. Эта модель ведет к катастрофе, и в связи с этим провозглашена необходимость перехода мирового сообщества на рельсы устойчивого развития, обеспечивающего должный баланс между решением социально-экономических проблем и сохранением окружающей среды, удовлетворения основных жизненных потребностей нынешнего поколения с сохранением таких возможностей для будущих поколений [5].

Среди многочисленных экологических проблем, обсуждавшихся в Рио-де-Жанейро, одной из первых названа проблема сохра нения качества и ресурсов пресной воды, к рассмотрению которой мы и перейдем.

9.2. ПРОБЛЕМА ЧИСТОЙ ВОДЫ

В связи с непрерывным ростом на земном шаре населения и экономическим развитием регионов спрос на воду стремительно повышается, и уже сегодня многие страны испытывают острый дефицит ресурсов пресной воды. К тому же имеющиеся источники воды все более усиливающимися темпами загрязняются. Все это породило неимоверно сложную проблему — проблему чистой воды и связанную с этим проблему здоровья и жизни людей.

В обращении участников международного конгресса "Вода: экология и технология", проходившего в Москве в 1994 г., сказано, что ущерб здоровью населения от потребления недоброкачественной питьевой воды соизмерим с потерями от стихийных бедствий, неблагоприятных экологических ситуаций, голода и других глобальных факторов. Сокращение в ряде стран средней продолжительности жизни человека и повышение уровня смертности (осо-

380

бенно детской) в значительной мере связано с потреблением загрязненной воды.

Проблема чистой воды выходит на одно из первых мест в мире и по своей значимости опережает такие глобальные проблемы человечества, как изменение климата, деградация озонового слоя, засоление и эрозия почв, защита атмосферы от загрязнения, сохранение чистоты океана и др. Это обусловлено той особой ролью воды, которую она играет в становлении биосферы и развитии жизни.

Вода не просто источник жизни — она, как справедливо заметил известный французский писатель и путешественник Сент-Экзюпе-ри, — сама жизнь. Но далеко не любая вода — жизнь. Загрязненная вода становится опасной для той же жизни. Сегодня вода больше не является неограниченным безвредным естественным продуктом. И эта реальность должна быть глубоко осознана всеми, а специалистами тем более. Водные ресурсы в наше время требуют совершенно нового подхода при их изучении и использовании.

Прежде чем говорить о сути таких подходов, рассмотрим, сколько же воды имеется на нашей планете, так как именно от нее зависят жизнь на суше и хозяйственная деятельность человека. Оценки запасов пресной воды появились сравнительно недавно, и их точность пока недостаточна, хотя общее представление они дают. Приблизительное количество пресной воды на Земле представлено в табл. 9.1.

Таблица 9.1 Пресные воды гидросферы [7]

Части гидросферы

Объем пресной

воды, км3

% (от данной части

гидросферы)

% (от общего объема

пресной воды) Ледники 24000000 100 85 Подземные воды

4000000 6,7 14

Озера и водохранилища

155000 55 0,6

Почвенная влага

83000 98 0,3

Пары атмосферы

14000 100 0,05

Речные воды 1,200 100 0,004 Итого: 28253200 - 100

Как видно из приведенных данных, основные запасы пресной воды (85%)

сосредоточены в ледниках и других снежно-ледовых образованиях. Однако использование ледников как источника пресных вод остается пока проблематичным, по крайней мере в течение ближайших десятилетий. Вслед за льдами, идут подземные воды,

381

хотя среди них доля пресноводной составляющей минимальна (только 6,7%). Суммарно ледники и подземные воды составляют 99% запасов пресной воды на Земле.

Общий объем пресных вод на планете достигает 28,3 млн. км3, что

составляет только около 2% общего объема гидросферы. Но если из этого объема выбросить часть вод, законсервированных в воде полярных ледников, недоступных для использования, то объем пресной воды составит только 4,2 млн. км

3, или 0,3% объема гидросферы. В пересчете

на одного человека это составит 0,8·106 м

3 воды. Цифра, как видим

впечатляет. Велики запасы пресной воды и на территории бывшего СССР (табл. 9.2).

Как можно видеть из этих данных, наибольшая доля

Таблица 9 .2

Запасы пресной воды на территории бывшего СССР

Источники пресной воды

Запасы воды, тыс. км

3

Доля общего запаса, %

Подземные воды 30 43 Ледники 11,1 16 без ледников Арктики 2,25 -

Озера 28 40 в том числе Байкал 23 -

Реки 0,5 1

Сумма 69 100

приходится на подземные воды (43%) и озера (40%), в том числе на озеро Байкал (30%). Ледники играют относительно небольшую роль (16%). На каждого жителя приходится 0,23-10

6 м

3 воды (без ледников), что почти в 4

раза меньше, чем в мире в целом. Нельзя, однако, забывать, что при таком подходе речь идет о статических

запасах воды (см. раздел 3.2.3), которые не дают полного представления, поскольку вода участвует в климатическом круговороте и формирует динамические ресурсы. Поэтому в качестве одного из критериев обеспеченности населения водой принимается объем поверхностного и подземного стока на душу населения конкретной страны или региона в целом (табл. 9-3).

Как видим из таблицы, в целом каждый житель земного шара в среднем обеспечен 9,1 тыс. м

3/год пресной воды, в том числе за счет

подземного стока 2,7 тыс. м3/год. Естественно, что население не всех

континентов обеспечено водой одинаково: наиболее благоприятная ситуация характерна для Австралии с Океанией и Южной Америки, менее благоприятная — для Европы, а по ресурсам подземных вод — для Азии. Еще больший разброс в обеспеченности водой выявляется, если рассматривать каждую страну в

382

383

отдельности. Из стран, наиболее богатых пресными водами, в Азии можно отметить Лаос, в котором каждый человек обеспечен 63 тыс. м

3/год полного

речного стока, в том числе 14 тыс. м3/год подземного, в Африке — Конго

(120 и 45 соответственно), в Северной Америке — Канаду (115 и 30), в Центральной Америке — Никарагуа (54 и 22), в Южной Америке — Бразилию (48 и 16), в Европе — Норвегию (90 и 30) и т.д.

В то же время имеются страны, в которых на душу населения приходится < 1,0 тыс. м

3/год полного речного стока и соответственно < 0,5 тыс. м

3/год

подземного. К ним относятся страны, расположенные в пределах пустынных и реже степных ландшафтов: Тунис, Арабская Республика Египет, страны Аравийского полуострова и др., либо страны с большой плотностью населения: Нидерланды, Бельгия, Венгрия, Кипр и др.

Население бывшей территории СССР в среднем обеспечено водой значительно выше мирового: на каждого жителя приходится 16,6 тыс. м

3/год полного речного стока и 3,9 тыс. м

3/год подземного (по другим

данным, суммарный сток достигает 30 тыс. м3/год). Однако эта

обеспеченность крайне неравномерна: азиатская часть обеспечена водными ресурсами значительно лучше (соответственно 37 и 8 тыс. м

3/год), чем

европейская (только 5,9 и 1,7 тыс. м3/год, т.е. в 5-6 раз меньше). Особенно

низкая обеспеченность населения водой характерна для ныне независимых государств Средней Азии, где она часто меньше 1 тыс. м

3/год.

Приведенные данные будут тем не менее абстрактными, если мы не разберемся в количестве используемой человеком воды.

По мере совершенствования и появления новых навыков, развития производства человек потребляет все больше и больше воды. Поэтому мнение о том, что развитие цивилизации можно измерять в литрах потребляемой на душу населения воды [6], является справедливым. Человек каменного века потреблял, видимо, менее 10 л воды в сутки. В настоящее время только на бытовые нужды в среднем в мире приходится более 200 л. При этом потребляется тем больше воды, чем более развита страна. Так, во многих развивающихся странах и в настоящее время потребление воды не превышает 30 л/сут, а в высокоразвитых составляет 500-600 л/сут. Римляне в период расцвета Римского государства потребляли до 700 л/сут, т.е. намного больше, чем большая часть населения земного шара в наши дни. Следовательно, расцвет и упадок цивилизаций, стран и городов также можно оценивать в литрах потребляемой воды.

Необходимо, однако, подчеркнуть, что использование воды для бытовых целей — это только небольшая часть того, что использует человек. Развитие гончарного дела, обработка шкур животных, выплавление металла, обработка древесины, орошение земель требовало все больше и больше воды (табл. 9.4).

384

Таблица 9. 4

Суммарное мировое потребление воды по состоянию на 1990 г.

(по М.И. Львовичу)

Тип

водопотребления

Водозабор из

источников,

км3/год

Расход воды на 1 жителя, м3/год

Относительная

доля, %

Водоснабжение Питьевое и хозяйственно-бытовое

192 43,9 4,2

для

животноводства 55 12,6 1,2

для теплоэнергетики 320 73,2 7,0

для

промышленности 350 80,1 7,1

Всего 917 209,8 20,1

Орошение земель 2810 643,0 61,5 Неорошаемое земледелие 600 137,2 13,1

Гидроэнергетика и судоходство 180 41,2 3,9

Прочее водопотребление 65 14,9 1,4

Итого 4572 1046 100

В среднем один житель нашей планеты в настоящее время потребляет

более 1000 м3/год воды, или 2 866 л/сут. В развитых странах значительно

больше (например, в США 7000 л/сут). Из этого количества на питьевое и хозяйственно-бытовое водоснабжение приходится только 4,2% всего водопотребления. Самой, водоемкой отраслью является сельское хозяйство, доля водопотребления которого составляет почти 75%, т.е. 3/4 объема всей потребляемой воды. Относительно водоемкими являются также промышленность и теплоэнергетика, соответственно 7,7% и 7,0%.

Если посмотреть данные таблиц 9.3 и 9.4, то увидим, что в среднем каждый житель планеты расходует воды значительно меньше (1046 м

3/год) по сравнению с его обеспеченностью полным речным стоком

(9100 м3/год), т.е. доля потребляемой воды составляет примерно 11% от

имеющихся ресурсов. И хотя потребление воды в мире непрерывно растет (с начала XX в. оно

385

выросло в 6 раз и по имеющимся оценкам к 2000 г. составит 5600 м

3/год), все же имеется огромный резерв неиспользуемой пресной воды.

Проблема питьевой воды заключается не столько в ее количестве, сколько в качестве, которое вызывает особое беспокойство.

Конечно, нельзя забывать, что ресурсы пресной воды на Земле распределены крайне неравномерно. Так, пустыни, где ощущается особо острый дефицит пресной воды, занимают площадь 15-20 млн. км

2, а степи примерно

половину этой величины. Другая проблема — урбанизация и рост населения, которые сосредоточивают производство, а также людей на ограниченной территории. В таких условиях даже на берегу крупной реки люди испытывают "водный голод". И все же в целом пресной воды на земле достаточно.

9.2.1. Загрязнение природных вод — главная проблема чистой воды

Человек загрязняет воду с незапамятных времен, сбрасывая все отходы и нечистоты в те источники, откуда он берет воду для питья, т.е. в собственный колодец. Но особенно это положение обострилось, когда человек стал геологической силой.

Один из главных загрязнителей — сточные воды предприятий. Особые свойства воды, ее доступность, кажущееся изобилие исторически способствовали созданию "мокрых" технологий практически в любой отрасли промышленности, сельского и коммунального хозяйства, в результате чего тонна конечной продукции сопровождается образованием в 10-1000 раз больше загрязненных сточных вод. Количество сточных вод (м

3),

образующихся на 1 т готовой продукции [6]: прокат 1,5—10, кокс 1,5-0, сахарная свекла 13-16, кожа 82-110, серная кислота 60-140, синтетический каучук 250, капрон 2500.

По данным М.И. Львовича, объем речного стока, загрязненного сточными водами, составляет 7080 км

3/год, или примерно 20% всего

стока. Россия не является исключением. По данным А.Ф. Порядина, ежегодно в

водоемы сбрасывается около 28 км3 загрязненных сточных вод, из которых

8,4 км3 без какой-либо очистки. Около трети от всего объема загрязнений

поступает с поверхностным стоком с территорий населенных мест, промышленных предприятий, объектов сельского хозяйства, что ведет к ухудшению качества питьевой воды, особенно в периоды паводков.

Настоящим бичом для водоемов стал сброс в них избыточной оросительной воды и воды после промывания почвы, которые несут большое количество вымываемых солей, биогенных элементов, металлов, пестицидов, дефолиантов. Очень опасным признается процесс выброса в водоемы биогенных веществ. Человек сейчас вмешался в естественный сбалансированный процесс круговорота

386

биогенов и особенно фосфора. От его избытка пострадали уже такие крупные объекты, как озера Эри и Тахо в США, Ладожское в России и много значительно меньших водных объектов. Этот процесс называют эвтрофированием, или эвтрофикацией, когда после "взрыва" жизни происходит гибель водных экосистем из-за резкого снижения содержания кислорода и переход их в новое состояние — отмирания и развития организмов — деструкторов. Эвтрофикация охватила сейчас большинство континентальных озер, водохранилищ, каналов, малых и больших рек.

