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

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 гидроксидов 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 кремнистогидрокарбонатных разнообразного катионного состава через гидрокарбонатные натриево-

222

Рис. 5.19. С хема 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-

223

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 за соления 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 горноскладчатых областях (см. рис. 3.16 и 4.2). На поверх ности земли такие

воды проявляются в виде восходящих горя чих, 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.

224

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

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.

225

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 увлекательных задач современной гидрогеологии.

Гидрогеохимическая зональность заключается в том, что с глубиной происходит постепенная смена пресных вод солеными и рассолами (рис.

5.20).

226

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

227

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. ДзенсЛитовский, 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

228

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

230

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 физикохимических реакциях; 2) гидролиз терригенных алюмосиликатов; 3) минеральная трансформация глинистых

231