Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология

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 222Rn и 226Ra, образующиеся из 238U. 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.

Т а 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]

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-

173

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

Та бли ца 5 . 1 4

Некоторые радиоактивные изотопы, представляющие интерес для гидрогеологии [ 7]

174

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:

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.

175

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).

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 2,5·1012 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. Сред нее содержание Сорг в океане 1,6 мг/л, т.е. меньше, чем в речных и подземных водах, но общее количество Сорг в океане достигает 2,13·1012 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

176

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-

177

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 12·108 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

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,

178

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 (прочносвязанной), 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 ионносолевой 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

179

палеогеновых отложений отличаются несколько повышенной минерализацией (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 микроорганиз мы, 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.

180

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 этимисолями 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-

181