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

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

где тх — содержание элемента х в воде; а — минерализация воды; пх — содержание элемента х в водовмещающих породах или в литосфере.

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

202

Таб лица 5 . 1 7

Интенсивность миграции элементов в подзе мных водах зоны гипергенеза

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).

203

Та б л и ца 5 . 1 8

Ряды миграции элементов в кислородных водах зоны гипергенезиса [20]

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 одина ковая. Так, восстановительный сероводородный барьер известен в морской воде (например, в Черном море), в илах морей, океанов, соленых озер, в солончаковых почвах, подземных водах на участках 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:

элемента (собствен но барьер); m1 — т2 — геохимические характеристики среды до барьера и пос леднего; l — длина бар ьера

204

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.

205

5.4.1. Факторы, процессы и обстановки формирования состава подзе мных 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) физикогеографические (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, кислотнощелочные 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)

206

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 количество 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-

207

Табли ца 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.

209

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:

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 выщелачивание 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):

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):

Обменно-адсорбционные процессы совершаются главным образом в верхних горизонтах осадочных пород. В глубоких горизонтах

210

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

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 реакцию. В конечном счете десульфатизация ведет к появлению гидрокарбонатных 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 снижается 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

211