Появление фосфора антропогенного происхождения тесно связано с изменениями технологии. Много фосфора дают новые моющие средства, которые триумфально вошли в наш быт, облегчив жизнь домохозяйкам и прачкам и усложнив жизнь природы. Много биогенных веществ дают животноводческие комплексы. Один комплекс для откорма 10 тыс. голов скота дает столько же сточных вод, сколько город с 100-тысячным населением.

Мощным загрязнителем служат бытовые сточные воды, нагруженные органическими веществами, которые в процессе разложения в естественных водоемах потребляют много кислорода и создают его дефицит, что угнетает многие водные организмы. Вместе с экскрементами человека и животных сточные воды выбрасывают в водные объекты возбудителей болезней — бактерии и вирусы. Особенно загрязняют воду бойни, кожевенные и другие предприятия.

Опасное загрязнение водоемов вызывают утечки и углеводородов — нефти, бензина, керосина, мазута. Обычно углеводороды попадают в водоемы или со сточными водами нефтеперерабатывающих предприятий, или при авариях емкостей для хранения и транспортных систем, например трубопроводов. Углеводороды придают воде неприятный запах и вкус, затрудняют обмен воды с газами атмосферы, они токсичны для многих водных организмов.

Радиоактивное загрязнение происходит при утечках в горнодобывающей промышленности, на обогатительных предприятиях, где получают радиоактивные вещества, в атомных реакторах, медицинских и научно-исследовательских учреждениях. Это загрязнение особенно опасно для здоровья.

Пути и источники загрязнения водоемов многообразны и масштабны. В результате этого в той или иной мере загрязнены почти все реки мира, особенно крупные, большая часть озер. Интенсивно загрязняются подземные воды. На этом последнем объекте остановимся несколько подробнее.

Загрязнение подземных вод. Пути загрязнения поверхностных и подземных вод принципиально различны и определяются в последнем случае гидрогеологическими условиями территории. Если поверхностные воды не имеют никакой защиты от загрязнений, то подземные воды в той или иной степени имеют такую защиту. При этом, однако, всегда надо помнить, что защищенность подземных

387

вод относительная, и ее нельзя абсолютизировать. Как показывает практика, несмотря на трудности проникновения загрязнителей в земные недра, подземные воды все больше и больше загрязняются. Наименее защищены верхние водоносные горизонты, т.е. верховодка и грунтовые воды.

А.Е. Орадовская [11] выделяет четыре основные случая поступления загрязнений в водоносный горизонт (рис. 9.1):

1) поступают сверху с поверхности земли при непосредственной инфильтрации сточных вод из накопителей, с территорий промпред- приятий и других объектов, при фильтрации минерализованных вод на орошаемых территориях и т.п. Площадь и интенсивность инфиль трации могут быть при этом различными, характер инфильтрации по времени — постоянный, периодический, одноразовый (случайный) (см. рис. 9.1, а);

2) поступают сбоку — при фильтрации загрязненных вод в борта и русло реки, а в паводки — и на площади затопленной поймы и низких террас (см. рис. 9.1, б). Подобные условия заг рязнения, как и в предыдущем случае, характерны для грунтовых вод, особенно при малой мощности и значительной водопроницаемо-

Рис. 9.1.

Условия поступления загрязнений в водоносный горизонт: а — свер ху — при инфильтрации с поверхности земли; б — сбоку — из рек и водоемов; в — при локальном перетоке через "окно" в водонепроницаемом пласте; г — при площадном перетоке через слабопроницаемый пласт. 1 — источник загрязнения на поверхности; 2 — фильтрация загрязненных поверхностных и сточных вод; 3 — загрязненные грунтовые воды; 4 — водозаборы; 5 - загрязненная река или водоем; 6 - водоу порный пласт с гидрогеологическим "окном"; 7 — эксплуатируемый горизонт подземных вод; 8 — пьезометрическая кривая; 9 - слабопроницаемый пласт

388

сти пород зоны аэрации. К этому же типу можно отнести случаи интрузии морских вод в прибрежные водоносные горизонты, уровни воды в которых снижены из-за водоотбора;

3) поступают путем вертикального перетока из смежного по разрезу загрязненного водоносного горизонта по стволу дефектной скважины либо через "гидрогеологическое окно" в разделяющем их водоупорном пласте (см. рис. 9.1, в), либо через разделяющий слабопроницаемый пласт (см. рис. 9.1, г);

4) загрязнения поступают непосредственно при их сборе в по глощающие горные выработки (скважины, колодцы, шахты) в связи с различными технологическими процессами, затрагивающими недра земли, например, при захоронении сточных вод путем их закачки в скважины, при подземной газификации углей, при само- изливах и перетоках соленых вод и нефти по стволу дефектных скважин и т.п.

По масштабу площадного развития выделяются локальные и региональные загрязнения подземных вод. Первые вызываются отдельными (точечными) источниками, затрагивая сравнительно небольшие участки водоносного пласта. Своевременными мероприятиями неблагоприятные последствия локального загрязнения могут быть ограничены и в отдельных случаях полностью ликвидированы. Региональные загрязнения вызываются действием многочисленных источников, обусловливающих в совокупности их площадной характер. Ликвидация такого загрязнения очень трудна, а в ряде случаев практически невозможна.

Одним из региональных загрязнителей подземных вод является сельскохозяйственное производство и, в частности, орошение земель. Вода из ирригационных каналов, фильтруясь через дно и стенки, повышает уровень грунтовых вод и приводит к засолению земель и самой воды. На месте оазиса возникает засоленная пустыня, созданная руками человека. Засоленные воды поступают в реку и ее тоже засоляют. При этом большая часть воды теряется на испарение, реки мелеют. Примером такой трагедии служат реки Средней Азии, которые истощены и загрязнены коллекторно-дре-нажными водами. В результате необдуманных действий по орошению и строительству водохранилищ уровень Аральского моря упал за 23 года на 9,3 м, создав огромные проблемы для всей экономики региона и здоровья населения.

Использование на полях минеральных и органических удобрений, пестицидов и других ядохимикатов для борьбы с сорняками отражается на составе грунтовых вод на огромных площадях. Нитратное, фосфатное, пестицидное и другие загрязнения захватили огромные территории сельскохозяйственного использования (рис. 9.2).

Огромное воздействие на подземные воды оказывает добыча полезных ископаемых. Проходка горных выработок, строительство шахт, бурение скважин, создание карьеров меняют условия естественного режима подземных и поверхностных вод. Наибольшая

389

Рис. 9.2. За г рязне ние по дзе мны х вод в С ША [6]: 1 — значительное загрязнение; 2 — повышенная соленость вод; 3 — высокое содержание металлов и других растворенных веществ; 4 — незначительное загрязнение; 5 — загрязнение промышленными и хозяйственными стоками; 6 — загрязнение промышленными токсическими стоками; 7 — загрязнение в результате промышленного захоронения отходов; 8 — загрязнение возвратными ирригационными водами; 9 — загрязнение вследствие бурения скважин, дноуглу-бительных работ и создания дренажных систем; 10 — промышленные стоки, проникающие через нагнетатель ные скважины для сбора сточных вод

глубина шахт сейчас достигает 4 км, а открытых разработок — 0,8 км. На 1 т угля в среднем откачивается 2-3 м

3 воды. Приток подземных вод в

угольные шахты и карьеры нашей страны превышает сейчас 2,2 км3 в год,

а в железнодорожные шахты и карьеры — 0,5 км3. Общий объем извлекаемых

при горных работах вод достигает нескольких кубических километров в целом по стране. В районах подземных разработок в результате откачки воды понижается уровень подземных вод, как следствие этого, иссякают источники, осушаются водозаборные скважины и колодцы, а откачиваемые воды сбрасываются в поверхностные водоемы или закачиваются через скважины в другие водоносные горизонты, что меняет в них качество воды.

Падение уровня означает истощение данного подземного резервуара и в дальнейшем прекращение его использования. Повышение уровня подземных вод приводит к засолению почв, забола чиванию, потере прочности грунтов. Во многих случаях изменя-

390

ется качество воды, происходит замещение пресной воды солоноватой или соленой, возникают просадки и оседания грунта на больших территориях.

На крупных горнодобывающих предприятиях огромное количество дисперсных отходов накапливается в крупных емкостях, так называемых хвостохранилищах, которые служат источниками многих токсичных металлов, попадающих в грунтовые воды и загрязняющих огромные территории измененными, включая кислые, водами [14]. Не меньшее воздействие на подземные воды оказывают города — концентраторы промышленности, населения, водопотреб-ления и сброса загрязненных вод. В городах человек практически полностью преобразует поверхность территории, делая ее преимущественно водонепроницаемой, что приводит к подъему уровня грунтовых вод и подтоплению огромных территорий. Все это коренным образом меняет водный баланс и качество воды.

С другой стороны, в районе многих горнорудных предприятий, городов и крупных водозаборов откачивается огромное количество воды, что приводит к формированию на площадях в сотни тысяч квадратных километров депрессионных воронок с понижениями воды в сотни метров [10]. Так, одним из самых крупных в мире районов потребления подземных вод служит огромный подземный резервуар, протянувшийся от штата Небраска до штата Техас (США), известный под названием Огаллала. Из этого бассейна через множество скважин извлекается пресная вода как для нужд сельского хозяйства, так и для промышленности и водоснабжения населения. В результате интенсивной откачки воды, которая началась примерно в 1940 г., уровень подземных вод понизился местами на 100-200 м. Откачиваются не только возобновляемые, но и невозобнов-ляемые запасы. Интенсивная откачка привела к оседанию поверхности земли на 2-5,5 м в результате уплотнения осушенных пористых пластов. В городе Хьюстон (штат Техас) из подземных резервуаров изъято столько воды, что в радиусе 64 км от центра города земля просела почти на 3 м.

В городах Японии — Токио, Осака и некоторых других — в результате откачки подземных вод земная поверхность опус кается со скоростью 18 см в год. В долине Сан-Хоакин (Калифорния, США) на площади более 9 тыс. км

2 оседание идет со скоростью 37 см в год,

поверхность местами понизилась здесь на 8-9 м. Город Мехико в результате откачки воды опустился приблизительно на 10 м. Аналогичные проблемы возникали и в Москве.

Главная беда все же не в проседании грунта, а в том, что воды откачивается гораздо больше, чем успевают пополняться запасы подземных резервуаров. В результате очень высоких темпов откачки из водоносного резервуара Огаллала в США уже перестали фонтанировать или иссякли тысячи скважин, ожидается, что в скором будущем его запасы иссякнут и огромная сейчас процвета-

391

ющая территория превратится в пустыню, деградирует сельское хозяйство, замрет жизнь в городах, если проблема водоснабжения не решится каким-то другим путем [6]. Другие конкретные примеры загрязнения подземных вод можно найти в специальных изданиях [2,18].

Итак, загрязнение природных вод становится самым сильным фактором отрицательного воздействия человека на окружающую среду и гидросферу в частности. Загрязнение гидросферы возникает в первую очередь в результате использования воды в "мокрых" технологиях, которые вступают в противоречие с биосферным развитием нашей планеты. Именно с загрязнением связана и угроза истощения водных ресурсов и необратимого изменения экологических водных систем и всей гидросферы.

Загрязнение водной оболочки земли нельзя понимать как простое накопление вредных веществ. Это было бы неоправданным упрощением понимания роли воды в геологических и биосферных процессах. Загрязняющие вещества меняют коренным образом характер геохимической среды, которая контролирует ход эволюционного развития всей системы вода — порода — газ — органическое вещество, т.е. основ геологической самоорганизации (см. раздел 8.2). Изменение гидрогеологического и гидрогеохимического режима сильно сказывается на биологическом круговороте вещества, качестве воды, биологической продуктивности ландшафтов, миграции химических элементов и соответственно на состоянии всей окружающей среды и, что самое важное, здоровье людей.

Качество воды и состояние здоровья населения. Неумолимая статистика свидетельствует, что до 80% всех болезней в мире связано с неудовлетворительным качеством питьевой воды и нарушениями санитарно-гигиенических норм водоснабжения. Заболевания, связанные с водой, подразделяются на 5 типов: 1) вызываемые зараженной водой (тиф, холера, дизентерия, полиомиелит, гепатит и др.); 2) возникающие при использовании загрязненной воды для умывания и мытья (заболевания кожи и слизистых оболочек от трахомы до проказы); 3) провоцируемые мелкими моллюсками, живущими в воде (шистосоматоз, ришта и др.); 4) вызываемые размножающимися в воде насекомыми — переносчиками инфекции (малярия, желтая лихорадка и т.п.); 5) возникающие при использовании воды, загрязненной токсическими веществами — металлами, ядохимикатами и т.д. (аллергические заболевания, болезни печени, почек, миномата и др.).

Масштабы заболеваний, связанных непосредственно с водой, в наш век технического прогресса остаются небывало высокими. Так, от гастроэнтерита ежегодно страдает 400, трахомы 500, шистосома-тоза 200, малярии 800 млн. человек [6]. Данные по другим болезням также малоутешительны. Связано это с тем, что до сих пор, по данным ООН, более одной трети населения использует некачественную воду. Это касается и России.

