технологическую опасность радиоактивного загрязнения.

В гидрогеологии уже более полувека существует направле­ние, занимающееся изучением радиоактивности подземных вод, - «Радиогидрогеология» [2]. Широкое распространение радиоактив­ных элементов в земной коре оказывает большое влияние на систе­му вода - порода, на формирование химического состава и физиче­ских свойств подземных вод. Накопление и миграция радиоактив­ных веществ в подземных водах может происходить путем выщела­чивания их из горных пород (миграция первого рода) и эманирования - образования продуктов радиоактивного распада (миграция второго рода). Поэтому радиоактивное поле существенно влияет на гидрогеохимическую обстановку. В глубокозалегающих водоносных горизонтах наблюдается явление радиолиза воды. Этот процесс обеспечивает генерирование окислителей, а также эквива­лентного количества водорода, способствует концентрированию подземных растворов и является важным механизмом формирова­ния минеральных, промышленных вод, рудоносных растворов и влияет на эпигенетическое преобразование горных пород. В послед­

ние годы большое внимание стало уделяться условиям образования радиоактивного поля искусственного происхождения. В связи с ядерными испытаниями, ситуациями и авариями на атомных элек­тростанциях и хранением радиоактивных отходов (РАО) возникло новое направление в науке — радиоэкология. После аварий на предприятии «Маяк» (1956) и Чернобыльской АЭС (1986) зафик­сировано региональное загрязнение почвенно-покровных отложе­ний и верхних водоносных горизонтов продуктами радиоактивного распада (стронций-90, цезий-137, уран-237, плутоний-239 и др.). Особое место в радиоэкологических исследованиях принадлежит изучению поведения радона. Этот газ радиоактивного происхож­дения обычно выделяется из тектонических зон и, попадая в замк­нутые помещения подвалов и нижних этажей, создает опасность заболевания раком легких.

Подводя итог рассмотрению геофизических полей, отметим, что они имеют значительные размеры и потому влияют на регио­нальные закономерности. Их роль в жизни подземных вод может быть весьма значительной и даже в чем-то определяющей. Это отно­сится, прежде всего, к гравитационным и тепловым полям.

Гидрогеологические закономерности. Прежде всего, это закономерности распространения и формирования подземных вод. Их проявления в значительной степени зависят от воздействия гео­графических, геологических и геофизических факторов, о которых шла речь выше. Среди географических факторов наиболее важное значение имеют климатические, гидрологические и ландшафтные; среди геологических - вещественный состав и коллекторские свой­ства пород, структурные условия и тектонический режим; среди геофизических - гравитационное и тепловое поля.

Для характеристики географической обстановки выделено пять географических зон: тундры и лесотундры, тайги и смешанных лесов, степей и лесостепей, пустынь и полупустынь, тропиков и суб­тропиков. В северном полушарии эти зоны последовательно сменя­ют друг друга с севера на юг, а в южном полушарии, наоборот, с юга на север. Широтный (площадной) вид географической зональности характерен для равнинных территорий. В орогенах наблюдается вы­сотная (горная) зональность, или, точнее, поясность. Высотная зо­

нальность представляет собой, по существу, широтную зональность, развернутую по высоте, но с некоторыми поправками. Эти поправки зависят от широтного географического положения горной страны, высоты местности, близости территории к морским акваториям, с которых приносится атмосферная влага - главный источник ин- фильтрационного питания подземных вод. Эта влага может аккуму­лироваться, кроме того, в ледниках и снеговых шапках, располо­женных на водоразделах и вершинах высокогорных сооружений. Таяние снега и льда в теплый период года обеспечивает существо­вание многоводных горных рек.

Роль географических факторов в жизни подземной гидро­сферы ослабевает с глубиной и соответственно растет значение геологических процессов и геофизических полей, которые обу­словливают формирование так называемой геологической глу­бинной вертикальной зональности подземных вод. С глубиной растут температура и давление, вызывая литификацию пород, увеличение их плотности, уменьшение проницаемости и влажно­сти, изменение гидродинамических, гидрохимических и темпера­турных условий.

Итак, действие природных факторов интегрируется в трех формах гидрогеологической зональности: широтной, площадной географической, высотной, горной поясности и глубинной верти­кальной геологической. Изучение зональности подземных вод явля­ется стержневым вопросом гидрогеологии.

Зональность грунтовых вод. Этот вид зональности наибо­лее четко проявлен на европейской части России, где с севера на юг наблюдается увеличение глубины залегания грунтовых вод, рост минерализации и изменение состава, а также температуры вод. Для зоны тундры характерна заболоченность территории при глубине залегания грунтовых вод до 1-2 м. Их минерализация, как правило, не превышает 0,1 г/л, а в составе обычно преобладают гидрокарбо­наты кальция. Отметим также повышенные концентрации кремне­зема, органических веществ и низкую температуру (0-2 °С) вод. В зоне смешанных лесов глубина залегания грунтовых вод 5-10 м, ми­нерализация вод 0,3-0,5 г/л, в их составе преобладают сульфаты и гидрокарбонаты Mg и Са, а температура увеличивается до 5-8 °С.

В зоне степей грунтовые воды залегают еще глубже (до 20 м и бо­лее), минерализация вод обычно выше 1 г/л, а иногда достигает 20 г/л и более. Состав вод становится пестрым, часто наблюдается их засоление хлоридами и сульфатами натрия, температура вод рас­тет до 15 °С и более. Наряду с зональными типами вод выделяются так называемые азональные типы. Эти воды формируются в долинах крупных рек, которые характеризуются дальноприносным транзит­ным стоком. По ходу движения от верховьев к устью поверхностные и подземные воды проходят несколько ландшафтно-климатических зон и соответственно теряют признаки зональности.

По условиям формирования химического состава Г.Н. Ка­менский предложил различать две группы грунтовых вод: углеки­слотного выщелачивания и континентального засоления. Первая из них образуется в условиях гумидного климата и имеет пре­имущественно гидрокарбонатный состав и минерализацию до I г/л, а вторая - в условиях аридного климата и отличается пест­рым составом и минерализацией более 1 г/л. Граница между эти­ми типами проходит примерно по линии Киев - Саратов - Челя­бинск, т.е. там, где количество атмосферных осадков сравнимо с величиной испаряемости. Это означает, что южнее этой границы возникают условия концентрирования солей при испарении рас­творителя.

Гидрогеодинамическая зональность. Н.К. Игнатович выде­лил в верхней части подземной гидросферы три гидродинамические зоны, различающиеся интенсивностью и характером водообмена: свободного (интенсивного), затрудненного и весьма затрудненного водообмена (рис. 18). Эта зональность отражает уменьшение ин- фильтрационного питания, ухудшение фильтрационных свойств по­род и замедление движения подземных вод с глубиной.

Гидрогеохимическая зональность. Различают три вида та­кой зональности: площадную, высотную и глубинную. Рост минера­лизации подземных вод наблюдается по пути их движения от облас­ти питания к области разгрузки, от водоразделов к подножию гор­ных сооружений и с погружением водоносных систем на глубину (рис. 19). Изменение состава вод обычно происходит по цепочке от гидрокарбонатных к сульфатным и хлоридным водам, а минерали­

зация от пресных (до 1 г/л) к соленым (до 35 г/л) и рассолам (более нескольких сотен граммов на литр). Темпы и характер изменения этих параметров зависят от условий питания, движения разгрузки подземных вод, направленности и интенсивности гидрогеохимиче­ских процессов, типа гидрогеологической структуры.

Газовая зональность. Поиски и разведка нефтяных и газо­вых месторождений, глубокое структурное бурение позволили ре­шить задачу газовой зональности подземных вод. В верхних гори­зонтах подземных вод было установлено преобладание газов воз­душного происхождения (кислород, азот, углекислый газ), с глуби­ной растет роль газов биохимического, метаморфогенного и другого происхождения. Для нефтегазоносных провинций это азот, метан, тяжелые углеводороды, а для районов, где нефтегазоносность отсут­ствует, главным образом азот. Газовые зоны характеризуют величи­ной газонасыщенности генетических и возрастных коэффициентов.

Температурная зональность. Температурная зональность подземных вод проявляется в трех видах: широтном (или площад­ном), высотном и глубинном. С глубиной роль современных и древ­них климатических эпох ослабевает и соответственно усиливается роль и влияние эндогенных тепловых потоков. Поэтому в подземной гидросфере, наряду с зонами многолетней мерзлоты и отрицательных температурных вод, могут быть встречены зоны холодных (0-20 °С), теплых (20-36 °С), горячих (36-100 °С) и перегретых (более 100 °С) вод. Наиболее горячие воды с температурой несколько сотен граду­сов Цельсия вскрыты в современных вулканических областях, риф- товых зонах, даже на дне океанов, зонах спрединга.

Микробиологическая зональность. Л.Е. Крамаренко выде­лила две зоны: аэробную и анаэробную. Первая характеризует окис­лительную обстановку, а вторая восстановительную. В каждой из этих зон встречаются определенные сообщества микроорганизмов.

Изотопная зональность. Можно рассматривать ее как по изотопному составу растворителя, так и растворенного вещества. Для растворителя изучается соотношение изотопов водорода и ки­слорода. Для водорода оценивается соотношение дейтерия и протия (D/Н), а для кислорода соотношение изотопов ^|80/¹⁶0. Сравнивается также изотопное соотношение кислорода и водорода в изучаемой и стандартной воде, которое характеризует среднее содержание ука­занных изотопов в океанической воде. По этим данным устанавли­вают зоны относительно «легких» и «тяжелых» вод, а также генезис воды, поскольку для вод разного генезиса: атмосферного, морского, вулканогенного, метаморфогенного и др. - эти соотношения разные.

Для этих же целей можно использовать соотношения изотопов рас­творенного вещества (например, серы, гелия, азота, кремнезема, ура­на и др.)- По ним могут быть отслежены зоны вод разного генезиса, возраста и структурных особенностей.

Зональность по структурному строению воды. Диссоциа­ция воды на водородные (Н⁺) и гидроксильные (ОН^-) ионы изменяет структуру воды. Изменение структурного строения воды может быть связано с влиянием температурных, гидродинамических, физи­ко-химических и других процессов. Существование зональности подземной гидросферы по структурному строению вод никто не ос­паривает, но границы для выделения таких зон пока не определены. Это задача ближайшего будущего.

На основе гидрогеологических закономерностей проводится типизация гидрогеологических обстановок:

• по условиям залегания подземных вод;

• структурно-гидрогеологическим признакам;

• палеогидрогеологическим условиям;

• ресурсам подземных вод для решения практических задач (например, водоснабжения, мелиорации, гидрохимических поисков, применения вод для лечебных и теплоэнергетических целей, в каче­стве химического сырья и др.).

Значение выявления и описания гидрогеологических зако­номерностей трудно переоценить. Они позволяют определить пер­спективы дальнейшего развития гидрогеологических исследований, проводить стратификацию гидрогеологического разреза, гидрогео­логическое районирование, картографирование гидрогеологических тел. Опираясь на них, можно проводить широкие гидрогеологиче­ские обобщения, анализировать гидрогеологические обстановки и прогнозировать изменения гидрогеологических условий. Представ­ление о гидрогеологических закономерностях, учение о зональности подземных вод является весьма важным научным инструментом гидрогеологических исследований.

Фундаментальные свойства подземной гидросферы и ос­новные законы гидрогеологии. Основные законы гидрогеологии определяются фундаментальными свойствами подземной гидросфе­ры [16]. Таких свойств у подземной гидросферы шесть:

1. Эволюционное развитие подземной гидросферы, выра­жающееся в непрерывном усложнении и усилении контрастности гидрогеологической обстановки.

