Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология
.pdfактивности ионов водорода в воде. Некоторое количество воды всегда диссоциирует на ионы по реакции
Н2 О = 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 |
|
|
|||||
Тип воды |
|
рН |
|
Тип воды |
рН |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Сильнокислые |
< 3 ,0 |
|
Нейтральные |
6,5 - 7,5 |
|
||
|
Слабощелочные |
7,5 - 8,5 |
|
||||
Кислые |
3 ,0 - |
5 , 0 |
|
|
|||
|
|
|
|
||||
Слабокис лые |
5 , 0 - |
6 ,5 |
|
Щелочные |
8,5 - 10 |
|
|
|
Сильнощелочные |
>10 |
|
||||
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
Вземных 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-
152
Рис. 5.1. Состав органических веществ, растворенных в подземных водах. П о
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-
153
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 арид ного климата, в котором испарение преобладает над осадками. Средний состав тех и других
приведен в табл. 5.5. Подчеркнем, что
Та б ли ц а |
5. 5 |
|
|
|
||
Средний состав подземных вод зоны гипергенеза и рек мира [26] |
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
Химические |
|
Грунтовые |
Грунтовые воды |
Воды зоны |
Реки мира |
|
компоненты |
|
воды |
континентального |
гипергенеза |
|
|
|
|
выщелачивания |
засоления |
|
|
|
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 |
|
|
M g2+ |
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.
154
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 знамена теле — 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:
M |
|
HCO3 49SO4 27Cl23NO31 |
pH 6,9 |
(5.6) |
0,43 |
|
|||
|
Ca38Na34Mg 26K 2 |
|
||
|
|
|
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:
M |
|
HCO3 80SO4 |
9Cl9NO31F1 |
pH 6,7 |
(5.7) |
|
0,22 |
Ca49Mg 26Na24K1 |
|
||||
|
|
|
|
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 углекис лоты 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
155
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
M1,27 |
SO4 |
37,2Cl30,9HCO3 30,6NO3 |
0,9F 0,4 |
pH 7,5. (5.8) |
|
Na40,3Ca31,0Mg 26,6K 2,6 |
|||
|
|
|
Следовательно, подземные воды зоны гипергенеза зональны: их соленость
исостав закономерно меняются при движении с севера на юг от зоны тундр к степным и пустынным ландшафтам. По мере уменьшения количества осадков
иувеличения 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 (области альпийской складчатости) или обновленных новейшими горообразовательными 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-
156
Таб лица 5 . 6
Средние содержания некоторых микрокомпонентов в подземных и речн ых водах,
мкг /л [ 26]
Химические |
Грунтовые воды |
Грунтовые |
Воды зоны |
Реки |
компоненты |
выщелачивания |
воды |
гипергенеза |
мира |
|
|
континентально |
|
|
|
|
го засоления |
|
|
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 |
M n |
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 |
M o |
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.
157
Таб лица 5 . 7
Средний состав термальных вод Байкальской риф товой 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 |
|
M g2+ |
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 мине рализацией. 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,
158
Табли цa 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 |
Содержание |
Подзе |
Воды |
Степень |
|
относительного |
|||||
компоненты |
|
мные |
мирового |
||
|
концентрирования |
||||
|
|
|
|
||
|
|
воды |
океана |
(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, SO42-, 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
159
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 —
M17,8 |
Cl96HCO3 3,6SO4 |
0,4 |
|
pH 6,9; |
(5.9) |
||
Na78Ca17Mg5 |
|||||||
|
|
|
|
||||
океаническая вода — |
|
|
|
|
|||
M |
|
Cl90SO4 9,4HCO3 |
0,6 |
pH 8,1; |
(5.10) |
||
35,5 |
Na79Mg19Ca2,0 |
||||||
|
|
|
|
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 кальциевонатриевого 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 |
рН |
|
K+ |
|
Na+ |
Mg2+ |
Ca2+ |
Cl- |
Br- |
рассолов |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
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 |
5,3 |
11,2 |
35,1 |
13,2 |
77,3 |
238 |
4,90 |
||
крепкие |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Предельно |
5,1 |
19,3 |
8,53 |
15,0 |
153 |
341 |
6,97 |
||
насыщенные |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Среднее |
6,0 |
8,58 |
40,2 |
7,95 |
63,3 |
201 |
4,42 |
160
Продолжение табл. 5.9
Типы рассолов |
I |
SO42- |
HCO3- |
Sr2+ |
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 |
0,004 |
1,08 |
1,08 |
6,04 |
546 |
насыщенные |
|
|
|
|
|
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 Тихоокеанского сегмента в виде формулы Курлова выглядят следующим образом:
M |
|
Cl80SO416HCO3 |
4 |
pH 6,4 |
(5.11) |
8,98 |
Na64Ca21Mg11K 4 |
||||
|
|
|
|
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
161