392

В последние годы, по данным первого заместителя министра охраны окружающей среды и природных ресурсов РФ А.Ф. По-рядина, 22% отбираемых проб питьевой воды не отвечали гигиеническим требованиям по санитарно-химическим и 12,3% — по микробиологическим показателям. Безопасность питьевого водоснабжения стала одной из главных составляющих общей экологической безопасности населения, способной вызвать большую социальную напряженность в обществе [8]. Возрастание за последние десятилетия в мире биологического, токсического и радиоактивного загряз-нений водоисточников способствовало значительному повышению уровней детской и взрослой инфекционной кишечной и паразитарной заболеваемости, а также неинфекционной, в том числе онкологической, сердечно-сосудистой, аллергической и других, дефектов умственного и физического развития детей. Все это отрицательно отразилось на общих демографических показателях в целом ряде стран мира, включая Россию.

По мнению председателя Комитета РФ по водному хозяйству Н.Н. Михеева, наносимый ущерб здоровью населения от потребления недоброкачественной питьевой воды соизмерим с потерями от стихийных бедствий, неблагоприятных экологических ситуа ций, голода и других глобальных факторов. По данным Всемирной организации здравоохранения, свыше 500 млн. человек (по другим данным, до 2 млрд.) в мире ежегодно болеют от потребления некачественной воды, до 80% кишечных инфекционных заболеваний обусловлено контактами с инфицированной водой. Материальные ущербы от несоответствия воды в системах хозяйственно-питьевого водоснабжения установленным требованиям (даже в высокоразвитых странах) достигают десятков миллиардов долларов в год вследствие заболеваний и других неблагоп-риятных факторов [5]

9.2.2. Пути выхода из водного кризиса

Преодоление водного кризиса — сложнейшая задача, которую можно решить, только объединив усилия всех народов в рамках ООН, так как эта проблема актуальна для всех стран мира. При этом основная стратегия должна, безусловно, базироваться на обеспечении приоритета здоровья населения и восстановлении права (данного природой) каждому человеку пить чистую воду.

Чтобы решить эту грандиозную задачу, необходимо прежде глубоко осознать те причины, которые обусловили не просто водный голод нашей планеты, но и привели к кризисному взаимоотношению человека с водой, общества людей — с гидросферой в целом. Не сразу можно понять, почему человек плюет в колодец, из которого пьет. Такое положение возможно только в том случае, когда правая рука не ведает, что делает левая, т.е. когда не осознаны взаимосвязи между разными явлениями.

393

По нашему мнению, этот парадокс определили по крайней мере три причины: 1) сформированное в течение нескольких тысячелетий убеждение человека в неограниченности водных ресурсов, их изобилии, природной чистоте, способности к непрерывному самоочищению и в праве на их бесплатное использование. Известный дефицит водных ресурсов в пустынных районах существенно не меняет этого представления, так как люди селились в основном по берегам крупных рек; 2) недостаточное понимание человеком фундаментальных свойств гидросферы, определившей развитие всего окружающего мира. Еще сегодня наука в долгу перед человечеством, по-скольку слабо исследует эти вопросы; 3) неполное осознание того факта, что человек, став геологической силой, качественно усложнил взаимоотношения общества и природы, в первую очередь, общества и гидросферы, и при этом неосознанно затронул основы становления самой жизни.

На нашей планете возникла принципиально новая ситуация: вода — создатель жизни и всего окружающего мира, сегодня как никогда нуждается в помощи человека. Чтобы сохранить основу жизни, необходимо бороться с загрязнением водной среды, обеспечить ее природное равновесие и многообразие, приумножить ресурсы, защитить воду как уникальное вещество Земли. Эта новая ситуация требует глубокого осознания и коренного изменения отношения человека к воде не только как к ценному природному ресурсу, но особенно как к важнейшему компоненту окружающей среды.

Прежде всего это выражается в том, что принятое понимание воды, как основы жизни, должно быть уточнено: чистая вода — это жизнь, но загрязненная вода это — опасность для жизни. И вот этой чистой воды на земле все меньше и меньше, следовательно, опасность для жизни все больше и больше.

Второе не менее важное для понимания обстоятельство заключается в том, что вода уже не является бесплатным природным ресурсом, она требует крупных капиталовложений, без которых проблему водного кризиса невозможно решить.

Сказанное показывает, что настало время разработки принципиально новой парадигмы сохранения гидросферы в условиях интенсивного ее использования и мощного техногенного воздействия. Такая парадигма должна включать концепции защиты водных ресурсов и сохранении водной среды как среды обитания живых организмов и как функции отбора путей развития системы вода-порода — газ — органическое вещество. Это, в свою очередь, требует разработки концепции управления водными ресурсами, водной средой и водными экосистемами. При этом управление должно строиться с учетом научно обоснованных прогнозных оценок, методика которых также должна быть разработана. Наконец, парадигма сохранения гидросферы должна строится на гидросферном мышлении или, по Э.И. Слепяну [17], концепции гидросферософии.

394

Что же такое гидросферное мышление? В древности воду считали одной из четырех основных стихий (наряду с землей, воздухом и огнем). Поэтому родники, реки и ручьи почитались как обиталища богов и нимф, как дарители жизни и плодородия. Поэтому первые законы человечества, как утверждает немецкий писатель Г. Хефлинг [19], были о воде. Прошли десятилетия. Через споры и научные баталии раскрыты многие фундаментальные свойства гидросферы, стала очевидной роль воды в становлении и развитии жизни, всего того многообразия природы, которое нас окружает.

Вместе с тем взаимоотношения человека и природы приобрели угрожающий характер. Неособенно они усложнились с гидросферой, в которую в конце концов попадают любые отходы и загрязнения, трансформирующие водную и геохимическую среду — среду жизни. Человечество столкнулось с непониманием, как ни странно, наиболее общей ситуации, складывающейся под влиянием невиданного прогресса научньгх знаний и новых технологий. Растет пропасть не только между узкими специалистами разных направлений, но и между теми, кто обладает знаниями, и теми, кто использует природные ресурсы. Поэтому важнейшая задача человечества — искать новые пути к взаимопониманию, с одной стороны, и пониманию той особой роли и места гидросферы в жизни людей, — с другой. Ведь по своей научной сути острейшая проблема экологической безопасности -проблема водная. Поэтому глобальная стратегия охраны окружающей среды, которая может объединить всех людей, должна базироваться прежде всего на гидросферных началах в самом широком понимании. Насколько глубоко люди осознают роль и значение воды в самоорганизации всего того, что нас окружает, настолько глубоко может быть разработана и концепция экологической безопасности жизни на нашей планете. Следовательно, суть гидросферного мышления заключается в признании особой фундаментальной роли воды в развитии всего окружающего мира и направлении деятельности людей в согласии с естественной его эволюцией.

К сказанному необходимо добавить, что среди некоторых политических деятелей, а иногда и ученых технического направления можно услышать, что современная технология позволяет очистить любую загрязненную воду и снова ее употреблять. Очень опасна и бесперспективна идея технократического мышления, не учитывающая ведущей роли воды в становлении всего окружающего мира. Поэтому главенствующим приоритетом должна стать мысль о недопустимости загрязнения водных источников, а не идея очистки загрязненных вод. Идея чистой, а не очищенной воды в природе — пример гидросферного мышления, которое в долгосрочном плане должно привести к сохранению не только чистой воды, но и всего многообразия водных, гидрогеохимических и гидробиологических сред.

После этих общих замечаний перейдем к рассмотрению более частных путей выхода из водно-экологического кризиса, которые должны приниматься с учетом всего сказанного выше.

395

Один из таких путей — уменьшение водопотребления. И этот процесс в мире уже начался. Кризисные явления в экономике, энергетический кризис, нехватка продовольствия, охватывающие мир в 70-е годы, породили новое мышление экономии природных ресурсов, в том числе и воды. В результате резко сократился прирост водоотбора, особенно пресной воды: в США с 14,3 км

3 в 60-е годы до 11,6 км

3 в 70-е (табл. 9.5).

Т а б л и ц а 9 . 5

Водозабор из всех видов источников в США в разные годы [6]

Показатель 1960 1970 1975 1980

Водозабор, км3 364 507 565 618

Прирост, км3/год 14,3 11,6 10,8

В том числе Забор соленой воды, км

3

40 70 91 99,5

Прирост, км3/год 3 4 1,7

Забор пресной воды, км

3

324 437 474 518,5

Прирост, км3/год 11,3 6,8 8,8

В Швеции рост водопотребления достиг максимума в 1965 г. Прогнозы,

основанные на имевшихся данных, предполагали рост водопотребления к 2000 г. почти вдвое (рис. 9.3). Но мир менялся, и водопотребление в 70-е годы даже сократилось, поскольку стали применять замкнутые системы водооборота, безотходные технологии, маловодные технологические схемы и т.д. В той же Швеции при увеличении за 10 лет (1965-1975 гг.) производства целлюлозы в 2 раза расход воды не только не увеличился, а уменьшился в 3 раза при сокращении потерь целлюлозы в 7 раз. Такие тенденции стали характерными для многих стран западной Европы, Канады и США.

Другой путь выхода из водно-экологического кризиса — резкое сокращение, а в перспективе полное прекращение сброса неочищенных сточных вод в водоемы. Наиболее радикальное средство заключается в создании замкнутых циклов водообеспечения технологических схем, при которых сточные воды полностью очищаются и снова направляются на технологические нужды. Конечно,

1 часть стоков потребует утилизации. При

этом особо вредные стоки можно направлять на подземное захоронение, выпаривание или отвердение. Параллельно необходимо постоянно совершенствовать методы химической и биологической очистки и обессоливания вод, отдавая предпочтение наиболее простым по применению.

И эта тенденция в мире активно развивается. Так, во Франции за 20 лет (1970-1990 гг.) число станций очистки сточных вод выросло более чем в 7 раз, а за 40 последних лет — почти в 180 раз (рис. 9.4). К сожалению, в России темпы роста очистки вод значительно ниже. По данным директора Водгео С.В. Яковлева, в

396

России в настоящее время сбрасывается в водоемы всего 70,6 км3 сточных вод,

из которых 30% являются неочищенными. Большая часть очищается только от взвешенных веществ, биологическая очистка применяется в незначительных объемах. К тому же надо иметь в виду, что полная очистка в настоящее время невозможна. Рис. 9.3. Прогнозы недопотребления в Швеции, сделанные в 1965 г. (а) и в 1975 г. (б) [7]: Водопотребление: 1 — общее для страны; 2 — промышленное; 3 — хозяйственно-бытовое; 4 — ирригационное. Сплошные линии — фактическое состояние, пунктирные — прогноз

Рис. 9.4. Рост станций очистки сточных вод во Франции

397

В условиях загрязнения сточными водами большей части поверхностных водоемов использование подземных вод приобретает особо актуальную задачу. И действительно, во всем мире растет потребление подземных вод для разнообразных нужд. В СССР, например, с 1940 по 1980 гг. оно выросло в 15 раз, в США за последние 30 лет только для целей водоснабжения — в 3 раза, в Венгрии за 15 лет (1970-1985 гг.) — в 2,2 раза и т.д.

За последние 25-30 лет в мире, по данным И.С. Зекцера, Л.С. Язвина и Б.В. Боревского, было пробурено более 300 млн. скважин для отбора воды. Только в США ежегодно бурится около миллиона скважин, воды которых используются для хозяйственно-бытовых нужд, орошения и технического водообеспечения. Глубина эксплуатационных скважин на воду колеблется в значительных пределах от — 50-150 до 800-1000, а иногда даже 2000 м.

В России, как и во многих зарубежных странах, за последнее десятилетие отмечается резкое увеличение использования подземных вод. В период с 1980 по 1989 гг. их потребление для коммунального, сельскохозяйственного и технического водоснабжения увеличилось с 8,8 до 13 км

3/год. По состоянию на 1992 г. разведано 3259 месторождений

подземных вод с запасами около 27 км3/год, в том числе подготовленными

для промышленного освоения 18,4 км3/год. Потенциальные же ресурсы

подземных пресных вод оцениваются в 300 км3/год. Следовательно, их ис-

пользование может быть резко увеличено. Особенно широко использует подземные воды на территории бывшего

СССР население малых и средних городов (табл. 9.6). Этот рост начался в середине 50-х годов. Если в начале этого

Таблица 9 . 6

Распределение городов по источникам водоснабжения (% от общего числа городов)

Численность населения, тыс

Воды Подземные Поверхностные Смешанные

До 50 74 15 11

51 – 100 57 21 22 101 – 250 46 24 30

251 – 500 39 34 27 501 – 1000 34 28 38

Более 1000 5 41 54

398

периода отбор подземных вод составлял около 10-15% общего потребления поверхностных и подземных вод, то к середине 60-х он увеличился до 44%, а в настоящее время составляет около 53%. Тенденция к увеличению отбора подземных вод для коммунального водоснабжения сохранится и в будущем в связи с необходимостью обеспечения населения чистой питьевой водой.