2. Закономерное размещение гидрогеологических структур в соответствии с тектоническим строением Земли.

3. Цикличное проявление во времени и в пространстве про­цессов формирования подземных вод.

4. Непрерывное перемещение масс воды, вещества, энергии из одной части подземной среды в другую, которое обеспечивается высокой подвижностью молекул воды, составляющих подземную гидросферу.

5. Взаимодействие подземных вод с другими компонентами геологической среды: породами, газами и живыми организмами, приводящее к образованию вод разнообразного состава, свойств и минерализации.

6. Изменение состава и свойств подземной гидросферы под влиянием различных форм жизни и техногенных воздействий. Их все более глубокое проникновение в подземную гидросферу тем или иным образом трансформирует ее экологические функции.

Названные выше фундаментальные свойства подземной гид­росферы определяют в свою очередь основные законы гидрогеоло­гии. Таких законов также шесть:

1. Эволюционное непрерывное необратимое развитие под­земной гидросферы.

2. Структурно-пространственная широтная поясность и долготная секториальность размещения гидрогеологических структур.

3. Пространственно-временной - периодическая смена ин­тенсивности и направленности круговорота воды, вещества и энер­гии в разных частях подземной гидросферы.

4. Физический - перемещение воды, вещества и энергии в подземной гидросфере как частное проявление закона сохранения количества энергии.

5. Химический - рассеяние, концентрирование вещества, его разбавление и накопление в водных растворах как частное проявле­ние закона Кларка - Вернадского.

6. Экологический (биологический) - усиление «напора» жизни (по В.И. Вернадскому) на подземную гидросферу и усиле­ние роли подземной гидросферы в обеспечении человека водными ресурсами.

Эволюционный закон фиксирует непрерывность и необра­тимость развития подземной гидросферы. Оно происходило на фо­не тесного взаимодействия с другими оболочками Земли и особен­но с литосферой. Проявления фаз складчатости, движение лито- сферных плит, плюмная тектоника, изменение гидрологических и атмосферных условий приводили к росту гетерогенности подзем­ной гидросферы.

Структурно-пространственный закон связан с влиянием глобальных факторов: действием радиационных сил Земли, измене­нием во времени положения оси и скорости вращения планеты, пе­рестройкой гравитационного и теплового полей. Все это определило широтную поясность и долготную секториальность размещения гидрогеологических структур.

Пространственно-временной закон отражает циклич­ность круговорота воды, вещества и энергии в подземной гидро­сфере, обусловленную пульсационными ритмичными поступле­ниями этих природных агентов в результате внутриземных про­цессов. Продолжительность циклов интенсивности, направлен­ность воздействия этих процессов изменяется в широком диапазоне, а последствия их влияния сказываются на всех сторо­нах жизни подземной гидросферы. Особенно глубокие потрясе­ния в ее режиме происходят от таких природных циклов, как тек­тонические, климатические (например, гумидные, аридные, ледо­вые, седиментационные, особенно соле- и нефтенакопление), вул­канические, биологические. Глубина, продолжительность и форма воздействия природных циклов на подземные воды не все­гда поддаются расшифровке из-за отсутствия или скудности па­леоинформации, невысокой надежности расчетных методов, на­ложения одних циклов на другие. В последнее время природные процессы нередко затушевываются антропогенными.

Физический закон позволяет описать динамичную гидро­геологическую среду, в которой компоненты подземной гидросфе­

ры: вода, вещество и энергия - непрерывно перемещаются. Эта сре­да активно взаимодействует с другими оболочками Земли. Движе­ние воды объясняется работой гравитационных и компрессионных сил, которые формируют инфильтрационный и литогенный, крио­генный и магматогенный режимы подземных вод. Расчетная база для оценки способности пород принимать, пропускать, отдавать во­ду, вещество, энергию, тепло имеет достаточно надежное программ­ное и аналитическое обеспечение.

Химический закон выявляет связь между многообразными последствиями химических преобразований в подземной гидро­сфере (рассеяние, разбавление, концентрирование вещества) и формированием в гидрогеологических системах разнообразных химических типов подземных вод: от ультрапресных до крепких рассолов. Непрерывное нарушение физико-химического равнове­сия в системе вода — порода - газ - живые организмы под воздей­ствием различных природных процессов носит обычно направ­ленный характер, что приводит к образованию биохимической зональности. Выявление этих закономерностей позволяет целена­правленно вести поиски и разведку месторождений пресных ми­неральных вод, руды и нефти.

Экологический (биологический) закон является следствием того простого факта, что без гидросферы не могла возникнуть и биосфера. Живые организмы как весьма активный агент природы постоянно расширяют сферу своей деятельности в подземной гидро­сфере. Наиболее активным участником этих процессов являются микроорганизмы, они могут как помогать самоочищению водонос­ных систем, так и энергично способствовать их загрязнению. Более миллиарда людей на нашей планете страдают от плохого качества питьевых вод, а более 2 млн детей, по данным ООН, ежегодно поги­бает по этой причине.

Задание для самопроверки

18. Как долго существует современная криосфера? Когда она образовалась в нашей стране и на Антарктиде?

19. Каковы три основных типа гидрогеодинамической зо­нальности?

20. Какими основными показателями характеризуется зо­нальность грунтовых вод?

21. В чем проявляется глубинная гидрогеохимическая зо­нальность?

22. В чем заключается смысл эволюционного закона гидро­геологии? Почему биосфера не могла бы состояться без гидросфе­ры? В чем суть экологического закона гидрогеологии?

Глава 4. Залегание и распространение

Подземных вод

ем их функциями: водопроницаемые, но не водоносные или сдрени- рованные горизонты; временно обводненные или локально обвод­ненные пласты. Гидравлическая связь между водоносными страто- нами устанавливается по положению и соотношению уровня под­земных вод в них, по различию или сходству химического, газового, изотопного состава, температуре вод и др.

Таким образом, каждый гидрогеологический стратон харак­теризуется определенным набором гидрогеологических показателей и параметров, которые служат мерой сходства и различия для оцен­ки условий формирования подземных вод и сравнения гидрогеоло­гических объектов между собой. С расчленения гидрогеологическо­го разреза на водоносные и водоупорные стратоны начинается изу­чение гидрогеологических условий территории. Стратон — это глав­ный элемент гидрогеологического картографирования, и его изучение дает базовую информацию для выявления гидрогеологиче­ских закономерностей исследуемого объекта.

Дадим некоторые пояснения к сказанному.

Виды пустотиости в горных породах. Все виды пустот- ности в горных породах объединяются одним термином - скваж­ность. В породах выделяют следующие виды скважности: порис­тость, трещиноватость, кавернозность, пустоты криогенного про­исхождения.

Пористость пород зависит от их гранулометрического соста­ва, плотности и степени сцементированности содержащихся в них зерен. Чем больше размер пор, тем лучше водопроницаемость отло­жений. Самые крупные размеры пор и соответственно самая лучшая водопроницаемость наблюдаются в гравийно-галечных отложениях и грубозернистых песках. С уменьшением размера песчаных частиц меньше становится размер пор и водопроницаемость отложений. В глинах размер пор не превышает 0,0002 мм, они не пропускают ка­пельно-жидкую воду, хотя обладают пористостью до 50-60 %. С по­гружением песчаных отложений на глубину, ростом геостатического давления и температуры рыхлые пески становятся плотными, а за­тем и сцементированными.

В песчаниках наряду с пористостью возникает и трещинова­тость, т.е. наблюдается порово-трещинный вид пустотности. Тре­

щины образуются в плотных породах, так называемых скальных и полускальных. К ним относятся некотбрые типы осадочных пород (песчаники, известняки, доломиты, сланцы и др.) и все типы магма­тических и метаморфических образований. В качестве наиболее важных процессов, обусловливающих формирование трещинной пустотности, назовем литогенетические, связанные с уплотаением и разуплотнением пород, и тектонические, приводящие к образованию геологических структур и зон тектонических нарушений.

Трещины могут образовываться также и в результате про­цессов выветривания, остывания (контракционные трещины), физи­ко-геологических явлений (например, при образовании оползней) и др. Трещины могут быть хорошо водопроницаемыми, как, напри­мер, в зонах тектонических нарушений. Они умеренно проницаемы в зонах выветривания скальных пород. Трещины сжатая, волосные трещины практически водонепроницаемы. Трещиноватость в гор­ных породах распределена неравномерно, поэтому и водоносность в них тоже весьма изменчива. Кроме регионального распределения литогенетической, тектонической трещиноватости (пластовой, зоны выветривания и др.) наблюдаются ее локальные проявления (зоны контактов, небольших нарушений и др.).

Кавернозная пустотность связана с закарстованносгью кар­бонатных, гипсоносных и соленосных пород. Процессы карстования пород приурочены обычно к верхней части разреза. Более глубокое залегание карстовых полостей (до 1-2 км) наблюдается на участках погребенного карста. Закарстованность пород тесно связана с их трещиноватостью и распределена неравномерно. Там, где обнару­живаются самые крупные подземные полости (пещеры, шахты, га­лереи и др.), обводненность пород наиболее высокая.

Пустотность мерзлых пород связана с процессами промерза­ния и оттаивания. Поскольку температурный режим мерзлой зоны, особенно в верхней ее части, весьма переменчив, то пространствен­но-временное распределение скважности и водоносности в мерзлых породах также изменчиво. Они возникают в таликах, линзах, жилах, тектонических зонах.

Кавернозность в породах может быть представлена одним видом или несколькими их сочетаниями (преобладающий вид

указывается последним). В качестве примеров таких комбинаций можно назвать: порово-трещинные, трещинно-поровые, трещин­но-карстовые, карстово-трещинные и т.д. Эти названия могут употребляться вместе с указанием типа гидрогеологического тела. Например: порово-пластовые, карстово-жильные, трещинно­

лавовые воды.

Относительность понятий водоносный и водоупорный свя­зана с тем, что в определенных условиях водоносы могут стано­виться водоупорами (например, промороженные пески), а водо­упорные породы могут становиться водоносными (глины при вы­соких температурах). Заметим также, что водоупорные породы всегда могут пропускать, а водоносные породы всегда могут удер­живать какое-то количество воды. Роль относительного водоупора могут выполнять слабо водопроницаемые породы (сливные песча­ники, массивные известняки, траппы и др.). Ту же роль могут вы­полнять и глины при их небольшой мощности и переслаивании с водопроницаемыми породами.

Базовые стратоны. Главными единицами гидрогеологиче­ской стратификации являются горизонт, зона и комплекс.

Водоносным горизонтом называется гидрогеологическое тело, сложенное одним или несколькими гидравлически связанными пластами, обладающими единой водной поверхностью. Слабопро­ницаемые или водоупорные породы имеют в горизонте подчиненное значение. В водоносном пласте (пластах) породы могут различаться по литолого-фациальному составу, фильтрационным и емкостным свойствам. Водоупор, на котором залегает водоносный горизонт, называется подошвой, а тот, который перекрывает его сверху, - кровлей. Такой водоносный горизонт называется межпластовым. Если уровень подземных вод устанавливается ниже водоупорной кровли, водоносный горизонт называется безнапорным, в противном случае напорным.

При контакте горизонта с зоной аэрации выдержанный водо­упор сверху отсутствует. Воды такого горизонта обладают свобод­ной поверхностью, являются безнапорными и называются грунто­выми (рис.20). Эти воды могут обладать местным напором, если они перекрыты сверху водоупорной линзой.

. 5?

