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

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 конце нтрировании 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.

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

212

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)

пла стовые 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.

213

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). Исклю чение 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 раз нообразными солями. В результате

возрастает общая минерализа ция осадков, изменяется их состав, кислотнощелочные 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-

214

Таблица 5.21

Па рциа льное давление газов в а тмосфе ре, Па

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

216

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 фульвокислот, 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

217

горными породами. Поэтому дальнейшая эволюция их состава контролируется 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 ра створимость 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 кремнистогидрокарбонатными, 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

218

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.) про исходит насыщение последних продуктами растворения кальцита, т.е. возникает новый физикохимический 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 эволю ции 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

219

Рис. 5.17. Система НС1-Н2О -Al2O3-Na2O - CaO-CO2 -S iO2 при 25° С и lg[HS iO]= —3,5 с

внесением данных по составу подземных вод различных ландшафтных зон [25].

Стрелкой показано направление эволюции состава воды. Услов ные 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.

220

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 повы шенным 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"

221