Тенденция более широкого обеспечения населения, и прежде всего жителей городов, подземными водами «вполне понятна: они более запдищены от загрязнения, чем поверхностные. Кроме того, в подземных водах содержится ряд микро- и макрокомпонентов, необходимых для жизни человека, и это главное их достоинство.

По сравнению с поверхностными водами у подземных имеются и другие преимущества. Во-первых, они гораздо более широко распространены, т.е. часто имеются в тех районах, где практически отсутствуют поверхностные водоисточники. Подземные воды в значительно меньшей степени зависят от сезонных и многолетних изменений климата и поэтому в тех районах, где в отдельные периоды поверхностные воды перемерзают или пересыхают, по существу становятся единственным источником водоснабжения. Немаловажным является и экономический аспект: водозаборы подземных вод можно вводить в эксплуатацию по мере роста потребности, в то время как строительство сооружений для использования поверхностных вод требует обычно единственных крупных материальных затрат.

Особенно важное значение имеют пресные подземные воды в странах, где слабо развита речная сеть или реки сильно загрязнены. Так, Саудовская Аравия и Кувейт полностью, а Тунис и Марокко, Дания, Бельгия и другие почти полностью обеспечивают свои потребности в воде для хозяйственно-бытовых нужд и орошения. В ФРГ еще в 60-х годах питьевое водоснабжение на 82%, а промышленные на 57% осуществлялось за счет подземных вод.

Сокращение водопотребления, рациональное использование и охрана водных ресурсов, уменьшение, а в перспективе полное прекращение сброса загрязненных вод, в естественные водоемы и формирование гидросферного мышления — главные пути решения проблем водно-экологического кризиса. Решение всех этих задач невозможно без разработки принципиально новых путей организации водопользования и управления водными ресурсами. Этот последний вопрос настолько важен, что мы его выделили в отдельный раздел.

К сказанному необходимо только добавить, что без глубокого научного изучения фундаментальных свойств воды, состояния водных ресурсов и их взаимосвязи с литосферой, атмосферой, биосферой и техногенезом проблему водно-экологического кризиса не решить. Среди наиболее важных направлений необходимо назвать разработку глобальных гидрологических и гидрогеохимических моделей, составление мирового кадастра водных ресурсов, создание систем ирригации нового типа, оценка масштабов техногенного нарушения динамического равновесия в системе вода — порода —

399

газ — органическое вещество, исследование механизмов саморазвития окружающей среды, защиту водных экосистем и т.д.

9.2.3. Управление водными ресурсами

Среди множества мер, направленных на сохранение чистыми водных объектов, особая роль принадлежит управлению водой, как наиболее ценным природным ресурсом и национальным богатством. Такое управление должно способствовать достижению рационального эффективного и устойчивого снабжения населения чистой водой и обеспечивать защиту, сохранение и воспроизводство водных ресурсов и их качество.

Трудность решения такой задачи состоит в том, что вода выполняет в природе и обществе не менее 30 разнообразных функций, многие из которых находятся в прямой конкуренции: использование одной функции, например, как питьевого источника, мешает использованию другой ее функции, например, рыборазведению. Вода — одновременно среда жизни, важный природный ресурс, транспортное средство, источник энергии, водообменная система, геохимическая среда, геологическое тело, осложняющий фактор разработки полезных ископаемых и строительства, место отдыха, лечения, сброса всех отходов и т.д. Из такого рода конкуренции в ее использовании возникает множество организационных, правовых, экономических и экологических проблем.

Есть и еще одна проблема, обусловленная единством всех вод земли. Используя одну воду, например подземную, человек влияет и на поверхностную (реку, озеро, водохранилище), регулируя речной сток, меняет и подземную его составляющую, орошая поля, изменяет уровень верховодки и грунтовых вод, водообмен и качество воды и т.д.

Очень часто такие взаимосвязи обусловлены другими компонентами ландшафта (горными породами, лесным покровом, рельефом) и проявляются не сразу, а много лет спустя. Например, вырубая сегодня лес в горах, можно оставить жителей предгорных равнин без подземной воды через 20-30 лет, что и случалось неоднократно. Разрабатывая месторождения полезных ископаемых, часто лишают соседние районы питьевых вод или загрязняют пресные воды верхних горизонтов солеными из нижележащих отложений. Еще большие проблемы возникают при орошении полей. Такие примеры можно продолжать.

Следовательно, система управления должна быть такой, чтобы обеспечить при использовании воды выгоду каждого человека, предприятия, поселка, города на фоне общей выгоды для всех, включая саму природу. При этом главным является включение в эту систему принципов сохранения ресурсов, предупреждения опасности, ответственности каждого водопользователя и кооперации всех, кто может своими действиями влиять на водную среду и ресурсы.

400

Из сказанного вытекает несколько важнейших принципов, которые должны быть положены в основу управления водными ресурсами.

1. Принцип единства природных вод : управлять надо одновременно всеми типами вод. К сожалению, в России этот принцип не соблюдается, так как подземными водами управляет Комитет РФ по геологии и использованию недр, поверхностными — Комитет РФ по водному хозяйству, минеральными — Министерство здравоохранения РФ. Такое управление часто приводит к несогласованности, большим убыткам и отрицательным экологическим последствиям.

2. Бассейновый принцип заключается в том, что управление ведется не водой, как физическим телом, а водообменной системой, за единицу которой принимается водосборный бассейн. Не админи стративно-территориальный, а бассейновый принцип управления, рассматривающий речную систему как сложную, одновременно физическую, химическую, биологическую, геологическую и социаль но-правовую, позволяет наиболее полно решать все водные эколо гические проблемы применительно к поверхностным и подземным водам бассейна. В России в настоящее время бассейновый принцип в. практике управления используется только частично. Существую щие бассейновые водохозяйственные объединения, как правило, управляют только частью водосборного бассейна и подразделяются на комитеты по водному хозяйству, создаваемые по административ ному принципу. Кроме того, они практически не отвечают за со стояние подземных вод.

3. Принцип коллективного управления реально отражает по ложение, что,вода принадлежит всем, кто живет в данном бас сейне, и призван обеспечивать законное право любого жителя или предприятия на воду без ущемления при этом прав других по требителей или пользователей водными биоресурсами. Принцип коллективного управления внедрен во многих странах Западной Европы, что позволило резко улучшить водно-экологическую ситуацию во многих регионах. В соответствии с этим принципом для управления водными ресурсами объединяются представители водопользователей, водозагрязнителей, местного населения, адми нистрации, федеральных властей и государства, специалисты по воде, ученые и экологи, которые сообща решают все водные проблемы бассейна.

4. Принцип "загрязнитель платит" , который оправдал себя во многих цивилизованных странах, заключается в том, что кроме платы за водоотбор, взимается плата за любое изменение водной среды (уровня, расхода, качества, температуры воды, изменение русла, подтопление и т.д.). При этом загрязнитель платит во много раз больше, чем водопотребитель. Все собранные деньги концент рируются в Агентстве воды и расходуются на решение водных проблем всего бассейна, на улучшение водоснабжения населения, решение экологических проблем и т.д.

401

5. Принцип двухуровневого управления водой, при котором один орган принимает решения, а другой их исполняет. Например, во Франции для этих целей созданы две специальные структуры управления: Бассейновый комитет и Агентство воды [20].

Бассейновый комитет представляет собой настоящий "Парламент воды", который выступает законодателем по всем водным проблемам бассейна. Он состоит из представителей водопользователей, во-дозагрязнителей, местной и региональной администрации, населения. Члены Комитета частично избираются, частично назначаются администрацией, среди них крупные специалисты по воде, ученые, представители общественных организаций, экологи. Комитет подбирается таким образом, чтобы обеспечить участие пользователей и специ-алистов по всем типам вод, имеющимся в бассейне, защиту интересов разных групп населения и охрану водного бассейна.

Бассейновый комитет определяет водную политику региона с учетом национальной политики, разрабатываемой Министерством окружающей среды Франции. Цель этой политики — защитить ресурсы воды от истощения, обеспечить очистку воды от загрязнений, под держивать равновесие водной среды с другими компонентами ландшафта, принимая во внимание все типы и виды воды и их конкретную роль в обеспечении функционирования природной среды.

Главным инструментом политики Бассейнового комитета является экономика, через которую он добивается осуществления поставленных задач. Именно Бассейновый комитет утверждает ставку налога на воду в регионе, разрабатываемую Административным советом Агентства воды, и программу расходов имеющихся средств Агентства. Он же утверждает и саму программу Управления водными ресурсами бассейна, также представляемую Агентством воды. Решения Комитета являются окончательными. Ни местная администрация, ни Министерство окружающей среды, ни Министерство финансов, которые осуществляют исполнение государственных функций управления водой, практически не вмешиваются в решения Комитета.

Агентство воды реализует на практике решения Бассейнового комитета. Его цель — облегчить разнообразную деятельность в бассейне или группе бассейнов в интересах всего населения. Посредством Агентства устанавливаются новые взаимосвязи человека с водой, основанные на бережном отношении к водной сфере, физическому и экологическому функционированию водных систем. Агентство обязано следить за состоянием всех водотоков, за всеми потребителями воды и обеспечивать единство водопользования с проблемами охраны.

Гармония водопользования обеспечивается: 1) признанием единства и взаимосвязи гидрологических и гид

рогеологических условий в рамках единого бассейна; 2) обеспечением сохранения этого единства при отборе воды

различными пользователями;

402

3) анализом состояния каждой водной среды и стремлением минимально ее изменить;

4) ограничением научно обоснованного отбора воды в конкрет ной водной системе (река, озеро, водоносный горизонт);

5) соблюдением интересов водопотребителей бассейна в целом, а не какой-то его локальной части;

6) углублением знаний по состоянию водной среды, ее эколо гической роли, технологии очистки, водоподготовки, водораспреде- ления, влияния на окружающую среду изменяющихся гидрологичес ких и гидрогеологических условий;

7) информированием политиков и администрации различных уровней о складывающейся ситуации с целью принятия правильных решений.

Агентство воды выступает партнером жителей, промышленников, фермеров, администрации по проведению работ с целью улучшения состояния (очистки; водоисточников, качества питьевой воды, окружающей водной среды и других компонентов ландшафта, формирующих водную среду (лес, рельеф, почва, атмосферные осадки). Оно выполняет функции эксперта и технического советника при решении этих проблем, обеспечивает солидарность водопотребителей между собой и населением. Агентство воды разрабатывает для каждого бассейна собственную пятилетнюю программу оздоровления водно-экологической ситуации, которая утверждается Парламентом воды и затем реализуется Агентством. По специальному решению Правительства Франции деньги, собранные за воду, не облагаются никакими налогами и не могут расходоваться на какие-либо другие цели, кроме решения водных проблем.

6. Принцип "Разделения ответственности" , в соответствии с которым каждое лицо, объединение или государственный орган являются одновременно собственником и ответственным за достояние водного объекта в той или иной части. Так, департаментские водные службы Франции, которые наиболее близки к водопользователям и работают под руководством префекта — представителя государства, осуществляют административные функции (выдача разрешений на отбор и сброс воды, штрафные санкции и т.д.). Мини-стерство окружающей среды осуществляет функции контроля за экологическим состоянием водной среды; Агентство — экономического регулирования и финансирования; города и предприятия — организационную, производственную и экономическую деятельность (обеспечение питьевой водой, очистка сточных вод, ассенизация, дренаж и т.д.). Все эти органы обязаны объединить средства финансирования, нести расходы по функционированию конкретных объектов, соблюдать разработанные правила и нести ответственность перед Агентством за применение или неприменение необходимых экономических и административных санкций перед нарушителями Закона о воде.

Опыт Франции по управлению водными ресурсами по обоюдному согласию планируется внедрять в России. В качестве первооче-

403

редного водного полигона выбран бассейн Томи, который относится к сильно загрязненной, экологически неблагополучной зоне, где проблема обеспечения населения Кузбасса чистой питьевой водой стоит особенно остро. В начале 1994 г. Агентство воды бассейна Томи и Бассейновый комитет в усеченном составе созданы и начали работу.

9.3. ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЯ

Как было показано выше, использование подземных вод в мире растет, но оно уже сейчас сопровождается такими негативными явлениями, как истощение и загрязнение. Человек далеко не всегда разумно использует драгоценную влагу земных недр. Вода откачивается из шахт и горных выработок при отработке месторождений, мощными водопонизительными установками ее извлекают при строительстве железнодорожных туннелей, метрополитенов, но в наиболее громадных количествах она откачивается для водоснабжения. Прогрессирующий отбор воды ведет к снижению уровней, постепенному осушению водоносных горизонтов, изменению качества воды и, что самое главное, нарушению водообмена на огромных территориях. Водообмен же, как было показано в разделах 5.2 и 8.2.3, определяет во многом характер геохимической среды, которая, в свою очередь, контролирует направленность эволюционного развития системы вода—порода. Следовательно, вмешательство человека а подземную гидросферу затрагивает основы мироздания и влечет к необратимым последствиям, которые сказываются на состоянии биосферы.