Рис.21. Схема водоносной зоны

Рис.22. Водоносный комплекс

1 и 2 - водопроницаемые и водоупорные породы соответственно;

3 - уровень воды

называется таксономическим. Для осадочных пород он будет выгля­деть следующим образом: линза —» слой —» пласт —> горизонт —* комплекс —*• серия —» свита —> ярус —» этаж. Для метаморфиче­ских и интрузивных пород первые четыре позиции заменяются одной - зоной. Малые их проявления могут называться жилой, микрозоной, подзоной и др. Остальные названия стратонов со­храняются, но их содержание несколько иное, поскольку речь идет о системах водоносных и водоупорных зон. Для вулканоге- нов возможно комбинирование стратонов из первого и второго таксономических рядов.

Границы гидрогеологических стратонов крайне редко совпа­дают с геологическими стратонами. Это объясняется тем, что в пер­вом случае критерием для выделения стратона является степень и характер водоносности пород, а во втором - их возраст и литолого- фациальный состав.

Принципы гидрогеологического районирования. Если ко­ротко, то гидрогеологический район - это часть подземной гидросфе­ры, характеризующаяся общностью условий распространения и фор­мирования подземных вод. Более полная его формулировка выглядит следующим образом: гидрогеологический район - это часть подзем­ной гидросферы, образующая гидрогеологическую структуру с опре­деленной организацией подземного пространства, которая связана с распространением какого-либо типа скоплений подземных вод с об­щими чертами эволюционного развития и формирования, касающи­мися динамики, баланса, режима и химического облика вод.

В расширенном определении гидрогеологического района поя­вилось новое понятие - гидрогеологическая структура. Оно употребля­ется для обозначения емкости, резервуара, бассейна - вместилища под­земных вод. Таким вместилищем, по существу, является геологическая структура, в которой подземные воды закономерно распределены, свя­заны общностью условий формирования и образуют единую гидроди­намическую систему. При таком понимании геологическую структуру следует называть уже гидрогеологической, так как хотя у них общая основа, но содержание и контуры весьма различны.

Проекция гидрогеологической структуры на поверхность Земли определяет положение гидрогеологического района в про­

странстве. На континентах главные гидрогеологические структуры связаны с платформенными областями, орогенными сооружениями и вулканогенными постройками. Они соответственно называются: артезианскими бассейнами, гидрогеологическими массивами и вул­каногенными бассейнами. Главная структура платформенных облас­тей - артезианский бассейн - состоит из осадочного чехла и склад­чатого фундамента (рис.23). В чехле мощностью 2-3 км и более рас­пространены пластовые воды, а в фундаменте - трещинно-жильные. Главной структурой складчатых областей является гидрогеологиче­ский массив (рис.24). Он представляет собой выход складчатого фундамента на поверхность, прикрытый плащом четвертичных от­ложений. В его пределах получили развитие преимущественно воды трещинно-жильного типа. Вулканогенные бассейны перекрывают сверху и гидрогеологические массивы, и артезианские бассейны (рис.25). Главным типом подземных вод в вулканогенах являются лавовые воды, которые могут иметь пластовое и жильное залегание.

Эти основные гидрогеологические структуры материков отно­сят к гидрогеологическим районам первого порядка. При их объедине­нии или укрупнении получим надпорядковые структуры: гидрогеоло­гические области, гидрогеологические пояса или систему гидрогеоло­гических поясов. Напротив, их расчленение даст структуры второго, третьего и последующих порядков. В этом случае объект районирова­ния может достигнуть размеров горизонта, комплекса, зоны, пласта.

Глубина изучения гидрогеологических районов зависит от их порядка. В надпорядковых структурах она составляет несколько ки­лометров (до 5-10 км), а в структурах второго и третьего и после­дующих порядков она уменьшается до нескольких сотен метров. Следует иметь в виду, что различия в гидрогеологических условиях, которые наблюдаются в структурах вблизи земной поверхности, на глубине 10-20 км практически исчезают. В этом интервале глубин располагается корневая база названных структур. На этой глубине в условиях сверхвысокого давления и температур в зависимости пре­имущественно от эндогенного режима изучаемого региона форми­руются жильные воды. Именно по этим условиям следует выделять глубинные этажи подземной гидросферы и соответствующим обра­зом их районировать.

При гидрогеологическом районировании дна Мирового океана необходимо учитывать следующие обстоятельства:

1. Мощность океанической коры в 3-5 раз меньше, чем кон­тинентальной, и составляет от 6-8 до 15-20 км, гранитный слой в океанической коре отсутствует.

2. В океанической коре выделяется два осадочных слоя: верхний мощностью до 1,5 км, в котором преобладают терригенные и карбонатные отложения, и нижний мощностью до 3-4 км, сложен­ный осадочно-вулканогенными породами. Осадочно-вулканогенные отложения залегают на базальтовом слое.

Такой разрез наблюдается на океанических платформах. Гид­рогеологические структуры, которые в них распространены, называ­ют субокеанскими бассейнами. Территориально они охватывают большую часть океанического дна и занимают понижения рельефа: котловины, желоба, прогибы, разломы и др. Осадочно-вулканогенные породы образуют чехол бассейна. В нем распространены иловые и пластово-трещинные воды. Роль фундамента выполняет базальтовый слой, с которым связаны трещинно-жильные воды.

3. В срединно-океанических хребтах и поднятиях базальто­вый слой выходит на поверхность или может быть скрыт под покро­вом рыхлых отложений небольшой мощности. Гидрогеологические структуры, которые получили распространение в этих сооружениях, называются субокеанскими массивами. Срединно-океанические хребты опоясывают весь земной шар, и их общая протяженность дос­тигает 60 тыс.км. Они располагаются на окраинах Тихого океана и Антарктиды, а в центральной части Атлантического океана образуют подводные горные цепи. В отличие от платформенных областей, тек­тонический режим которых стабилен, срединно-океанические хребты представляют собой подвижную часть океанической коры, которая в них и начинает зарождаться.

4. Вулканические постройки океанического дна выделены в специальный гидрогеологический район. Эти постройки называют океанскими вулканогенными бассейнами. Они приурочены к сре­динно-океаническим хребтам, вулканогенным поднятиям на дне океанских котловин (Гавайский архипелаг, Императорские горы и др.), вулканическим островам в разных местах океанов, волнистым

Примечание. АБ - артезианские бассейны, ГМ - гидрогеологические массивы; ВБ - вулканогенные бассейны, СОБ - субокеанические бассейны, СОМ - субокеаниче- ские массивы; ОВБ - океанические вулканогенные бассейны, ММП - многолетнемерзлые породы, I - водовмещающие породы, 2 - типы подземных вод

покровам подушечных лав на глубине более 2 км и вулканическим постройкам подводных вулканических хребтов. В разрезе вулкано- генов обычно преобладают лавовые образования, а пирокласты и осадочные породы играют подчиненную роль, суммарная мощность эффузивов нередко достигает нескольких километров. В приэквато­риальной области на субаквальных вулканогенах нередко вырастают коралловые рифы, их мощность достигает 1 км и более. Коралловые образования отличаются высокой пористостью (до 15-40 %) и хоро­шей водоносностью. На островах в них часто образуются линзы пресных вод, пригодные для водоснабжения.

Гидрогеологические структуры дна Мирового океана имеют некоторое сходство с соответствующими структурами континентов. Такое сходство можно найти между артезианскими бассейнами и субокеанскими бассейнами, между гидрогеологическими массивами и субокеанскими массивами, между вулканогенными бассейнами и океанскими вулканогенными бассейнами, и касается оно, в основ­ном, строения структур и условий залегания подземных вод. Прин­ципиальное же отличие заключается в том, что субаквальные струк­туры не имеют связей с атмосферой, зоной аэрации, а потому в них создаются весьма своеобразные гидродинамическая и гидрохимиче­ская обстановки.

В заключение приведем схему стратификации гидрогеологи­ческих структур первого порядка на континенте и на дне Мирового океана (табл.5, на вклейке). На этой схеме можно видеть положение в разрезе основных типов скоплений гравитационных вод.

Еще одно небольшое пояснение. Термин зона использует­ся в гидрогеологии широко и часто имеет разный смысл. Напри­мер, при гидрогеологической стратификации зоной называется стратон с преобладающим распространением трещинной пустот- ности. Термин употребляется также при выделении крупных под­разделений подземных вод. Например, зона холодного пара (зона аэрации), зона насыщения, зона горячего пара, зона многолетне­мерзлых пород. Весьма распространен в гидрогеологии термин зональность подземных вод, производный от термина зона. Он имеет достаточно четко определенный смысл при изучении гид- рогеодинамической, гидрогеохимической, температурной, изо­

топной, микробиологической и других видов зональности под- земных вод. Этот терминологический недостаток образовался уже давно. Начинающий гидрогеолог должен внимательно следить за содержательным смыслом этого термина.

2. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КОНТИНЕНТОВ

Подземные воды континентов группируются в два круп- ных подразделения: зону аэрации (холодного пара) и зону насы- щения (табл.5, на вклейке).

1. Подземные воды зоны аэрации

Зоной аэрации называется верхняя часть земной коры, распо- лагающаяся выше зоны насыщения. Нижняя граница зоны аэрации

совпадает с поверхностью грунтовых вод (рис.26). Поры и трещины пород зоны аэра- ции заполнены газами, а так- же частично водой, находя- щейся в парообразном со- стоянии, физически связанной и капиллярной. Кроме того, в зоне аэрации временно может находиться и гравитационная вода (чаще всего в процессе ее движения от поверхности Земли), а также лед.

По удачному выраже- нию А.М. Овчинникова, зона аэрации представляет собой

1 - водопроницаемые, но не водоносные породы; буферный СЛОЙ между атмо- 2 и 3 - водоносные и водоупорные породы соответ- сферой И ПОДЗемноЙ ГИДро-

ствснно, 4 - уровень верховодки, 5 - уровень грун- , „ _v

товых вод; I - зона аэрации; 11 - зона насыщения; сферой. Через Породы ЭТОЙ А -верховодка, Б -грунтовые воды. В- артезиан- ЗОНЫ происходит инфильтра- ские (напорные) воды _ция атмосферных осадков,

130

поверхностных вод, просачивание конденсационных вод в водонос­ные горизонты, т.е. осуществляется водное питание подземной гид­росферы. С другой стороны, через зону аэрации посредством испа­рения подземные воды в виде парообразной влаги уходят в атмо­сферу. В зоне аэрации выделяются (по О.Э. Мейнцеру) пояс почвен­ной влаги, промежуточный пояс и капиллярная оболочка.

Пояс почвенной влаги. Пояс приурочен к почвенному слою и имеет непосредственную связь с атмосферой. Мощность почвен­ного слоя обычно невелика: от нескольких десятков сантиметров до 1-2 м, в тропической зоне до 10-20 м. По интенсивности выветрива­ния и почвообразования почвы объединяют в формации:

• криогенных почв (арктических, тундровых) со слабой энер­гией почвообразования;

• кислых и слабокислых почв (подзолистые, бурые лесные) со средней энергией почвообразования;

• тропических ферралитных почв с высокой энергией почво­образования.

Распространение формаций почв соответствует определен­ным биоклиматическим поясам Земли. Сочетание влияния биокли- матических и геохимических факторов определяет направленность процессов формирования главных свойств почв: гидролиза первич­ных минералов, синтеза продуктов выветривания, глинообразова- ния, миграции и аккумуляции веществ, соленакопления, карбонати- зации, гумусонакопления, оглеения, оподзоливания и др. Во всех этих процессах ведущая роль принадлежит почвенным водам.