Опасность техногенного воздействия на подземные воды значительно выше, чем на поверхностные. Такое положение обусловлено тем, что, во-первых, подземные воды — последний источник высококачественной воды на Земле, если не считать ледников, проблемы использования которых крайне сложны, не говоря о том, что вода ледников не содержит необходимого для живых организмов количества солей и многих полезных бактерий. Во-вторых, водообмен подземной гидросферы многократно меньше и для его восста-новления требуется многократно больше времени. Нарушение водообмена на огромных территориях обусловливает изменение климатического круговорота воды на Земле в целом, что чревато непредсказуемыми последствиями. В-третьих, именно подземные воды наиболее тесно взаимодействуют с горными породами, газами и органическим веществом, участвуя в разных геологических циклах и круговоротах, включая биологический, что определяет их особую роль в формировании окружающей среды.

В результате нерационального освоения природных ресурсов и водных, в частности, во многих регионах мира уже создалась напряженная экологическая ситуация, затронувшая состояние биосферы и поставившая на грань выживания самого человека. Таким регионом, например, является Арал и прилегающие к нему районы.

404

Новая сложившаяся ситуация требует поиска и новых путей решения экологических проблем. Один из них видится в активном развитии экологической гидрогеологии, которая призвана выяснить роль подземной гидросферы в становлении и развитии современной биосферы, а также в деградации последней в обстановке сложившейся кризисной экологической ситуации.

Значительный вклад в развитие экологической гидрогеологии, как теоретического раздела общей гидрогеологии, в нашей стране внесли Н.И. Плотников, А.А. Карцев, Е.В. Пиннекер, Н.А. Мари-нов, В.М. Гольдберг, В.А. Мироненко, Ф.И. Тютюнова, Б.И. Писарский, А.Е. Орадовская, О.Н. Толстихин, B.C. Ковалевский, С.Р. Крайнов, В.М. Швец, А.Б. Воронов и др. Экогидрогеология — это "учение о роли, значении и влиянии подземных вод (при их взаимодействии с другими компонентами окружающей среды) в сохранении и развитии биосферы и, прежде всего, в жизнедеятельности человека, особенно в условиях экологической кризисной ситуации и интенсивной техногенной нагрузки на окружающую среду" [16, с. 57].

Основой экологической гидрогеологии, как считают Н.И. Плотников, А.А. Карцев и И.И. Рогинец, является учение о геологической среде, техногенных процессах, методах прогнозной оценки, а также роли подземных вод в этих процессах. Это новое прикладное направление в современной науке разрабатывает эколого-гидро-геологические основы защиты биосферы и человека от негативного влияния техногенеза в условиях кризисной экологической ситуации. Экогидрогеология как часть экогеологии возникла в результате взаимодействия прикладной (социальной) экологии и прикладных разделов геологии.

По мнению этих же ученых, экогидрогеология решает три главные проблемы: 1) охрана подземных вод от техногенного загрязнения; 2) охрана естественных ресурсов подземных вод от истощения и 3) охрана окружающей среды и особенно застроенных территорий от подтопления. Как видно из поставленных задач, экогидрогеология, и это неоднократно подчеркивают авторы, относится к прикладным наукам и решает сугубо прикладные задачи. С таким подходом к экогидрогеологии трудно согласиться.

По нашему мнению, такое понимание экологической гидрогеологии явно сужено, а поставленные для решения проблемы не выходят за рамки традиционной гидрогеологии, которая всегда в силу своего внутреннего содержания включала решение задач по охране и рациональному использованию подземных вод и тем более проблему подтопления территорий. Задачи экологической гидрогеологии значительно шире и фундаментальнее, а теоретические основы заложены в работах В.И. Вернадского.

Научно-техническая революция XX в., интенсивное освоение природных ресурсов, разработка новых технологий превратили человека в геологическую силу, которая стала доминировать над многими

405

природными. Но это пошло не столько на благо человека, сколько во вред: резко обострились экологические проблемы, взаимоотношения человека с природой приобрели угрожающий характер. Причин этому много. Одна из главных состоит в том, что человек начал действовать вопреки законам природы, которые изучены недостаточно, или которые известны, но не учитывались на практике.

Особая роль воды и гидросферы в целом в создании биосферы и всего окружающего мира раскрыта В.И. Вернадским, но этому долгое время не придавалось большого значения. В результате загрязнение водных сред — сред жизни — становится все более и более растущим чудовищем, которое угрожает всей цивилизации д способно ее погубить, что уже было в истории человечества. Достаточно вспомнить Персию, которая была богатой земледельческой страной благодаря развитой системе ирригации и широкому использованию подземных вод с помощью глубоких колодцев и даже артезианских скважин, подававших воду по многокилометровым каналам по-требителю. Но стоило вторгшимся кочевникам разрушить ирригационную систему и страна постепенно превратилась в пустыню. В настоящее время проблема еще сложнее, загрязнение водных сред реально затронуло здоровье людей и основу самой жизни — направленную самоорганизацию в окружающей среде. На повестку дня встала задача раскрыть механизмы и масштабы взаимодействия гидросферы с биосферой, а человека с природой. Применительно к подземной гидросфере эту задачу должна решать экогидрогеология. Следовательно, экологическая гидрогеология — это раздел гидрогеологии, изучающий роль и значение воды в становлении литосферы и биосферы, всей окружающей, включая геологическую, среды, их взаимодействия и изменения под влиянием техногенной (геологической) деятельности человека.

При таком подходе экогидрогеология поднимает роль и фунда-ментальную значимость гидрогеологии как науки о подземной гидросфере и ее геологической роли в становлении окружающего мира. Основой экогидрогеологии выступает прежде всего сама гидрогеология, т.е. учение о подземной.гидросфере, ее взаимодействии с поверхностной гидросферой, литосферой, атмосферой и биосферой, учение о самоорганизации материи или синергетика, учение о человеке, как геологической силе, учение об эволюции геологических систем и миграции атомов в земной коре. При этом геологическая среда в инженерном понимании является главным объектом изучения экогидрогеологии.

Какие конкретно задачи и проблемы будет решать экогидрогеология и какими методами — покажет будущее. В наиболее общей форме — это раскрытие механизмов взаимодействия воды с горными породами, самоорганизация и геологическая стабилизация на определенном уровне системы вода — порода, механизмы и источники передачи информации в этой системе, роль геохимической среды в развитии минерального и геохимического разнообразия, история геологической эволюции формирующихся геологических систем и

406

их переход в биокостные и биологические, механизмы воздействия техногенной деятельности человека (ноосферы) на естественную эволюцию системы вода — порода — газ — живое вещество и масштабы возможной трансформации этой системы под влиянием кризисной экологической ситуации на нашей планете.

Перечисленные выше проблемы носят фундаментальный характер и призваны полнее раскрывать особое положение воды и фундаментальные свойства гидросферы с целью сохранения и расширения многообразия тех водных сред, в которых возникают новые вторичные продукты (минеральные и биогенные), а также живые организмы. Один из путей достижения этой глобальной цели — исключить загрязнение всей гидросферы, а там где оно уже есть — уменьшить до минимального предела. Конкретные проблемы загрязнения подземных вод и методы борьбы с ними изложены в специальной литературе [9,10,15].

На фоне этой глобальной проблемы имеется много задач более частного, но не менее важного значения. Среди них В.Н. Островский [12] называет, например, оценку влияния подземных вод на продуктивность биосферы и масштабов взаимодействия грунтовых вод и растительности в различных ландшафтных зонах, создание моделей развития экосистем в зависимости от обводненности территории, выявление связей между количеством гумуса в почве и ее проницаемостью, между транспирацией и приростом растительности, глобальным понижением уровня подземных вод и транспирацией, проницаемостью зоны аэрации и биологическими процессами в ней и др. Такой перечень проблем можно продолжить. Одна из них — роль водообмена в создании многообразия окружающей среды и на этой базе выявление воздействия масштабной переброски водных ресурсов на окружающую среду. Не менее важной задачей является разработка методов долгосрочного прогноза изменения качества природных вод под влиянием хозяйственной деятельности человека, а также оценка влияния изменений гидрогеологических условий на окружающую среду. Последняя проблема уже активно обсуждается в специальной гидрогеологической литературе [3,4].

Задачи современной гидрогеологии. В связи с возникновением экологической гидрогеологии объект и предмет гидрогеологии в целом значительно расширяется. Ее роль как самостоятельной -науки резко возрастает. Благодаря наличию многочисленных новых направлений, обусловленных возникшими острыми проблемами окружающей среды и чистой питьевой воды, происходит интеграция гидрогеологии не только с науками водного (гидрология, океанология, мерзлотоведение) и геологического (геохимия, литология, инженерная геология) профиля, но и со многими науками естественного и особенного биологического профили (синергетика, экология, почвоведение, ландшафтоведение, география и т.д.). Все это меняет содержание современной гидрогеологии. Принципиально новые задачи возникают перед гидрогеологией в связи с необходимостью

407

разработки методов управления водными ресурсами, правами человека на использование чистой питьевой воды, юридическими и экономическими аспектами использования воды как наиболее ценного природного ресурса, внедрения в практику экономических рычагов управления, ценообразования, норм изъятия воды из реки или водоносного горизонта и связанного с этим воздействия на окружающую и особенно геологическую среду. На повестке дня стоят жизненно важные проблемы улучшения качества или управления качеством подземных вод в конкретном горизонте, разработка защитных мер от загрязнении, оценка степени уязвимости водоносных комплексов от загрязнения и т.д. Наконец, вода уже стала объектом политики, что также необходимо учитывать.

Изменение статуса гидрогеологии требует и пересмотра содержания подготовки инженерных геологических кадров. Гидрогеолог XXI в. наряду с поисками и разведкой подземных вод и их практическим использованием должен уметь оценивать масштабы и степень влияния водоотбора и изменения качества вод на окружающую среду. Эта принципиально новая задача, которая ставится перед гидрогеологами, требует и новой базы для их подготовки, усиления обучения по естественным, экономическим и юридическим наукам, методам управления, оценки воздействия антропогенной деятельности на водные ресурсы и их качество, моделированию в гидрогеологии и т.д. Современный гидрогеолог, оставаясь на позициях естественных наук, должен владеть не только основами математики, физики, химии и геологии, что было всегда, но и знать, экологию синергетику, геохимию, основы биологии, методы управления и менеджмента водных ресурсов, юридические законы по воде, коммуникационную технику, административное право. Гидрогеолог уже сейчас нередко участвует в решении социальных и административных проблем региона, города или населенного пункта, является частью административного аппарата, решая вопросы не на инженерном, а на властном уровне. И эта тенденция безусловно будет сохраняться в будущем. Перемены в обществе и структурах управления, новая экономическая политика и политика недропользования, осознание роли воды в жизни людей — все это требует подготовки качественно новых специалистов по воде и подземной, в час-тности. Такими представляются перспективы новой гидрогеологии.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ

1. Назовите самые острые экологические проблемы современности.

2. Почему возникла проблема чистой воды и в чем ее суть?

3. Сколько пресной воды приходится в среднем в мире на душу

населения? 4. Сколько в среднем потребляется воды в мире на душу населения? 5. На какие нужды человечество расходует больше всего воды? 6. Как и почему загрязняются водоносные горизонты?

408

7. Назовите основные пути выхода из водного кризиса? 8. Какие основные принципы охраны подземных вод? 9. Что означает гидросферное мышление? 10. Какие основные принципы управления водными ресурсами можете

назвать?

И. В чем суть французской системы управления водными ресурсами?

12. Что изучает экологическая гидрогеология?

13. Какие стоят задачи перед современной гидрогеологией?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Вернадский В.И. Избранные сочинения, Т. IV. Кн. 2. - М.: Изд- во А Н СССР, I960.

2. Гольдберг В.М., Газда С. Гидрогеологические основы охраны подзем ных вод от загрязнения. - М.: Недра, 1984.

3. Гольдберг В.М. Взаимосвязь загрязнения подзем ных вод и при родной среды. - Л.: Гидрометеоиздат, 1987.

4. Ковалевский B.C. Влияние изменений гидрогеологических усло вий на окружающую среду . - М'.: Наука, 1994.

5. Коптюг В.А. Конференция ООН по окружающей среде и разви тию (Рио -де-Жанейро , июнь 1992 г.), - Новосибирск, 1992.

6. Лосев К.С. Вода. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989. 7. Львович М.И. Вода и жизнь. - М.: Мысль, 1986. 8. Материалы международного конгресса " Вода: экология и техно

логия" . Т. 1. - М.: 1994. 9. Методы охраны подземных вод от загрязнения и истощения/

Под ред. И.К. Гавич. - М.: Недра, 1985.

10. Мироненко В.А., Румынии В.Г., Усачев В.К. О храна подзем ных вод в горнодобывающи х районах. - Л.: Недра, 1980.

11. Основы гидрогеологии. Использование и охрана подземных вод/ Н.А. Маринов, А.Е. Орадовская, Е.В. Пиннекер и др. - Новоси бирск:" Наука, 1983.

12. Островский В.Н. Биосфера и подземные воды//Сов. геол. - 1980,- № 1.-С. 106-114. 13. Перельман А.И. Гео хим ия. - М.: Высшая школа, 1989.

14. Пиннекер Е.В. Охрана подзем ных вод. - Новосибирск: Наука, 1979.

15. Плотников Н.И. Техногенные изменения гидрогеологических условий. - М.: Недра, 1989.

16. Плотников Н.И., Карцев А.А., Рргинец И.И. Научно -методи ческие основы экологической гидрогеологии: - М.: МГУ, 1992. -

17. Слепян Э.И. Вода, водная среда, водные экосистемы: проблемы сокращения и использования//Мелиор . и водн. хоз -во . - 1994, - № 5 . - С. 6 - 9 .

18. Фрид Ж. Загрязнение подземных вод. Пер . с англ. - М.: Недра, 1981.

19. Хефлинг Г. Тревога в 2000 году . Бомбы замедленного действия на нашей планете. - М.: Мысль, 1990.

20. Шварцев С.Л. Система управления водным и ресурсами Фран- ции/ /Водн . ресур . - 1995 . - №4.- С 466 -469.

409

ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ

А

Адмассив гидрогеологический 256

Б

Баланс воды 64

уравнение 64

Барьер геохимический 204

Бассейн

адартезианский 255

артезианский 57

вулканогенный 253

грунтовый 282

инфильтрационно-

элизионный 296

ин фильтрационный 290

подземных вод 57

субмаринный 323

элизионный 293 Биосфера 376

Болото 281

Бугор пучения 311

В

Верховодка 276

Вещество

органическое растворенное 175

гумусовое 175 нефтяное 176

Влагоемкость 46, 47

гигроскопическая 40, 43 капиллярная

40, 45, 47 молекулярная 43, 47

общая 8 полная 47

Вода —горная порода 180

взаимодействие 181

передача информации 368

противоречия 371, 373 равновесие 184

саморегуляция геологи¬ческая 367

самоорганизация 360 соотношение

состава 188

состояние равновесно-неравновесное

188, 237

Вода океаническая

состав 150, 228

Вода подземная

артезианская 213

выщелачивания 213 болотная 281

вадозная 99

виды 39

внутримерзлотная 311 возраст

абсолютный 348 возрожденная 26, 83,

98 всюдность 7

вязкость 50

генезис 92 гигроскопическая 43

глубинная 141 гравитационная 40

грунтовая 52, 282

выщелачивания 154, 213

континентального

засоления 154, 213

дюн песчаных 282

единство 357

загрязнение 386 интрателлурическая 99

инфильтрационная 97 капиллярная 4

5 карстовая 302, 306 конденсационная

97 конституционная 40

кристаллизационная 40 лавовая 249

литифйкационная 100 литосферная 100

магматогенная 99 межмерзлотная 309

метаморфизация 208, 231, 235 метеорная

96

молекулярная 43 надмерзлотная 311

парообразная 40, 46 пластовая 249, 251,

282 пленочная 40, 43

погребенная 97, 98

подвижность 7, 104, 356

подмерзлотная 312

потребление 384

почвенная 277

прочносвязанная 41

разложение химическое 191

разнообразие форм 358

режим 74, 75

рифтогенная 100

410

рыхлосвязанная 43

свободная 40, 44, 45

свойства 11

фундаментальные 353

седиментационная 97

синтезированная 98

содовая 219

состав

газовый 166, 216

изотопный 17, 93, 169

микробиологический 177

органического вещества 175

химический 154, 157, 158,

160, 215, 226, 241

состояние фазовое 356

сток 55

строение 13, 354

структурированная 34

субдукционная 100

талассогенная 99

таликов 312

твердая 40, 45

тип генетический 95

трещинная 248, 282, 302

трещинно-жильная 249

тяжелая 17

условия залегания 247, 274

физически связанная 40, 41

формационная 97

химически связанная 40

цеолитная 40

элизионная 98

ювенильная 91

Водообмен 74

активный 74

время 74

замедленный 75

затрудненный 75

зона 74

интенсивность 74

инфильтрационный 336, 338

магматический 336

элизионный 335, 338

эндогенный 336

Высота пьезометрическая 113

Г

Газонасыщенность 166

Газы

растворимость 167

упругость 166

Гейзер 124, 320

Гидрогеодинамика 8

Гидрогеология 8

задачи 5

историческая 330

история 19, 28

общая 8

определение 11

региональная 8

экологическая 9

Гидрогеохимия 8

Гидроизогипсы 53, 116, 283

Гидроизопьезы 53, 116

Гидролакколит 312

Гидролиз 183

Гидротермы 161, 315

Горизонт водоносный 51, 258

безнапорный .52

напорный 52

Градиент

напорный 114

начальный 122

д

Давление 106

аномально высокое 107

геостатическое 107

гидростатическое давление 106

литостатическое 107

насыщения газа 166

пластовое давление 107

термоартезианское 318

Движение воды 104, 132

геологическое 105, 131, 132, 357

глубинное 141

капиллярное 126

ламинарное 121

411

молекулярно-

диффузионное 128

неустановившееся 116

турбулентное 121

установившееся 116

физически связанных вод 125

физическое 105

элизионное 133

Диссимметрия гидросферы 358

Диффузия 128

бародиффузия 129

конвективная 128, 129

концентрационная 128, 129

термодиффузия 129

Ж

Жесткость воды 150

3

Загрязнение среды 378

Закон

Дарси 118

линейный 118

нелинейный 122

Фика 129

эквивалентов 150

Запасы (ресурсы) воды 74

динамические 74

естественные 74

Зеркало воды 283

Зона

аэрации 35

водоносная 258

галоклина 151

гидрогенного разуплот-

нения 302

гидростатических давлений 106

гипергенеза 154

капиллярная 45

литостатических давлений 107

насыщения 35

переходных давлений 109

Зональность

гидрогеохимическая 226, 239,

267, 268, 299

гидродинамическая 110

широтная 285, 309

И

Изотопы 169, 342

азота 173

аргона 342

бора 173, 342

брома 174

водорода 17, 93, 173, 174, 342,

350

воды 17, 93, 169

гелия 342, 347

йода 174

кальция 174

кислорода 17, 93, 173, 342

кремния 173, 342

криптона 342

лития 173

натрия 174, 342

плутония 174

радия 174

радона 174, 342

рубидия 174

серы 173, 342, 343

стронция 174, 342, 346

углерода 173, 174, 342, 351

урана 174, 351

фракционирования 171

хлора 174, 342

цезия 174

Инверсия гидрохимическая 269

К

Кайма капиллярная 45

Карст 306

Комплекс

водоносный 55, 257

ионно-обменный 210

Конвекция 123

концентрационная 124

412

тепловая 124

Концентрирование

солнечное 228

элементов 189

Коэффициент

влажности 47

водной миграции 202

водообмена 263, 337

водоотдачи упругой 49

водопроводимости 119

генетический 340

диффузии молекулярной 128

питания подземного 71

пористости 38

проницаемости 50, 119, 120

растворимости газа 166

стока 66

подземного 71

упругоемкости 49

фильтрации 118, 119, 120 Кратоген

гидрогеологический 256 Кривая

депрессионная 114

пьезометрическая 114 Кризис водный

392 Криопэги 222, 312 Круговорот воды

76, 79

геологический 79

климатический 61, 76

космический 85

мантийно-океанический 86

мантийный 84

метаморфогенные 83 " Курильщик

черный" 327

Л

Линия

Крейга 171, 343 напоров равных 115,

116 тока 115

М

Массив гидрогеологический 251

Мерзлота многолетняя 32, 308 Миграция

водная 195

интенсивность 202

классы 199

обстановка 199

среда 196

факторы 195

формы 201 Микрофлора 175, 177

автотрофы 177

анаэробы 177

аэробы 177

гетеротрофы 177

хемосинтетики 177 Минерализация воды

148

классификация 149

общая 148

Мофеты 321

Мышление гидросферное 393, 398

Н

Наледь 314 Напор

пьезометрический 113

О

Область 53

артезианская 255 вулканогенная 255

гидрогеологическая 255 питания 53,

140, 269, 282, 290, 297

внешняя 269

внутренняя 269, 270

внутрипластовая 140, 295

инфильтрационная 269

подземная 290

элизионная 270

эндогенная 271

разгрузки 55

открытая 291

скрытая 291

разломов 255

распространения 55, 288

Окно гидрогеологическое 270 Ороген

гидрогеологический 256 Осмос 128

концентрационный 131 термоосмос

130

Остаток сухой 149

П

Палеогидрогеология 9

принципы 330

Показатель водородный 151 Порода

горная

водоотдача 49

413

упругая 49 влажность 46

естественная 47 водные свойства 46

водопроницаемость 50 выщелачивание

209, 210 дефицит насыщения 47

коллекторские свойства 36

непроницаемая 50, 52 окисление 210

полупроницаемая 50, 52 пористость 36,

135, 142

изменение 79

эффективная 38 проницаемая 50, 52

растворение 181

инконгруэнтное 181, 183, 209

конгруэнтное 181

свойства водные 46

скважность 37

трещиноватость 36

Поле криогенное геохимическое 131

Постулат

Аристотеля 188 Вернадского 354

Овчинникова 188

Шварцева 190

Поток

грунтовый 282

неограниченный 117

ограниченный 118

плоский 116

полуограниченный 117

радиальный 117

фильтрационный 113, 117

Проницаемость 50, 51

единица измерения 50

Почва

дисперсность 279

солонец 281

солончак 281

строение 278

Р

Равновесие водное 359

Разлом обводненный 253, 304

Район гидрогеологический 259

Рассеивание элементов 189

Раствор

горный 44

поровый 44

Реакция

биогеохимическая 211

Гедройца 210

окислительно-

восстановительные 197, 211

Шварцева 237

Щукарева 210 Режим 110

водораздельный 284

гидродинамический 110

глубинный 112

инфильтрационный 112, 212

мерзлотный 284

предгорный 284

прибрежный 284

элизионный 112

Реки

питание 66 артезианское 66 грунтовое

66

Ресурсы воды

динамические 74 естественные 74

статические 74

Родник 55, 304, 313 типы 55

С

Самодиффузия 128

Связь водородная 12

Сетка гидродинамическая 116

Синергетика 360

Система водоносная 247

геодинамическая 266

гидростатическая 267

инфильтрационная 266

океанических впадин 325

субмаринная 323, 326

элизионная 266 Скорость воды

движения 262

критическая 121

реальная 119 Слой воды

адсорбционный 43

двойной электрический 43

диффузионный 43 Сольфатары 242, 321

Сток воды

модуль 66, 70

норма 66

поверхностный 62, 66

подземный 62, 66, 71

414

факторы 66, 71 Структура

геологическая 132

гидрогеологическая 248

водонапорная 259

водообменная 249, 259

емкостная 249

поровая 248

субаквальная 257

субаэральная 258

субмаринная 258

субокеаническая 258

трещинная 248

Ступень геометрическая 33

Т

Талики 312

надмерзлотные 313

сквозные 313 Тело

геологическое 131

гидрогеологическое 131

границы 131

природное 131 Температура 33

нулевых амплитуд 309

среднегодовая 309 Термокарст 312

Термы

азотные 156, 224

береговые 319

кремнистые 156

метановые 156

углекислые 156, 225

У

Управление водой (принципы) 399

Уравнение

Берну лли ИЗ

Лапласа 126

Прони 122

Шези-Краснопольского 122

Ф

Фильтрация ползучая 262

Флюидогеодинамика 105 Формация

водоносная 57 Формирование состава

воды 205, 211

инфильтрационной 214

источники 205

обстановки 205, 212

процессы 205

седиментационный 213, 228

элизии 233

факторы 205, 206

замещения воды 296

искусственные 284

соподчиненность 207 этап 205

атмогенный 214

биогенный 216

иловая стадия 230

испарительный 222

криогенный 221

литогенный 217

содовый 219

Формула Курлова 155, 160, 161, 241,

Фумаролы 242, 318

Ц

Цикл

водообмена 263, 336 вулканогенно-

гидротер-мальный 213 геохимический

194 гидрогеологический 212

инфильтрационный 212 магматический

212 метаморфический 212 морской 212

седиментационный 213

Э

Элементы 53

водоносного горизонта 53 потока

фильтрационного ИЗ

Элизия 133, 233

Этаж гидрогеологический 35, 57

Эффект

высаливания 167 осмотический 211

фильтрационный 211

Я

Явление

газлифта 124 мембранное 211 пар

лифта 318 эрлифта 124

415

ИМЕННОЙ УКАЗАТЕЛЬ

А

Аверьев В.В. 243

Агрикола Г. 21, 28, 147; 353

Аджено М. 15, 16

Азизов Л.И. 228

Аллен Е.Т. 242

Аль-Друби А. 228

Анаксимандр 19

Андрусов Н.И. 25

Аникиев К.А. 108

Анисймова Н.М. 311

Антыпко Б.Е. 249, 264

Аристотель 20, 21, 28, 95, 147, 188

Арсанов Г.И. 243

Архангельский А.Д. 25, 97

Б

Бабинец Е.А. 230

Балашов Л.С. 236

Банвелл Г.Дж. 243

Барабанов Л.Н. 224

Баранов И:Я. 311

Бартон П.Б. 187

Басков Е.А. 28, 161, 236, 323, 330, 339,

340, 353, 340

Басс-Беккинг Л.Г.М. 200

Белянкин Д.С. 41

Бергман Т. 147

Бернал Дж. 14

Бернулли Д. 11З, 118

Берет Дж.Ф, 28, 81, 82 Берцелиус Дж.