Строение почвы весьма неоднородно (рис.27). В верхнем го­ризонте почв, называемом аккумулятивно-элювиальным, с одной стороны, развиваются процессы биогенной аккумуляции минераль­ных веществ и накопления гумуса, а с другой, наблюдается вынос минеральных и органических соединений просачивающимися свер­ху водами (атмосферными осадками и др.). В полном разрезе акку­мулятивно-элювиального горизонта выделяются накапливающиеся на поверхности лесная подстилка, торф, гумусовый подгоризонт, подзолистый, или выщелоченный, подгоризонт. Особенно важную геохимическую роль играет гумусовый подгоризонт, образующийся в результате разложения органического вещества и накопления пе­

регноя или гумуса. В состав гумуса входят органические кислоты (гуминовые, фульвокислоты и др.), присутствие которых сущест­венно усиливает растворяющую способность почвенных вод. Мощ­ность гумусового подгоризонта колеблется от нескольких сантимет­ров до 1-1,5 м. Содержание органического вещества в нем изменяет­ся от долей процента до 18 %.

Подзоны

аэрации, водное питание верховодки и грунтовых вод наступает лишь после продолжительного периода инфильтрации (весеннее снеготая­ние, длительные дожди и др.). Как видно из рис.28, во времени про­исходит выравнивание влажности по всей глубине подзоны перемен­ного увлажнения. Отметим также, что подошва этой подзоны нахо­дится в промежуточном поясе.

С учетом воздействия климатического и других факторов формирования почвенных вод выделяют мерзлотный, промывной, непромывной, выпотной и ирригационный типы водного режима почв (рис.29).

Мерзлотный режим характерен для северных и восточных рай­онов нашей страны, где получила развитие криолитозона (см. рис. 17). Вследствие того, что в этих районах отрицательные температуры воз­духа держатся до 8-10 месяцев в году и наблюдается маломощный сне­говой покров, лед в почвах может сохраняться очень долго. Оттаивание почвенного горизонта начинается весной и происходит в течение не­скольких месяцев, а иногда заканчивается только осенью. Это приво­дит к тому, что на поверхности многолетнемерзлых пород (ММП), вы­полняющих роль водоупорного горизонта, образуется слой надмерз- лотных вод, постепенно опускающийся в процессе оттаивания сезон­ной мерзлоты. Важную роль в питании этих вод играют процессы конденсации, связанные с движением воздуха в почвенном слое.

Максимальные мощно- сти сезонно-талого слоя на юге области распространения мно- голетней мерзлоты могут дос- тигать 3 м. Продолжительность существования слоя сезонно- промерзающих надмерзлотных вод колеблется от 1-3 месяцев на севере и до 6-8 месяцев на юге (рис.30).

Промывной режим на- блюдается в районах влажного климата. Поступление влаги в почву значительно превышает ее расход, поэтому влага про- сачивается через почвенный слой, промывает его, вынося из него соли, и проникает глубже. Такой водный режим

характерен для подзолистых почв лесной зоны, а также для лесо- степной и степной зон.

При непромывном режиме устанавливается равенство между количеством поступающей в почву влаги и количеством расходую­щейся из нее воды. Режим характерен для черноземов, каштановых почв и сероземов (степная и полупустынная зоны). Весной влага проникает на глубину до 3-4 м. Глубже, вплоть до капиллярной кай­мы грунтовых вод, наблюдается слой с низкой влажностью, назы­ваемый мертвым горизонтом иссушения.

Выпотной режим наблюдается в условиях аридного климата при превышении расхода влаги над количеством поступающих в почвы вод. Разность между расходом и поступлением влаги покры­вается за счет испарения неглубоко залегающих грунтовых вод, что вызывает, в свою очередь, обогащение почв и почвенных вод соля­ми и образование засоленных почв.

Ирригационный режим весьма изменчив и зависит, прежде всего, от условий орошения земель, а также гидрогеологической и

климатической обстановок. Умело используя эти факторы, можно управлять ирригационным режимом, процессами рассоления почв, изменять свойства и обводненность почв.

Наличие в почвенных водах разнообразных органических соединений и богатой микрофлоры, присутствие газов воздушного и биогенного происхождения значительно повышают растворяющую способность этих вод и миграционную подвижность растворенных в них соединений. Почвенные воды, как правило, обогащены железом, фосфором, аммонием, нитратами, марганцем, фульво- и гуминовы- ми кислотами.

Ландшафтно-климатическая зональность отражается на со­ставе почвенных вод. В условиях влажного климата, тундровых и таежных почв формируются воды преимущественно гидрокарбонат­ного магниево-кальциевого состава с минерализацией до 0,1-0,2 г/л. В условиях аридного климата, степных и пустынных почв довольно часто встречаются почвенные воды сульфатно-хлоридного натрие­вого состава с минерализацией более 5-10 г/л.

Без почвенной влаги невозможна жизнь растительности. По выражению Г.Н. Высоцкого, вода в почве и грунте есть настоящая кровь живого организма. Для растений легко доступны гравитаци­онные, а также капиллярные воды. Практически не поддаются ус­воению растительными организмами связанные воды. Растения через корневую систему избирательно поглощают из воды отдель­ные компоненты. Таким образом, растительность активно вмеши­вается в гидрогеохимические процессы. Кроме того, существова­ние растений — концентраторов, например, рудных элементов, по­зволяет использовать их для ведения биогеохимических поисков рудных месторождений.

Промежуточный пояс. Расположенный между почвенным слоем и капиллярной оболочкой пояс приурочен к нижней части подзоны переменного увлажнения и в подзону транзита. После впи­тывания атмосферной влаги почвенным слоем движение воды вниз продолжается даже и при прекращении инфильтрационного пита­ния. Переход от увлажнения к испарению приводит к гистерезисным явлениям. Поэтому движение влаги в промежуточном поясе может быть как нисходящим, так и восходящим.

Наибольшая мощность промежуточного пояса (до несколь­ких десятков и даже сотен метров) наблюдается на водоразделах рек, особенно в горных областях. На поймах рек он может отсутст­вовать. Ухудшение условий водного питания с севера на юг приво­дит к увеличению мощности промежуточного пояса от 0-2 м в зоне тундр до 20-40 м в зоне степей.

Основным типом подземных вод, наблюдающимся в про­межуточном поясе, является верховодка, которая представляет со­бой водоносную линзу, залегающую на водоупорном слое ограни­ченных размеров. Отличительными признаками верховодки явля­ются ограниченная площадь распространения, временность (сезон­ность) существования и ограниченные ресурсы вод, резкие изменения режима (уровня, ресурсов, температуры, химического состава) во времени.

Верховодка образуется в зоне аэрации на породах различно­го состава и происхождения: на погребенных почвах в толще лёссов и лёссовидных суглинков; на линзе глинистых отложений среди ал­лювиальных песков; на линзе размытой морены среди флювиогля- циальных песчаных отложений; на линзе мерзлых пород в оттаяв­шей толще пород; на небольших пластообразных водонепроницае­мых интрузиях, в трещиноватых осадочных породах и др. Своим происхождением верховодка, в основном, обязана инфильтрации атмосферных осадков. Некоторое количество воды может поступать также в результате конденсации почвенной влаги. Поэтому питание верховодки осуществляется преимущественно в относительно крат­ковременные периоды: таяция снегов, выпадения обильных дождей. В эти периоды вода скапливается на поверхности водоупоров, за­держивающих ее на некоторое время, до тех пор пока она не перете­чет глубже и не израсходуется на испарение. Наиболее близко к по­верхности воды верховодки располагаются в весенний период, после таяния снегов; после протаивания сезонно-мерзлых пород воды вер­ховодки, постепенно растекаясь, погружаются вниз.

Время существования верховодки в значительной мере опре­деляется климатическими условиями, формой и размерами водо­упорного слоя, глубиной его залегания и водопроницаемостью вме­щающих пород, а также рельефом местности. Лучшие условия вод­

ного питания верховодки складываются в зонах влажного климата, где она существует практически в течение всего теплого периода года. Вогнутая и горизонтальная формы поверхности водоупорного слоя более способствуют накоплению вод верховодки, чем выпуклая ее форма, на которой воде трудно удерживаться. На водоупорах от­носительно больших размеров (переходных между линзой и гори­зонтом) создается возможность длительного хранения гравитацион­ных вод, так как увеличиваются пути и время их растекания вниз. Глубина залегания водоупорного слоя регулирует степень воздей­ствия процессов испарения на верховодку. На глубине более 2-3 м испарение уже практически не воздействует на подземные воды. Верховодка скапливается в разнообразных по проницаемости по­родах, но она тем легче образуется при прочих равных условиях, чем больше разница в водопроницаемости водовмещающих пород и подстилающей водоупорной линзы. Период существования вер­ховодки во влагоемких породах (например, суглинках и лёссовид­ных породах) невелик, так как растекание гравитационных вод в хорошо проницаемых, слабовлагоемких отложениях происходит довольно быстро.

Наиболее благоприятные условия для формирования верхо­водки складываются на участках понижения рельефа, например в степных «блюдцах» и западинах. На этих площадках задерживаются талые снеговые и ливневые воды.

В горных районах почвенный слой выражен слабо или прак­тически отсутствует. Поэтому в гидрогеологических массивах и вул­каногенных бассейнах выделяют приповерхностные воды. Они об­разуются в верхней части элювиально-делювиального слоя и пред­ставляют собой сочетание почвенных вод (при наличии почв) и вер­ховодки. Приповерхностные воды называют также горной верховодкой. Их отличительными особенностями являются большая динамичность и кратковременность существования. Наиболее за­метны проявления горной верховодки в ложбинах временных водо­токов. В верховьях ручьев и рек подземные потоки могут неодно­кратно выходить на поверхность и вновь уходить под землю.

Химический состав верховодки разнообразен. В значитель­ной степени он определяется климатическими условиями и литоло­

гией водовмещающих пород. В условиях влажного климата воды верховодки обычно имеют небольшую минерализацию (около 0,1-0,3 г/л), гидрокарбонатный магниево-кальциевый состав, повы­шенное содержание органики. В рыхлых глинистых покровных от­ложениях гумидных районов верховодка часто имеет относительно более высокую минерализацию (до 1-2 г/л), чем основной горизонт грунтовых вод, поскольку условия для водообмена в таких отложе­ниях хуже. На участках развития засоленных и соленосных пород минерализация воды может увеличиваться до нескольких граммов на литр и в соответствии с составом пород изменяется ее состав (на сульфатный в гипсоносных, на хлоридный в галитовых породах).

В районах засушливого климата воды верховодки имеют по­вышенную минерализацию (от 0,5 до 10 г/л и более) и пестрый со­став (от гидрокарбонатного кальциевого до хлоридного натриевого). Тем не менее даже в условиях интенсивного испарения довольно часто встречаются и пресные воды (вершины балок, западины, степ­ные «блюдца» и др.).

Практическое использование верховодки обычно невелико вследствие небольших ресурсов и легкого загрязнения. Однако вер­ховодка часто служит источником воды, извлекаемой колодцами; в степных, полупустынных и пустынных районах она может оказаться единственным типом природных вод со сравнительно небольшим содержанием солей, пригодным для временного водоснабжения.

Специфическими особенностями характеризуется промежу­точный пояс в районах развития закарстованных пород. Напомним, что карстовые явления возникают при образовании различного рода пустот и связаны с растворением и частично с размывом горных по­род. Карстовые явления в отложениях, различных по минеральному составу (известняки, доломиты, мел, гипсы и ангидриты, каменная соль, реже другие породы), имеют свои отличительные черты. По­этому в зависимости от морфологии карстовых образований, скоро­сти протекания процесса растворения, химического состава карсто­вых вод выделяют карбонатный (известняковый и доломитовый), меловой, гипсово-ангидритовый и соляной виды карста. Кроме того, существует так называемый глиняный карст, который связан с вы­щелачиванием солей, находящихся в глинистых породах. Наконец,

термином термокарст обозначают процесс вытаивания подземного льда с образованием на поверхности провальных форм, аналогичных карстовым. По внешнему характеру проявления термокарст очень близок к типичному карсту, но по существу представляет собой один из видов мерзлотных явлений, обусловленных не химическими, а фи­зическими процессами (вытаивание льдов и льдистых пород).