29

Бетехтин А. Г. 142

Бируни А. 21, 28

Бишоф К. 147

Бландер М. 94

Блох A.M. 180

Боато К. 242

Богданов Г.Я. 288

Боголепов К.В. 333

Богомолов Г.В. 62, 135, 136

Бойль Р. 28, 147

Боревский Б.В. 397

Борщевский Ю.А. 194

Бредехофт Д. 212

Бруевич СВ. 230

Брун Л. 26

Букаты М.Б. 188

Бунеев А.Н. 97, 210, 230

Бурштар М.С. 137

Буссинеск Ж. 27, 29

Бутов П.И. 27

Бюффон Ж.Л. 334

В

Вагин СБ. 330, 335

Вакин Е.А. 243

Валуконис Г.Ю. 25, 80, 104, 105,

107, НО, 138, 236

Валяев Б.М. 108

Валяшко М.Г. 25, 124, 222, 228,

230, 236

Васильев A.M. 39

Вассоевич Н.Б. 79, 80, 235

Вдовин Ю.П. 107, 110

Вевиоровская М.А. 285

Вельмина Н.А. 311

Веригин Н.Н. 30

Вернадский В.И. 3, 5, 7, 10, 25, 27,

28, 29, 30, 32, 61, 63, 84, 85, 91,

125, 147, 148, 166, 178, 180, 188,

193, 219, 333, 334, 353, 354, 355,

357, 358, 359, 360, 373, 377, 378,

404, 405

Вернер А. Г. 23, 353

Вин У.И. 368

Виноградов А.П. 91, 92

Виноградов В.И. 345

Витрувий М 20, 21, 28, 95, 96

Власов Г.М. 243

Вовк И.Ф. 226

Волкова И.Н. 228

Во лохов И.М. 355

Воробьев Б.С 108

Воронов А.Б. 404

Вуд И. 94

Г

Гааз И 24

416

Галаховская Т.В. 228

Галилей Г. 357

Галлей Э. 23

Гармонов И.В. 285

Гаррелс P.M. 187, 203

Гатальский М.А. 330

Гексли Т.Г. 334

Герасимов А.П. 29

Германов А.И. 142, 242

Геттон Дж. 23, 333

Гѐфер Г. 25, 26, 27

Гольдберг В.М. 404

Гольдшмидт В.91

Гордеев Д.И. 104

Горшкова Т.И. 230

Грейтон Л.К. 142, 242

Григорьев СМ. 34, 125

Гриненко В.А. 345

Гриненко Л.Н. 345

Гроссман И.Л. 94

Гуревич А.Е. 139

Гуревич М.С. 226

Д

Дарвин Ч. 334

Дарси А. 24, 29, 118

Де Уист Р. 10, 20, 271

Дегенс Э.Т. 95

Дей А.Л. 242

Дели Р.А. 95

Дерпгольц В.Ф. 7, 84, 91, 92

Д«рягин Б.В. 40, 42

Дефей Р. 360

Джамалов Р.Г. 324

Джеффрис Г. 91

Дзенс-Литовский А.И. 228

Диккинсон Г. 80

Дислер В.Н. 224

Добре А. 24, 29, 330, 353

Добрецов Н.Л. 87

Добродеев О.П. 377

Докучаев В.В. 27, 217, 285

Долгов СИ. 39, 40, 45

Друен Ж. 62

Дьяконов Д. И. 33

Дэвис С. 10, 271

Дюпюи Ж. 24, 29, 118

Е

Ежов Ю.А. 107, 110

Ж

Жариков В.А. 142, 187, 211, 355,

360

Жарков М.А. 333

Жемчужный С.Ф. 228

Жеребцова И.К. 228

Жирмунский A.M. 95, 271

Жуковский Н.Е. 29

З

Заварзин Л.Г. 110

Зайцев И.К. 28, 75, 236, 247, 249,

251, 259, 260, 339

Зекцер И.С. 324, 397

Зенкевич Л.А. 91

Злочевская Р.И. 40, 43, 44

Зорькин Л.М. 169, 301

Зуев В.Ф. 23

Зюсс Э. 26, 29, 95, 99, 147, 353

И

Иван Калита 289

Иванов В.З. 242, 243

Иванов СН. 142

Игнатович Н.К. 74, 75, 83, 107,

247, 249, 259, 266

Ильин B.C. 27, 285

К

Каваками С 87

Кавендиш Г. 354

Казанский Ю.П. 333

Калабин А.И. 311

Калинина Т.Н. 314

Калп Д. 91

Каменский Г.Н. 27, 30, 95, 107,

153, 213, 222, 251, 271, 284, 285

Каменский И.Л. 348, 350

Кант И. 334

Каплан И.Р. 345, 346

Капченко Л.Н. 339

Караванов К.П. 247, 271

Каради М. 22, 28

Карпинский А.П. 5

417

Карпов И.К. 187

Карцев А.А. 100, 167, 247, 263,

266, 267, 271, 295, 330, 335, 338, 404

Кастани Ж. 10

Катц Д. 94 .

Кашик С.А. 187

Кедров Б.М. 105, 357

Кейльгак К. 10, 27, 271

Кене Р. 10

Кенесарин Н.А. 76

Кеплер И. 21 Кирдяшкин А. Г . 87

Кирхер А. 21, 25

Кирюхин В.А. 70, 247, 249, 251,

258, 288

Киссин И.Г . 107, 108, ПО, 324

Кларк СП. 94

Кларк Ф.У. 27, 29, 147

Клемм Х.Д. 80

Климентов П.П. 259, 271, 288

Ковалевский B.C. 404

Ковда В.А. 219, 222, 223

Козлов А.Л. 349

Козырев А.А. 95, 271

Кононов В.И. 92, 242, 243, 319,

321, 347

Кононова Р.С. 222, 224

Коноплянцев А.А. 259, 285

Конторович А.Э. 159, 234, 235, 360

Коптюг В.А. 379

Коржинский Д.С. 185, 211, 243,

355, 360, 361

Королев В.А. 43

Коротков А.И. 324

Корценштейн В.Н. 167, 301

Косыгин Ю.А. 131

Коулсон Ч. 14

Крайнов СР. 404

Крайст Ч.Л. 187, 203

Краускопф К.В. 33, 244

Крашенников СП. 23

Крейг Г. 172, 242

Кропоткин П.Н. 91, 108

Крюков П.А. 44, 178, 179

Куделин Б.И. 66, 67, 71, 338

Кудельский А.В. 137

Кудряков В.А. 337

Кузнецов СИ. 177

Кузнецов Ю.А. 355

Кузьмин М.И. 87

Кумазава М. 87

Кур лов М.Г. 155

Курнаков Н.С 25, 211, 222, 228

Кюнен Ф. 91

Л

Лавуазье А. 23, 29, 147, 354

Лайель Ч. 333, 334

Ламарк Ж.Б. 23, 29, 353

Ланге O.K. 27, 222, 271, 285, 286, 287,

288

Лаптев Ф.Ф. 167

Лаример Д. 94

Лебедев А.Ф. 27, 39, 40, 43, 96

Лебедев В.И. 236

Лебедев Л.М. 243

Лейн А.Ч. 25, 91

Лепехин Н.И. 23

Лерш Б. 29

Летников Ф.А. 10, 83, 87, 355

Линдгрен В. 142, 242

Личков Б.Л. 28, 59, 75, 91, 107,

271

Ломоносов М.В. 23, 28, 29, 118,

147, 353

Львов А.В. 29

Львович М.И. 7, 59, 384, 385

Люгер Е. 27

м

Маврицкий Б.Ф. 242, 330

Маеда К. 243

Маже А. 27

Макаренко Ф.А. 34, 75, 92, 107,

259

Макеев З.А. 107

Маков К.И. 97, 330

Максимович Г.А. 38

Манухин Ю.Ф. 243, 316

Манылова Л.С. 137

Маракушев А.А. 355

418

Марга Ж. 10

Маринов Н.А. 247, 404

Мариотт Э. 22, 28

Маруяма С 87, 88

Матусевич В.М. 159

Мейнцер О.Е. 10, 27, 37, 273

Менделеев Д.И. 24, 29, 147

Мид Д. 27

Миддендорф А.Ф. 29

Миллс Р. 25

Минский Н.А. 137

Мироненко В.А. 404

Мирчинк М.Ф. 108

Михеев Н.Н. 392

Мияки Я. 92 Перчук Л.Л. 355

Молокович Ю.М. 261 Пийп Б.И. 242,

243

Монин А.С. 87 Пиннекер Е.В. 8, 10, 20,

28, 30,

Мразек Л. 25 87, 91, 92, 95, 96, 100,

105, 132, 160,

Мухин Ю.В. 107, НО, 135, 136, 207,

211, 224, 236, 248, 249, 256,

137 257, 271, 272, 304, 311, 330, 336,

Мушкетов И.В. 26, 29, 353 339,

342, 344, 346, 347, 349, 404

Писарский Б.И. 324, 327, 404

Н Платон 20, 95

Плиний Старший 95, 147, 188

Набоко СИ. 243 Плотников Н.А.

51

Назаров А.Д. 344, 346, 347

Плотников Н.И. 404

Назаров Д.А. 137 Погребов Н.Ф.

26, 27

Накамура X. 243 Полынов Б.Б.

147, 206, 219

Наумов В.Б. 194 Поляк Б.Г. 347

Неизвестный Я.И. 225 Поляков В.А.

26, 343

Нейс Р.Л. 73 Пономарев В.Н. 311

Непримеров Н.Н. 261 Порядин А.Ф.

385

Нерпин СВ. 42 Посохов Е.В. 25, 92, 207

Неручев С Г. 234, 235 Поспелов Г.Л.

360

Никитин СН. 26, 29, 271, 285 Поше Л.

27

Николис Г. 360 Пригожий И.Р. 360,

362, 371

Нил Р. 25 Приклонский В.А. 40,

47

Принц Е. 10, 27

Пристли Дж. 23

О Прошляков Б.К. 80

Овчинников A.M. 26, 28, 30, 55,

Пущаровский Ю.М. 87

56, 95, 97, 104, 142, 169, 188, 194,

Пэк А.А. 142, 143, 144, 145

224, 225, 242, 247, 259, 271, 272,

273, 277, 289, 291, 292, 330 Р

Овчинников Л.Н. 211

Оганов К.А. 264 Райе Р. 343

Озерецковский Н.Ф. 23 Рихтер В. 10,

27

Олейников Б.В. 355 Рогинец И.И.

404

Орадовская А.Е. 387, 404

Роговская Н.В. 247

Отоцкий П.В. 27, 29, 285

Рогозина Е.А. 234

Роде А.А. 39, 40, 48

Роджерс Д. 25

П Романовский Н.Н. 311

Павлов А.Н. 25, 60, 84, 86, 87, 94,

Ронов А.Б. 92

104 Росс К. 142

Павлов Д.И. 295 Руби В. 91, 92

Павловский Н.И. 115, 121

Палисси Б. 21 С

Пауэре М.К. 81 Саваренский Ф.П. 5, 10,

27, 271

Пачес Т. 187 Савченко В.П. 349

Пейве А.В. 304 Самойлов О.Я. 15

Перельман А. И. 28, 199, 204, 205,

Севергин В.М. 23, 147

206, 207, 219, 377 Семихатов А.Н.

27, 247, 330, 335

Перри Е.А. 81, 82 Сенека Л.А. 21

419

Перро П. 22, 28 Сергеев Е.М. 40, 42

Перчук Л.Л. 355

Пийп Б.И. 242, 243

Пиннекер Е.В. 8, 10, 20, 28, 30,

87, 91, 92, 95, 96, 100, 105, 132, 160,

207, 211, 224, 236, 248, 249, 256,

257, 271, 272, 304, 311, 330, 336,

339, 342, 344, 346, 347, 349, 404

Писарский Б.И. 324, 327, 404

Платон 20, 95

Плиний Старший 95, 147, 188

Плотников Н.А. 51

Плотников Н.И. 404

Погребов Н.Ф. 26, 27

Полынов Б.Б. 147, 206, 219

Поляк Б.Г. 347

Поляков В.А. 26, 343

Пономарев В.Н. 311

Порядин А.Ф. 385

Посохов Е.В. 25, 92, 207

Поспелов Г.Л. 360

Поше Л. 27

Пригожий И.Р. 360, 362, 371

Приклонский В.А. 40, 47

Принц Е. 10, 27

Пристли Дж. 23

Прошляков Б.К. 80

Пущаровский Ю.М. 87

Пэк А.А. 142, 143, 144, 145

Р

Райе Р. 343

Рихтер В. 10, 27

Рогинец И.И. 404

Роговская Н.В. 247

Рогозина Е.А. 234

Роде А.А. 39, 40, 48

Роджерс Д. 25

Романовский Н.Н. 311

Ронов А.Б. 92

Росс К. 142

Руби В. 91, 92

С

Саваренский Ф.П. 5, 10, 27, 271

Савченко В.П. 349

Самойлов О.Я. 15

Севергин В.М. 23, 147

Семихатов А.Н. 27, 247, 330, 335

Сенека Л.А. 21

Сергеев Е.М. 40, 42

Сидоренко А.В. 193, 194 Скиргелло О.