Карстовые формы в карбонатных породах (известняках, до­ломитах и мраморах) наиболее устойчивы во времени. Например, в известняковом массиве при длительном воздействии карстовых вод формируется сложный комплекс разветвленных подземных каналов, пещер, гротов, вертикальных колодцев и щелей, трубообразно­изогнутых полостей и т.п. Система горизонтальных путей миграции карстовых вод может развиваться в несколько этапов, что зависит от изменения положения базиса эрозии и других факторов. В результа­те образуется несколько ярусов таких систем, причем верхние ока­зываются в зоне аэрации. Крупные карстовые пещеры, достигающие по объему десятков и даже сотен тысяч кубических метров, форми­руются в течение длительного геологического времени. Хорошо из­вестны пещеры, в которых первобытный человек поселялся десятки тысяч лет тому назад. Наиболее глубокие естественные карстовые шахты и пещеры достигают глубины нескольких сотен и даже до тысячи метров и более.

Пустоты в соляном карсте значительно менее устойчивы. При интенсивной фильтрации вод, не насыщенных растворимыми солями, в соленосной толще пород происходит довольно быстрое разрушение образующихся полостей, влекущее за собой деформа­цию рельефа.

В зоне аэрации, сложенной закарстованными породами, на­блюдается нисходящая периодическая циркуляция вод. После выпа­дения осадков или таяния снега в ней происходит движение воды вниз. Глубина нисходящего движения вод на слаборасчлененных возвышенных участках с равнинным рельефом составляет 30-100 м, а в горных районах она может измеряться сотнями метров, иногда более 1000 м. В пределах зоны нисходящей циркуляции в ряде рай­онов наблюдаются подвешенные воды, скапливающиеся на участках развития местных водоупоров из некарстующихся или менее кар-

пиллярной кайме все поры, ее избыток передается в зону насыще­ния. В результате повышается уровень грунтовых вод, что вызывает соответствующее перемещение вверх и капиллярной каймы. В за­сушливые периоды капиллярные воды интенсивно испаряются. По­тери в капиллярной кайме влаги от испарения немедленно компен­сируются поступлением вод, отсасываемых капиллярными силами из грунтового водоносного горизонта. Длительное испарение капил­лярных вод приводит к «сработке», понижению уровня грунтовых вод, что вызывает и перемещение вниз капиллярной каймы.

Самостоятельное значение вод капиллярной каймы сравни­тельно невелико в гумидных областях и повышается в аридных. Эти воды могут использоваться растениями для своей жизнедеятельно­сти. С испарением капиллярных вод связано засоление почв и грун­тов. Отметим также важную роль капиллярной каймы как регулято­ра распределения влаги в зоне аэрации.

2. Подземные воды зоны насыщения

На континентах среди подземных вод зоны насыщения вы­деляют грунтовые (пластовые, трещинно-жильные, лавово-туфовые) и напорные (артезианские платформенного чехла, лавово-туфовые эффузивного покрова и трещинно-жильные складчатого фундамен­та, гранитного и базальтового слоев) воды.

Грунтовые воды. Так называют воды первого от поверхно­сти Земли выдержанного по площади и постоянно существующего водоносного горизонта, залегающего на первом от поверхности Земли водоупоре. Грунтовые воды могут залегать как в пластах с поровой пустотностью, так и в трещиноватых породах зоны вывет­ривания. В первом случае они образуют пластовые горизонты, во втором - зоны трещинно-грунтовых вод (в условиях проявления карста - карстово-грунтовых вод).

Специфика грунтовых вод состоит в следующем:

• это, как правило, безнапорные воды (давление на их по­верхности равно атмосферному); на отдельных участках они могут приобретать местный напор;

• питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков, поверхностных вод и конденсации влаги в зоне аэрации;

• режим грунтовых вод весьма изменчив, поскольку они не перекрыты водоупорами и подвержены воздействию климатических факторов (осадков, температуры воздуха, давления и др.) и хозяйст­венной деятельности человека (мелиорации земель, осушению тер­риторий, сбросу сточных вод и др.);

• грунтовые воды в зависимости от геоморфологических ус­ловий и геологического строения образуют различные формы зале­гания, среди которых наиболее распространены грунтовые потоки (в долинах рек), грунтовые бассейны (во впадинах, на междуречьях) и их сочетания.

Каждая из перечисленных особенностей грунтовых вод про­является своеобразно в зависимости от характера пустотности водо­вмещающих пород, условий аккумуляции и движения вод, скорости передачи напора. Так, трещинно-грунтовые воды скапливаются в зоне выветривания пород складчатого фундамента. Мощность зо­ны выветривания в зависимости от литологии и возраста пород ко­леблется от нескольких метров до 100-200 м. Наибольшие се зна­чения наблюдаются в карбонатных и терригенных породах. С глу­биной пустотность пород и степень их обводненности быстро убы­вают. Движение трещинно-грунтовых вод происходит по наиболее крупным каналам и трещинам. Тонкие трещины и малые поры, часто изолированные друг от друга, служат аккумуляторами вод, сдерживают быструю разгрузку водоносных зон. Весьма динамич­ны карстово-грунтовые воды: их характеризуют значительные ско­рости движения и колебания уровня воды (до десятков метров). Иногда они образуют подземные реки, озера и крупные источники (см. рис.31).

Поверхность горизонта грунтовых вод называется зеркалом. Эта поверхность изображается двумя способами: с помощью карт глубины залегания и гидроизогипс. Исходные данные для построе­ния таких карт дает изучение положения уровня вод в скважинах и колодцах и учет выходов грунтовых вод на поверхность Земли (ис­точников). По карте изоглубин залегания грунтовых вод можно вы­

брать участки, наиболее благоприятные для расположения гидрогео­логических скважин, для заложения фундамента при строительстве дренажной сети с целью осушения верхнего водоносного горизонта. Чаще всего зеркало грунтовых вод изображают на планах или картах с помощью гидроизогипс - линий, соединяющих поверхности фун­товых вод с одинаковыми абсолютными отметками (рис.32)

С помощью карты гидроизогипс можно получить следую­щие данные:

• направление движения грунтовых вод; для этого Проводят перпендикуляр к гидроизогипсам и выбирают направление от больших отметок к меньшим;

• уклон поверхности грунтовых вод на заданном участке;

• глубина залегания грунтовых вод в любом пункте; для этого от абсолютной отметки земной поверхности вычитают абсолютную отметку поверхности грунтовых вод;

• мощность водоносного горизонта;

• характер взаимосвязи грунтовых вод с поверхностными или с другими водоносными горизонтами.

Круг задач, решаемых с помощью карты изогипс, может быть расширен в зависимости от направленности гидрогеологиче­ских исследований и сложности природной обстановки.

На водоразделах грунтовые воды залегают гораздо глубже, чем в долинах, особенно это заметно в горных областях, где речные долины «пропилили» свое ложе на глубину 500-700 м и более. В равнинных областях превышение водоразделов над долинами зна­чительно меньше; на водоразделах глубина залегания грунтовых вод составляет несколько десятков метров, а в долинах до 5 м. На скло­нах и в долинах рек грунтовые воды часто выходят на поверхность, образуя источники.

Условия питания грунтовых вод определяют их режим, т.е. изменение запасов, уровня, состава и свойств грунтовых вод во вре­мени под действием природных и искусственных (нарушенных) фак­торов. Г.Н. Каменский выделил четыре типа режима грунтовых вод:

• инфильтрационный, связанный с инфильтрацией атмо­сферных осадков, испарения и подземного стока;

• прибрежный, возникающий под воздействием колебания уровня рек, озер и морей;

• предгорный, зависящий от подземного и поверхностного стока с горных массивов;

• мерзлотный, характеризующийся частичным или полным промерзанием надмерзлотных (грунтовых) вод в зимний период.

распространяющейся на расстояние нескольких километров от реки, грунтовые воды некоторое время движутся от русла реки к водораз­делу. Уровень грунтовых вод повторяет колебания уровня воды в реке. С удалением от реки наблюдается запаздывание колебаний грунтовых вод по сравнению с рекой, кроме того, амплитуда таких колебаний уменьшается.

В определенных условиях грунтовые воды получают пита­ние за счет речных вод. Подобные условия могут возникать в пред­горных областях, в так называемых конусах выноса. В пустынных и полупустынных районах часто наблюдается отрыв уровня грун­товых вод от ложа реки. В этой обстановке речные воды являются, по существу, единственным источником питания грунтовых вод. На участках вновь создаваемых оросительных каналов происходит постепенное повышение уровня грунтов вод, их растекание от рус­ла канала.

Аллювиальные воды, как правило, залегают близко к по­верхности, не глубже нескольких метров. Исключение представляют аллювиальные воды районов пустынь и полупустынь, где их можно обнаружить на глубине 20-40 м. Воды преобладающего большинст­ва аллювиальных потоков имеют гидрокарбонатный кальциевый состав и минерализацию до 0,3-0,5 г/л.

Аллювиальные воды широко используются для водоснабже­ния. Особенно большое практическое значение имеют так называе­мые инфильтрационные водозаборы - скважины, располагающиеся на расстоянии 100-150 м от реки и получающие дополнительное ин- фильтрационное питание, что значительно увеличивает производи­тельность водозаборов.

Режим грунтовых вод морских побережий определяют фак­торы, связанные с близостью моря:

• приходящие со стороны моря атмосферные осадки, обога­щенные солями морского происхождения (например, содержание хлор-иона в атмосферных водах максимально на морском побере­жье, а с удалением от моря быстро падает);

• сгонно-нагонные и приливно-отливные явления;

• внедрение соленых морских вод в береговую зону при экс­плуатации пресных грунтовых вод.

Ветры, возникающие в прибрежной полосе, могут вызывать подъем уровня воды в море, загонять большие массы морских вод в русла рек, переносить морские брызги и соли на значительные рас- стояния от моря. В некоторых реках, впадающих в море, в периоды сильных ветров со стороны моря соленые воды проникают по доли- нам рек на расстояние 5-7 км от устья и создают участки устойчи- вого засоления вод и пород. Приливно-отливные явления морских вод достигают в среднем 2-3 м, в отдельных случаях до 9 м (Охот- ское море). В береговой зоне затопления обычно распространены соленые воды.

Между пресными грунтовыми водами, стекающими с суши, и солеными морскими водами создается сложное взаимодействие. Упрощая (без учета смешения вод и диффузии), можно выделить плоскость (на самом деле зону) соприкосновения пресных и соленых вод, которая обычно наклонена в сторону суши.

Особенно наглядно видно это взаимодействие на островах, ок- руженных морем (рис.34). Разница в плотности вод пресных (1,000 г/см³) и соленых морского происхождения (1,024 г/см³) приводит к тому, что для «плавания» более легких пресных вод на тяжелых со- леных необходимо некоторое превышение уровня вод над уровнем мо- ря. Чем выше уровень пресных вод, тем больше их мощность. Для

уравновешивания тяжелой мор- ской воды необходимо, чтобы уровень пресных подземных вод превышал уровень моря. По соотношению плотности пре- сной и морской воды легко под- считать, что глубина до уровня соленых вод Н\ = 43Л, где Л - абсолютная отметка уровня пресных вод, т.е. чем выше аб- солютная отметка уровня грун- товых вод, тем больше мощ- ность зоны пресных вод. При эксплуатации грунтовых вод в прибрежной зоне уровень пре-

Рис.35. Схема условий залеганий надмерзлотных сезоннополупро- мерзающих (а) и сезоннонепромер- зающих (б) вод

под озерами, речными руслами, на участках выхода термальных вод, в районах деградации многолетней мерзлоты, на морских побережьях, где формируются криопеги морского генезиса.