Б. 49

Славянов Н.Н. 28

Слепян Э.И. 393

Слихтер Ч. 27

Смирнов В.И. 142

Смирнов СИ. 130, 207, 330 Смит Ф. Г.

33

Соколов Д.С. 307

Соколов И.Ю. 167

Солоненко В.П. 305

Сорохтин О. Г. 92

Старикова Н.Д. 230

Стенгерс И. 360, 362, 371 Степаненко

М.Б. 264

Степанов В.М. 247, 253 Страхов Н.М.

91, 92, 230 Сугробов В.М. 243

Сулин В.А. 25, 97

Сумгин М.И. 311

Сунцов М.А. 42

Суриков С.Н. 161

Т

Тагеева Н.В. 79, 230

Тарди И; 187

Тейлор Х.П. 172

Тейс К.В. 30

Тим А. 24

Тихомирова М.М. 79, 230

Ткаченхо Р.И. 321

Тодд Д.К. 10

Толмен Ч. 10

Толстихин И.Н. 348, 350

Толстихин Н.И. 28, 70, 95, 225,

247, 249, 251, 258, 260, 267, 269,

271, 272, 310, 311

Толстихин О.Н. 311, 404

Томас Р. 317

Трофимук А.А. 234

Трушкин В.В. 261

420

Тугаринов А.И. 194

Турекьян К. К. 94

Турнер А. 271

Тютюнов И.А. 39

Тютюнова Ф.И. 404

Удодов П.А. 28, 178

Узембло А.В. 311

Уланов Х.К. 326

Уоринг Г.А. 319

Устинова Т.И. 321, 322

Уэллс Р. 25

Ф

Фалес 20

Фаулер Р. 14

Ферронский В.И. 26, 91, 93, 94,

342,351

Ферсман А.Е. 147, 154, 195

Фесенков В.Г . 91

Флоренсов Н.А. 305

Фольгер О. 96

Фон Гофф К.Э. 333

Фон Дамм К. 100

Форхгеймер Ф. 24

Фрейп С.К. 226

Френк Х.С. 368

Фритц П. 226

Фурмарье П. 10

Фурсенко Б.А. 356

Х

Хаин В.Е. 87

Хакен Г. 360

Хант Дж. 233

Хауер Дж. 81, 82

Хедберг Х.Л. 80

Хелгесон Х.К. 187

Херд Д. 11

Хесс Г. 87, 91

Ходьков А.Е. 25, 80, 104, 105, 107,

110, 138, 339

Ходьков Н.Е. 236

Холсер У.Т. 345, 346

Ц

Цункер Ф. 278

Цытович Н.А. 42, 123

У

Уайт Д.Е. 95, 112, 124, 224, 242, 243,

244, 319, 343

Ч

Чало Р. 27

Черненко И.М. 291 Чирвинский П.Н.

27, 330

Ш

Шагоянц С.А. 330

Шварцев С.Л 25, 105, 159, 236

ШГЛомш Я. 23, 147

Швец В.М. 153, 176, 404 ч А

24Я

Швецов П.Ф.131, 259, 308, 311 |ти Л Ф

80

Шееле К.В. 23

Шеллер А. 10, 95, 271, 340

Шемелина В.А. 56

Шишкина О.В. 230

Шмидт О.Ю. 91 ю

Шур А.С. 211 Юри Г. 94

Щ

Щербаков А.В. 169

Э

Эбелинг В. 360

Эдмонд Д.М. 100

Эйген М. 360

Эйлер Л. 118

Эли де Бомон Л. 23, 147

Эллис А. 243

Эти Л.Ф. 80

Эшби У.Р. 360, 364

Ю

Юри Г. 94

Я

Язвин Л.С. 397

Яковлев С.В. 395

Якуцени В.П. 348

Яншин А.Л. 333, 334, 360

421

ОГЛАВЛЕНИЕ

Предисловие ..................................................................................................... 3

Глава 1. Содержание, история и методологические основы гидрогеологии 5

1.1. Предмет, задачи и содержание гидрогеологии ...................... 5 1.2. Особенности строения жидкой воды и ее некоторые физические свойства ............................................................................. 11

1.2.1. Необычность физических свойств воды .......................... 11 1.2.2. Строение жидкой воды .................... .................................. 13 1.2.3. Структура и свойства тяжелой воды ................................ 17

1.3. Краткая история гидрогеологии .............................................. 19 Задания для самоконтроля ...................................................................... 30 Список литературы ..................................................................................... 30

Глава 2. Вода в нед рах Земли ................................................................. 32 2.1. Общие закономерности распределения воды в лито сфере .......................................................................................................... 32 2.2. Коллекторские свойства горных пород .................................. 36 2.3. Виды воды в горных породах................................................... 39 2.4. Водные свойства горных пород............................................... 46 2.5. Понятия о водоносных горизонтах, комплексах и бассейнах подземных вод ..................................................................51

Задания для самоконтроля ........ .. .............................................................58 Список литературы ......................................................................................58

Глава 3. Круговорот и генезис воды подземной гидросферы .... 59 3.1. Современные представления о круговороте воды ...............59 3.2. Климатический (гидрологический) круговорот воды ........61

3.2.1. Водный баланс территории ................................................64 3.2.2. Подземный и поверхностный стоки............ .................65 3.2.3. Естественные ресурсы подземных вод ...........................70 3.2.4. Интенсивность водообмена и режим подземных вод ...........................................................................................................74 3.2.5. Круговорот воды и проблемы экологии .........................76

3.3. Геологический круговорот воды .............................................. 79 3.3.1. Мантийно-океанический цикл круговорота воды ....... 86 3.3.2. Отличие геологического круговорота воды от климатического ................................................................................... 89

3.4. Происхождение воды земных недр ........................................ 90 3.4.1. Современные представления о происхождении воды........................................................................................................ 91 3.4.2. Генетические типы подземных вод .................................. 95

Задания для самоконтроля ..................................................................... 102 Список литературы .................................................................... 102

Глава 4. Основные формы и законы движения воды в недрах земли............................................................................................................... 104

4.1. Движение воды как физического тела .................................. 106 4.1.1. Пластовое давление в водоносных горизонтах............ 106 4.1.2. Гидродинамическая зональность земных недр ............ 110

422

4.1.3. Основные гидродинамические элементы фильтрационного потока ................................................................ 113 4.1.4. Линейный закон фильтрации, или закон Дарси .... 118 4.1.5. Границы применимости закона Дарси ........................... 121 4.1.6. Конвективное движение воды ........................................... 123

4.2. Движение физически связанных вод .................................... 125 4.2.1. Капиллярная форма движения воды ............................. 126 4.2.2. Молекулярно-диффузионное движение ........................... 128

4.3. Движение воды как геологического тела ............................ 131 4.3.1. Элизионное движение воды .............................................. 133 4.3.2. Движение глубинных вод .................................................. 141

Задания для самоконтроля ..................................................................... 145 Список литературы... .......................... ....................................................... 145

Глава 5. Основы гидрогеохимии .......................................................... 147 5.1. Подземные воды — сложные природные растворы ....... 148

5.1.1. Ионно-солевой состав подземных вод ........................... 153 5.1.2. Газовый состав подземных вод........................................ 166 5.1.3. Изотопы в подземных водах............................................ 169 5.1.4. Растворенное органическое вещество (РОВ) и микрофлора подземных вод .......................................................... 175

5.1.5. Состав физически связанных вод ....................................... 178 5.2. Система вода — порода — газ — органическое вещество .... 180

5.2.1. Механизмы взаимодействия воды с горными породами ................................................................................... 181 5.2.2. Равновесие воды с горными породами ......................... 184 5.2.3. О соотношении состава воды и горных пород .......... 188 5.2.4. Разложение и синтез воды в земной коре .................... 191

5.3. Водная миграция химических элементов ............................. 195 5.4. Формирование состава подземных вод ................................ 205

5.4.1. Факторы, процессы и обстановки формирования состава подземных вод................................................................... 206 5.4.2. Формирование состава инфильтрационных вод ......... 214 5.4.3. Формирование состава седиментационных вод .......... 228 5.4.4. Формирование состава подземных вод вулкано - генно-гидротермального цикла .................................................... 240

Задания для самоконтроля ..................................................................... 244 Список литературы .................................................................................... 245

Глава 6. Пространственно-временные формы залегания подземных вод ............................................................................................ 247

6.1. Подземные водоносные системы ............................................. 247 6.1.1. Гидрогеологическая структура как емкость подзем ных вод ............................................................................................... 250 6.1.2. Гидрогеологическая структура как водообменная и водонапорная система ................................................................. 259

6.2. Пространственные формы залегания подземных вод ......271 6.2.1. Верховодка .............................................................................. 276 6.2.2. Грунтовые воды. ................................................................ ....282 6.2.3. Артезианские воды .............................................................. 288 6.2.4. Трещинные и карстовые воды ........................................... 302 6.2.5. Подземные воды криолитозоны....................................... 308 6.2.6. Подземные воды районов активного вулканизма ....315

423

6.2.7. Подземные воды под морями и океанами ................... 323 Задания для самоконтроля ................................................ ..................... 328 Список литературы ..................................................................................... 328

Глава 7. Введение в палеогидрогеологию ......................................... 330 7.1. Основные принципы палеогидрогеологии ............................ 330 7.2. Методология палеогидрогеологических исследований . ...335

7.2.1. Гидрогеодинамические методы .......................................... 335 7.2.2. Изотопные методы................................................................. 341

7.3. Возраст подземных вод.............................................................. 348 Задания для самоконтроля ...................................................................... 352 Список литературы ..................................................................................... 352

Глава 8. Фундаментальные свойства гидросферы. Синер гетика системы вода—порода .................................................... ............ 353

8.1. Особое положение воды и фундаментальные свойства гидрдсферы .............................................................................................353 8.2. Самоорганизация системы вода—порода............................360

8.2.1. Неравновесность как важнейший фактор самоорганизации системы вода — порода .................................361 8.2.2. Возникновение и усложнение пространственно - временных структур водно-минеральных систем ...................363 8.2.3. Механизмы геологической саморегуляции системы вода — порода......................................................................................365 8.2.4. Проблема информации в геологических системах...368

8.3. О фундаментальности противоречий между водой и горными породами............................................. . ................................. 371

Задания для самоконтроля ......................................................................374 Список литературы .................................................................................... 375

Глава 9. Сохранение целостности и состава гидросферы — важнейшая задача современности... .....................................................376

9.1. Краткое введение в сложившуюся водно-экологи ческую ситуацию ...................................................................................376 9.2. Проблема чистой воды .............................................................. 379

9.2.1. Загрязнение природных вод — главная проблема чистой воды ........................................................................................ 385 9.2.2. Пути выхода из водного кризиса.... ............................. 392 9.2.3. Управление водными ресурсами .................................... 399

9.3. Экологическая гидрогеология.................................................. 403 Задания для самоконтроля ..................................................................... 407 Список литературы ................................................................................... 408 Предметный указатель .............................................................................. 409 Именной указатель ..................................................................................... 415

424

Шварцев С.Л.

Ш 33 Общая гидрогеология: Учебн. для вузов — М.: Недра, 1996. - 423 с: ил.

ISBN 5-247-03485-6

Изложены научные и методологические основы учения о подземных водах,

показаны место и значение подземных вод в структуре гидросферы. Приведены гидрогеологические классификации, понятия о водоносных комплексах, системах,

месторождениях подземных вод, принципы и методы гидрогеологических исследований. Освещаются проблемы рационального использования водных

ресурсов, охраны вод, экологии. Для студентов вузов, обучающихся по специальности "Поиски и разведка вод и

инженерно-геологические изыскания".

1804080000 - 029 Ш 043(01) - 96

6 - 96 ББК 26.22

425

У ЧЕБНОЕ ИЗДАНИЕ Шварцев

Степан Львович ОБЩАЯ

ГИДРО ГЕО ЛО ГИЯ

Заведующий редакцией Л. С. Дмитриева Редактор издательства Н.В. Венгерцева Художественный редактор Ю.Ю. Иванов Технические редакторы Л.Н. Фомина, Г.В. Лехова Корректор Е.И. Микрякова Компьютерная верстка и дизайн А.В. Жирное, Е.А Жирнова

ИБ № 9786

Лицензия ЛР № 010145 от 24 декабря 1992 г. Подписано в печать 17.06.96.

Формат 60x88 1/16. Гарнитура Peterburg. Печать офсетная. У сл.печ.л. 26,46. Уч.-изд.л. 28,8- Тираж 1000 экз. Заказ №14-61. /4352-3.

ОАО "Издательство "Недра". 125047 Москва, Тверская застава, 3

Отпечатано в АОО Т "Политех-4".

129110, Мо сква, ул. Б. Переяславская, 46