Питание сезоннополупромерзающих и сезоннонепромер- зающих надмерзлотных вод преимущественно атмосферное, хотя в отдельных случаях оно возможно за счет речных, озерных, мор­ских, термальных и других вод. Замерзание верхней части над­мерзлотных вод в зимний период приводит к тому, что воды стано­вятся напорными, но полного промерзания водоносного горизонта не происходит.

Грунтовые воды довольно часто выходят на поверхность, образуя источники. Источники грунтовых вод являются нисходя­щими. Они выходят на склонах и в уступах террас, по контакту водоносных горизонтов, в непосредственной близости от поверх­ностных водотоков и водоемов. Дебит, температура, состав вод источников подвержены сезонным колебаниям. Особенно резкие их изменения характерны для карстовых вод. С этими водами связано образование крупнейших источников мира: Рас-эль-Аин или Царь источников (Турция) с дебитом более 40 м³/с, Тимаво (Югославия) с дебитом 26 м³/с, Красный ключ (Башкортостан, Россия) - 12-15 м³/с и др.

Грунтовые воды широко используются для водоснабже­ния, особенно для удовлетворения потребностей небольших насе­ленных пунктов. Они обладают рядом ценных качеств: близко залегают от поверхности и во многих районах страны являются маломинерализованными. В ряде случаев грунтовые воды обес­печивают водоснабжение крупных городов (Баку, Хабаровск и др.) и огромных промышленных предприятий. Благоприятная об­становка для крупного водоснабжения складывается на участках развития вод аллювиальных отложений, на предгорных шлейфах. Затрудняют эксплуатацию грунтовых вод непостоянство их ре­жима и возможность их загрязнения с поверхности промышлен­ными и бытовыми отходами.

Грунтовые воды имеют лечебное значение, если в них по­вышены содержания железа, радона и некоторых других компонен­тов, определяющих бальнеологические свойства воды.

Наличие и режим грунтовых вод необходимо учитывать при проектировании горных выработок, котлованов для строительства, грунтовые воды могут нарушить нормальную эксплуатацию граж­данских и промышленных сооружений, железнодорожных и авто­мобильных дорог, аэродромов и т.д.

Напорные воды. В группу напорных вод включают их раз­новидности, залегающие в различных структурно-геологических условиях: артезианские воды платформенного чехла артезианских областей, лавовые воды осадочно-эффузивного покрова вулканоге- нов и трещинно-жильные воды пород складчатого фундамента.

Артезианские воды. Артезианскими называют напорные воды, залегающие в водоносных пластах осадочных пород между водоупорными горизонтами платформенного чехла, что во многом определяет их особенности:

• это межпластовые воды, поскольку сверху и снизу изоли­рованы водоупорами;

• при вскрытии уровень вод устанавливается выше кровли содержащего их горизонта, а иногда и выше поверхности Земли (скважины на таких участках фонтанируют);

• они распространены в большом интервале глубин от не­скольких десятков метров до 12-15 км;

• артезианские воды в значительно меньшей степени, чем грунтовые, подвержены воздействию экзогенных факторов и обла­дают относительно стабильным режимом;

• им свойственен упругий характер фильтрации, что связано с проявлением упругих свойств воды и самого пласта при изменении давления в недрах;

• для межпластовых вод характерна и обычно затруднена взаимосвязь, преимущественно вертикальное сверху вниз их перете­кание на периферии структур и снизу вверх в областях наибольшего прогибания фундамента или низких абсолютных отметок земной поверхности.

На движение артезианских вод влияет разность гидростати­ческих давлений в области питания и разгрузки, уплотнения горных пород, тектонических движений насыщения вод газами, проморажи­вания и прогревания пород и др. С учетом причин возникновения

напоров и формирующихся при этом гидрогеодинамических осо­бенностей водоносные системы разделяют на две группы: инфильт- рационные и элизионные (литогенные). Это подразделение в какой- то мере условно, так как те и другие часто существуют совместно. В инфильтрационных системах движение гравитационных вод проис­ходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгруз­ки водоносных горизонтов (рис.36). Для артезианских структур та­кого типа выделяются три области: инфильтрационного питания, напора и разгрузки. Область напора составляет основную часть тер­ритории артезианских структур.

В элизионных (литогенных) системах напор и движение вод возникают под влиянием литогенеза пород и тектонических процес­сов. В этих условиях происходит отжим связанных вод из уплот­няющихся глинистых пород в водоносные горизонты, перераспреде­ление напоров, создание аномально высоких пластовых давлений под действием тектонических движений (рис.37). На первых этапах литогенеза осадочные отложения испытывают преимущественно механическое уплотнение (элизионные процессы): под весом выше­лежащих пород уменьшается пористость, отжимаются седиментаци- онные воды. Интенсивность их отжатая с глубиной затухает. Эти процессы происходят в течение десятков и сотен тысяч лет и посте­пенно угасают. Наряду с физически связанными водами глины мо­гут отдавать и химически связанные. Эти процессы происходят на значительных глубинах (более 2-3 км) и обусловлены изменением минералогического состава глин.

Преобразование порового пространства и минералогическо­го состава пород сопровождается выделением значительных масс воды и газа. Так, при дегидратации 1 м³ монтмориллонитовых глин и превращении их в гидрослюдистые выделяется 230-250 кг воды. Если в 1 м³ гидролизуется 100 кг карбонатных соединений, то обра­зуется до 23 м³ углекислого газа. Преобразование рассеянного орга­нического вещества способствует накоплению углеводородов. Вос­становление сульфатов ведет к появлению сероводорода. Высокая температура и широкое распространение соленых вод хлоридного состава стимулируют образование металлоносных растворов (меди, свинца, цинка, лития и др.).

■гт]| Из

Рис.38. Схема взаиморасположения мерзлых и талых пород и взаимосвязи над-, меж- и подмерзлотных вод

.1 - воды реки; 2 - мерзлые породы; 3 - подошва надмерзлотных вод; 4 - кровля подмерзлотных вод; а, 6, в и г - воды надмерзлотные, межмерзлотные, сквозного талика и подмерзлогные соответственно

В тектонически активных областях возникают участки по­вышенных пластовых давлений, связанные с сейсмическими явле­ниями, движениями земной коры. Время существования таких ано­малий обычно сравнительно невелико: от нескольких месяцев до нескольких лет. В условиях длительного существования внешнего источника поддержания повышенного пластового давления увели­чивается и продолжительность сохранения аномалий.

В условиях многолетней мерзлоты формируются своеобраз­ные типы напорных вод: межмерзлотные и подмерзлотные (рис.38). Межмерзлотные воды распространены непосредственно в зоне мно­голетнемерзлых пород. Существование этих вод в жидкой фазе обу­словлено либо активной их динамикой, предохраняющей от замер­зания на пути движения, либо значительным содержанием солей в водах, что снижает температуру замерзания. Указанные факторы действуют чаще всего порознь, поскольку первый характерен для верхней части разреза, где существует связь с поверхностными и надмерзлотными водами, формируются крупные таликовые зоны. Действие второго фактора проявляется обычно в слабодренируемых глубокозалегающих частях разреза, содержащих соленые воды и

соленосные отложения. В этих условиях образуются отрицательно­температурные воды - криопеги.

Подмерзлотные воды залегают непосредственно под зоной многолетнемерзлых пород. В зависимости от температурного режи­ма эти воды могут иметь как положительную, так и отрицательную температуру. Подмерзлотные соленые воды и рассолы в Восточно- Сибирской артезианской области имеют в ряде случаев температуру до 14 °С ниже нуля. Питание подмерзлотных вод крайне затруднено вследствие широкого распространения водоупорного экрана мерз­лых пород. В ряде районов это является одной из главных причин аномально низких пластовых давлений артезианских вод. Их уровни устанавливаются на 200 м и более ниже поверхности Земли.

В сложении многих артезианских бассейнов участвуют кар­бонатные породы. В платформенном чехле Русской плиты, напри­мер, широко распространены карстующиеся толщи палеозоя: из­вестняки, доломиты, гипсы, соли. Это явление наблюдается и в Вос­точной Сибири даже в условиях многолетней мерзлоты (Прианга- рье, Кемпендяйские и Нордвикские соленосные структуры, Среднее Приленье, бассейн р.Алдан и др.). Наряду с открытым карстом, с которым связаны карстово-грунтовые воды, карстующиеся породы содержат покрытый и погребенный карст. Покрытый карст представ­ляет собой карстующиеся породы, перекрытые некарстующимися отложениями, обычно четвертичного возраста. Погребенный карст залегает на значительных глубинах (до 2-3 км) и образуется в эпохи континентальных перерывов между морскими трансгрессиями. С по­крытым и погребенным карстом связано распространение напорных трещинно-карстовых вод. Скважины, вскрывшие такие воды, обла­дают значительными дебитами (десятки-сотни литров в секунду).

Источники артезианских вод являются восходящими и выхо­дят на поверхность в понижениях рельефа (долинах рек, озерных котловинах), в зонах разгрузки водоносных горизонтов (по тектони­ческим нарушениям, литологическим контактам и др.).

Поверхность напоров артезианских вод изображается с по­мощью карт пьезоизогипс. Пьезоизогипсы (изопьезы) соединяют линии с одинаковыми отметками пьезометрического уровня. В свою очередь пьезометрический уровень определяется по измерениям

уровня воды в скважинах (рис.39), вскрывших горизонт напорных вод. Высота подъема воды над кровлей водоносного горизонта при его вскрытии называется избыточным напором. Это дополнительный напор по отношению к атмосферным условиям, который испытывают подземные воды, находясь в межпластовом напорном горизонте.

Карты пьезоизогипс, как и карты гидроизогипс, позволяют определять направления движения артезианских вод, глубину их за­легания (если известна отметка земной поверхности), гидравлический градиент, взаимосвязь с другими водоносными горизонтами. Кроме того, зная отметки кровли водоносного горизонта, можно определить высоту напора, а зная отметки поверхности рельефа Земли, - участки возможного самоизлива скважин (где пьезометрические отметки располагаются выше земной поверхности). Следует отметить, что поскольку артезианские воды часто имеют повышенную минерали­зацию и температуру, то вводят поправки на плотность вод. Если расчетные уровни приведены к нулевой поверхности моря, получа­ют пьезометрический уровень в абсолютных отметках (превышение над уровнем моря), если расчетные уровни приведены к какой-либо условной сравнительной поверхности, получают относительные пьезометрические отметки.

Геологические структуры, содержащие артезианские водо­носные горизонты, называют артезианскими бассейнами. Эти струк­туры характеризуются определенными закономерностями измене­ния условий движения, состава, минерализации и температуры под­земных вод. Такие изменения в пределах отдельных горизонтов (по их площади) называют горизонтальной (географической) зонально­стью, а по глубине - вертикальной (геологической) зональностью. Соответственно рассматривают гидрогеодинамическую, гидрогео­химическую, температурную и другие виды зональности подземных вод (см. раздел 3.3).

По характеру связи с поверхностной гидросферой и атмо­сферой выделяются три гидрогеодинамические зоны (см. рис. 18): интенсивного (I), затрудненного (II) и весьма затрудненного (III) водообмена. С глубиной степень этой взаимосвязи ухудшается, что и отражается в положении гидрогеодинамических зон. Границы ме­жду ними проводятся обычно условно: между I и II зонами по поло­жению местного базиса дренирования артезианского бассейна (врезу речной сети), между II и III зонами по положению регионального водоупора (в некоторых случаях условно по положению общего ба­зиса дренирования - уровня моря). С увеличением глубины залега­ния артезианских вод до 2-3 км скорость их движения уменьшается

до нескольких сантиметров в год и менее, направление движения меняется с субгоризонтального на субвертикальное, с внутрипла- стового на межпластовое. Границы между гидрогеодинамическими зонами артезианских бассейнов контролируются региональными водоупорами.

В артезианских бассейнах выделяют три гцдрогеохимиче- ские зоны (см. рис. 19): пресных (минерализация до 1 г/л), соленых (1-35 г/л) вод и рассолов (более 35 г/л). Соотношение этих зон ме­жду собой показано в табл.6. Наиболее благоприятные условия для формирования зоны пресных вод возникают в незаселенных и хо­рошо водопроницаемых породах при обильном атмосферном вод­ном питании. В такой обстановке глубина залегания пресных вод достигает 0,5-1,2 км (юго-восток Западной Сибири, байкальские впадины, север Сахалина и т.д.). В большинстве районов мощ­ность зоны пресных вод колеблется в пределах 100-300 м. Она может быть проморожена в условиях развития многолетней мерз­лоты, а в районах континентального засоления и близкого к по­верхности расположения соленосных толщ пресные воды могут отсутствовать.

Крепкие рассолы (до 400 г/л) обнаружены в Амударьин- ском бассейне. В других артезианских бассейнах (Волго-Камский, Московский, Печорский и др.) минерализация растворов обычно не превышает 250-400 г/л. По мере погружения подземных вод и смены гидрогеохимических зон наблюдается последовательное изменение состава подземных вод от гидрокарбонатных кальцие­вых (натриевых) и сульфатно-гидрокарбонатных кальциево­натриевых в зоне пресных вод, к хлоридно-гидрокарбонатным, сульфатно-хлоридным и хлоридным натриевым в зоне соленых вод и к хлоридным натриевым, кальциево-натриевым и кальцие­вым в зоне рассолов.

С глубиной меняется также газовый состав вод: газы воздуш­ного происхождения (кислород, азот) замещаются газами биохимиче­ского (азот, метан и др.) и метаморфического (метан, азот, углекис­лый газ, водород и др.) генезиса, растет газонасыщенность вод.

Примечания. 1. А, Б и В - зоны соответственно пресных вод, соленых вод и рассолов.

2. В числителе - максимальная минерализация, г Лег; в знаменателе - мощность зоны, м

Температура подземных вод увеличивается с глубиной и в направлении от полярных стран к экваториальным. Первая зако­номерность отражает температурный режим недр, вторая - влия­ние климатических условий. В соответствии с существующими классификациями вод по температуре и фазовому состоянию вы­деляются следующие зоны: подземных льдов (зона многолетне­мерзлых пород), отрицательно-температурных вод (криопегов), холодных вод (0-20 °С), теплых вод (20-35 °С), горячих вод (36-100 °С), сверхгорячих вскипающих вод (более 100 °С). На меридиональ­ном разрезе Западно-Сибирского артезианского бассейна показа­но положение большинства из перечисленных гидротермических зон (рис.40).

Артезианские воды имеют важное практическое значение. Они используются для водоснабжения населенных пунктов, ле­чебных целей (железистые, йодные, бромные воды и др.), как хи­мическое сырье (извлечение йода, брома, металлов и др.), для по­лучения тепла.

Напорные лавовые воды. Такие воды распространены сре­ди вулканогенных образований и связаны с межлавовой и внутри- лавовой пустотностью и тектонической трещиноватостью. Лавовая пустотность в процессе катагенеза пород постепенно исчезает, по­ры и трещины кольматируются, заполняются продуктами гидро­термальных и других растворов. С возрастом эффузивы теряют ла­вовую пустотность, их фильтрационные свойства ухудшаются, и потому лавовые воды распространены в эффузивах, не древнее ме­лового возраста. Наиболее выдержанные и обводненные горизонты и зоны характерны для самых молодых, неоген-четвертичных эф­фузивных образований (рис.41).

Следует отметить сложность и неоднородность строения вулканогенных толщ, обусловленные переслаиванием продуктов извержений с терригенными, иногда карбонатными и соленосны­ми отложениями, невыдержанностью фаций и замысловатостью контуров водоносных тел, в частности лавовых потоков.

Рис.40. Температурная зональность Западно-Сибирского артезианского бассейна

водоносные горизонты и комплексы; 2 - региональные водоупоры; 3 - фундамент артезианского бассейна; 4 - изолинии температур подземных вод, °С; 5 - подошва многолетнемерзлых пород

ГТГгТГГТг

Значительное число тектонических нарушений создает усло­вия для гидравлической связи между водоносными зонами и их от­крытости для атмосферного питания. Наиболее крупные скопления пресных напорных вод формируются у подножия склонов гор и в долинах. Разгрузка этих вод происходит в виде крупных источников с дебитом в сотни литров в секунду. Состав вод гидрокарбонатный кальциевый. В Закавказье, на Сихотэ-Алине и на Камчатке такие районы играют важную роль в водоснабжении.

С глубиной степень обводненности вулканогенных пород обычно уменьшается. Исключение представляют только зоны тек­тонических нарушений. В областях современного вулканизма такие зоны имеют значительные мощности (сотни метров) и протяжен­ность (до 2-15 км). Так, в Паужетской вулканотектонической де­прессии (Камчатка) выделяется несколько кольцевых зон дробления. Если зоны дробления совпадают с очагом теплового питания (со­временным вулканическим аппаратом), на этих участках формиру­ются мощные гидротермальные системы. Глубина циркуляции гид­ротерм достигает нескольких километров.

Сходные с указанными гидротермальные системы формиру­ются в Узон-Гейзерной, Больше-Банной, Мутновской и других вул­канотектонических депрессиях (Камчатка). На Мутновском место­рождении гидротерм [13], например, вскрыты три продуктивные зоны на глубине 250-600, 900-1100 и около 1500 м. Температура те­плоносителя 240-270 °С. Воды сульфатно-хлоридно-натриевого со­става имеют минерализацию до 1,5 г/л и содержат много (до 1 г/л) кремнекислоты. В областях активного вулканизма наблюдается большое разнообразие химических типов гидротерм [19]. Так, в рай­онах проявления фумарольной и сольфатарной деятельности фор­мируются сильнокислые сероводородно-углекислые термы. В риф- товых зонах на участках развития соленосных отложений и прояв­ления современного вулканизма (Восточно-Африканский рифт) формируются необычные метановые парогидротермы с минерализа­цией более 250 г/л и повышенным содержанием металлов.

На морском побережье гидротермальные системы часто пи­таются водами морского генезиса. Они имеют хлоридный натриево­кальциевый состав и минерализацию до 35 г/л. Вблизи активных

вулканических очагов образуются азотно-углекислые и углекислые слабоминерализованные парогидротермы (200-350 °С) различного состава. В районах затухающей вулканической деятельности рас­пространены углекислые гидротермы (до 75 °С) различного состава с минерализацией до 10 г/л.

Таким образом, в районах развития молодых вулканогенов можно получать разнообразные типы подземных вод. Их количество позволяет решать задачи крупного водоснабжения за счет пресных вод (например, г. Советская Гавань), организации лечения (углекис­лые и термальные воды), строительства ГеоЭС. Общая мощность ГеоЭС в мире в 2004 г. составляла 9960 МВт. Для осуществления их работы из недр отбирается 36 тыс. кг/с горячего пара с температурой более 200 °С. На Камчатке в настоящее время работают Мутновская и Паужетская ГеоЭС, которые обеспечивают 37% потребности в электроэнергии этого полуострова [13].

Напорные трещинно-жильные воды. Распространенные в породах складчатого фундамента эти воды по характеру и фор­мам пустотности водовмещающих пород группируются следую­щим образом:

• залегающие на глубине до 50-150 м в зоне выветривания;

• в распространенных практически повсеместно зонах ре­гиональной тектонической и литогенетаческой трещиноватости;

• в локально проявляющихся зонах тектонических наруше­ний и карстовой пустотности.

В зоне выветривания напорные воды образуются под чехлом вулканогенно-осадочных пород в основании артезианских и вулка­ногенных бассейнов, а также в районах развития многолетней мерз­лоты глинистых почвенно-покровных и элювиально-делювиальных отложений. Обводненность пород зоны выветривания невелика; де­бит скважин обычно не выше 1 л/с, чаще всего 0,1-0,5 л/с. На участ­ках водно-атмосферного питания распространены обычно пресные воды. В районах аридного климата (Казахский мелкосопочник, Юж­ный Урал и др.) часто встречаются соленые воды. В пределах арте­зианских и вулканогенных бассейнов воды зоны выветривания име­ют тот же химический облик, что и воды нижнего этажа вулкано­генно-осадочного чехла. На периферии этих структур преобладают

пресные воды, а в областях наиболее глубокого погружения - соле­ные воды, а иногда и рассолы.

Глубже зоны выветривания проявляется как региональная, так и локальная трещиноватость. Региональная трещиноватость свя­зана с образованием слоистых текстур, трещин напластования и контактов в осадочных породах, контракционных трещин и трещин отдельности в магматических породах, а также различного типа трещин, сопровождающих формирование структур. Не вдаваясь в подробности описания региональной трещиноватости, отметим сле­дующие ее особенности:

• трещиноватость затухает с глубиной, и потому водоприто- ки в интервале 500-800 м примерно на порядок меньше, чем в ин­тервале 100-300 м; глубже 1 км часто вскрываются сухие интервалы;

• на значительных глубинах вскрываются зоны «вторич­ной» трещиноватости, связанные с образованием минералов более прочной упаковки при метаморфизме пород, или зоны региональ­ного разуплотнения. Например, Кольская сверхглубокая скважина вскрыла такие зоны в интервалах 300-620, 1050-1840, 2300-2870, 4500-9000 м и глубже (рис.42);

• с глубиной расстояние между отдельными трещинами уве­личивается, их раскрытость уменьшается и водопроводящими оста­ются только вертикальные трещины.

Степень обводненности пород с региональной трещиновато­стью невелика. Дебит скважин достигает наибольших значений (до 1-1,5 л/с) в верхней части разреза. На глубине более 1 км производи­тельность скважин не превышает 0,01-0,001 л/с при понижении уровня на десятки-сотни метров.

С глубиной минерализация вод, как правило, растет. Если в верхних интервалах встречаются пресные воды, то на глубине более 1 км преобладают соленые. На Балтийском, Украинском, Канадском и других древних щитах вскрываются рассолы хло- ридного кальциево-натриевого состава. Рассолы обнаружены также и в других складчатых областях: Кавказской, Уральской, Казахской и др. Их происхождение во многих случаях является проблематичным и связывается с внедрением рассолов солерод­ных бассейнов из близлежащих впадин, влиянием метаморфоген-

фогенных процессов и другими явлениями. Чем глубже проявля­ется региональная трещиноватость пород, тем затруднительнее связь находящихся в них вод с поверхностью Земли и больше продолжительность их нахождения в породах. На глубине 5-10 км и более возраст вод может достигать миллионов лет. Это означа­ет, что такие воды могли участвовать в гидротермальных и мета­морфических процессах, происходивших много лет назад и, воз­можно, представляют собой «отработанные» растворы.

Напорные локально-трещинные воды формируются в зонах тектонических нарушений и карстования пород. Среди тектонических нарушений наиболее обводнены молодые разломы, обновлявшиеся в неоген-четвертичное время и имеющие наибольшую открытость, про- тяженность и глубину. В районах тектономагматической активизации и альпийской складчатости к таким разломам приурочены проявления и месторождения пресных, термальных и минеральных вод. Особенно интенсивная обводненность наблюдается в областях континенталь- ных рифтов Байкальского (рис.43) и Восточно-Африканского. В неко- торых районах (Забайкалье) обводненные тектонические зоны вы- держаны на большие расстояния (десятки - сотни километров при ширине 3-5 км и более). Это дало основание некоторым исследовате- лям (Н.С. Богомолов, В.М. Степанов) выделять их в самостоятельные гидрогеологические структуры. Можно оспорить такое предложение, но, так или иначе, в зонах тектонических нарушений дебиты скважин и источников в 5-10 раз превышают таковые в зоне выветривания. Из этого следует, что зоны тектонических нарушений содержат значи- тельные ресурсы подземных вод.

•l-'l +

+

ЕЭ» --2—з —4

ня вод соответствуют положению наивысшего подъема и наинизше- го спада карстовых вод. Эта зона также обводнена временно. Зона нисходящего движения карстовых вод образуется под влиянием ме­стной гидрографической сети. В зоне глубинной циркуляции кар­стовые воды направлены в сторону более глубоко расположенных базисов дренирования (долины рек, котловины озер и морей); а их скорость заметно снижается.

Напорные трещинно-карстовые воды приурочены к пони­женным элементам рельефа - межгорным впадинам и долинам. Кар­стовые пустоты чаще всего гидравлически друг с другом не связаны, и потому карстовый бассейн представляет собой систему разобщен­ных потоков трещинно-карстовых вод. Обводненность карстовых пород обычно значительна, в них обнаруживаются крупные место­рождения пресных подземных вод и многодебитные источники.

Промороженные гидрогеологические массивы относятся к особому типу структур - криологическим массивам. Мощность мерзлоты может достигать в них сотен метров, а в Анабарском массиве - 1500 м. Следует различать гидрогеологические массивы прерывистого и сплошного промерзания. В первом из них питание подмерзлотных вод (трещинно-жильных и карстовых) происходит преимущественно в теплый период года через сквозные талики речных долин. Уровень вод находится ниже уреза воды в реке, он резко падает в зимний период и восстанавливается летом. Более стабилен режим восходящих вод глубинных разломов, по которым поднимаются минеральные (углекислые) и термальные воды. В большинстве гидрогеологических массивов с прерывистой мерзло­той подмерзлотные воды слабоминерализованы (до 1-2 г/л) и име­ют гидрокарбонатный натриевый состав. В районах сплошного и особенно глубокого промерзания могут быть встречены только трещинно-жильные воды зон тектонических нарушений. Их уро­вень устанавливается на большой глубине. Они обладают относи­тельно стабильным режимом, разнообразным составом (часто со­леные, хлоридные натриевые), иногда отрицательной температу­рой, т.е. являются криопегами.

Породы гранитного слоя (граниты, гнейсы, кристаллические сланцы) выходят на поверхность в древних щитах (Балтийский, Ук­

раинский и др.) и в ядрах многих складчатых областей. Обводнен­ность пород в верхней части разреза аналогична обводненности зон выветривания, зон региональной и локальной трещиноватости. На плитах платформ и в большинстве районов складчатых областей гранитный слой опущен на глубину 5-20 км. Так как мощность слоя достигает 30-35 км, его породы испытывают влияние высоких тем­ператур и давлений. Количество свободных вод в гранитном слое весьма невелико и, по-видимому, не превышает 1 %. Следует отме­тить присутствие в породах этого слоя газово-жидких включений. Нередко эта законсервированная вода содержит очень высокие кон­центрации хлоридов и имеет минерализацию до 300 г/л. Они, по- видимому, представляют собой следы растворов, сопровождавших процессы гранитизации и метаморфизма пород.

Породы базальтового слоя залегают под гранитным на глу­бине 8-35 км и более. Термодинамическая обстановка в этом интер­вале глубин (см. гл.З), обусловливает дальнейшее уменьшение со­держания воды и ее структурированности (растет роль мономерной воды, лишенной водородных связей и диссоциированной на ионы водорода и гцдроксилы); здесь растет, с одной стороны, пассивность воды к взаимодействию с вмещающей средой, а с другой - ее ми­грационная способность. Все это создает весьма сложную картину распределения и поведения воды в базальтовом слое.

Сколько-нибудь заметное перемещение вод в основании земной коры происходит, как правило, в зонах разломов, прони­кающих с поверхности Земли. Глубина проникновения разлома фиксируется по геофизическим данным и в какой-то мере коррели- руется с протяженностью тектонических нарушений. Так, отноше­ние глубины разломов к их длине составляет 0,35-0,17 при длине 300-600 км и 0,07 при длине 1000-1700 км. Максимальные значения глубины нижних кромок разломов, по данным Н.А. Шило и Ю.Я. Ва- щилова (1979), на северо-востоке России достигают 100-160 км, в При­байкалье не превышает 35-40 км.

В глубинных зонах разрывных нарушений происходят необ­ратимые нарушения термодинамического режима. Увеличение глу­бины проводит к усилению притока тепла, к внедрению в зоны их влияния флюидов мантийного и метаморфогенного происхождения

(водно-углекислой и водородно-углеводородной специализаций), плавлению и дифференциации пород в зоне разлома. Из сказанного следует, что в базальтовом слое воды распространены локально, приурочены преимущественно к зонам тектонических нарушений, находятся в основном в газообразном состоянии и имеют метамор- фогенное и магматогенное происхождение.

Наибольшее практическое значение среди напорных тре­щинно-жильных вод имеют воды, залегающие до глубины 1-3 км, где встречены пресные, минеральные, соленые, термальные воды и рассолы. Они широко используются для водо- и теплоснабжения, а также лечебных целей.

Особенности напорных трещинно-жильных вод, залегающих глубже 5-10 км, изучены пока недостаточно. Их роль в геологиче­ских процессах трудно переоценить, поскольку они являются наи­более химически активным и подвижным компонентом подземной гидросферы. Эти воды непосредственно участвуют в переносе и на­коплении рудных и других веществ, в формировании различных ти­пов термальных и минеральных вод.

3. Подземные воды дна мирового океана

Зона аэрации. Среди океанических и морских просторов она сохранилась только на островах. Территориально их доля в Миро­вом океане весьма не велика. Вместе с тем некоторые из них пред­ставляют собой микроконтиненты (Гренландия, Куба, Мадагаскар, Цейлон, Ява, Сахалин и др.) с разнообразной гидрогеологией. Все типы гидрогеологических структур материков встречены и на ост­ровах (артезианские бассейны, гидрогеологические массивы, вулка­ногенные бассейны, бассейны карстовых вод и др.). Исключение представляют лишь бассейны вод коралловых рифов, которые обна­ружены только на островах. Специфическая гидрогеологическая об­становка создается в районах проявления современного вулканизма (островные дуги) и рифтогенеза (Исландия).

Хотя в гидрогеологии островов и материков много общего, в островной гидрогеологии остается много нерешенных и сложных проблем. Например, ландшафтно-климатическая зональность на ост-

171

ровах и материках существенно неодинакова. На материках с удале­нием от моря количество осадков обычно значительно уменьшается, на островах практически везде господствует морской климат. С уменьшением размера островов растет доля территорий, подвержен­ных воздействию интрузий соленых морских вод. В этих условиях весьма важное значение приобретает изучение линз пресных вод, плавающих на соленых морских (см. раздел 4.2). Поэтому формиро­вание ресурсов, химических особенностей, баланса и режима под­земных вод на островах во многом зависит от условий поступления атмосферных и морских вод на их территорию. В зоне аэрации ост­ровов выделяются те же типы подземных вод, что и на материках: почвенные воды в верхней части, верховодка или горная верховодка в промежуточном поясе и воды капиллярной каймы в нижней части. Особенности этих типов подземных вод на островах аналогичны таковым на материках. Отметим только, что водный, химический и тепловой режим подземных вод зоны аэрации в значительной степе­ни определяется воздействием моря или океана.

Зона насыщения. Гидрогеологические структуры островов и примыкающего к ним дна океана особых различий не имеют и поэтому рассматриваются совместно. На окраинах Мирового океа­на выделяется обширный пояс взаимоперехода суша - океан. Этот пояс, по существу, представляет собой опустившиеся ниже уровня океана окраины континентов и состоит из субмаринных артезиан­ских бассейнов, гидрогеологических массивов и вулканогенных бассейнов, переработанных в той или иной степени водами морей, их покрывающих. Наряду с этими структурами наблюдаются суб­маринные бассейны глубоких котловин, сходные с субокеанскими бассейнами, а также островные дуги с примыкающими к ним со стороны океана субокеаническими бассейнами желобов. Остров­ные дуги состоят из малых артезианских бассейнов и гидрогеоло­гических массивов, перекрытых вулканогенными бассейнами. Су- бокеанические бассейны желобов ограничивают пояс перехода су­ша - океан там, где окраины континентов активны, например на западе Тихого океана. Там же, где пояс перехода «пассивен», он ограничен уступом континентального склона, например на севере Европы и Азии.

скрытых под водами океанов, а местами и островных, и, наконец, многочисленных разломов, продольных и поперечных. Стабильные гидрогеологические области слагаются субокеаническими бассейна­ми котловин, составляющих их основу, субокеаническими гидрогео­логическими массивами, обычно отделяющими один бассейн от дру­гого, групповыми и одиночными вулканогенными бассейнами, распо­ложенными на периферии субокеанических бассейнов или в их пре­делах, близширотными и реже субмеридиональными разломами.

Соотношение различных типов структур на дне океана показа­но на примере Тихого океана (рис.46). Подвижные гидрогеологические области образуют узкие полосы общей протяженностью 60 тыс. км. Они разделяют дно океана на обширные стабильные области, в кото­рых главную роль играют субокеанические бассейны котловин.

Подвижные области являются вместилищем трещинных вод субокеанических гидрогеологических массивов и лавовых вод вулка­ногенных бассейнов, субаквальных и реже островных, подчиненное значение имеют иловые воды рифтовых бассейнов и склонов гидро­геологических структур, приуроченные к рыхлым осадкам, покры­вающим эти области чехлом небольшой мощности. Наконец, важное значение в гидрогеологии подвижных областей имеют трещинные воды многочисленных разломов, продольных и поперечных.

Подземные воды подвижных областей по составу и минера­лизации близки к океаническим. Пресные воды атмосферного пита­ния играют на островах вулканического и кораллового происхожде­ния второстепенную роль.

Как было показано ранее, наиболее активное взаимодействие океанических вод и пород происходило в зонах крупных разломов рифтовых структур, где воды проникали на глубину в несколько кило­метров. Масштабы поглощения вод в рифтовых зонах весьма значи­тельны. Состав глубинных вод, прошедших химическую обработку в породах океанического дна, существенно изменяется. Так, в горячих водах, вытекающих на дне Калифорнийского залива, содержание желе­за, цинка, меди, никеля и других металлов на несколько порядков вы­ше, чем в морской воде. В жерлах источников отлагаются ангидрит, пирит и другие минералы. Вблизи выходов терм обнаружены залежи сульфидных руд. В процессе циркуляции в рифтовых зонах и с ростом

температуры океанические воды теряют магний, сульфаты, гидрокар­бонаты, обогащаются сероводородом, углекислотой, кремнеземом, раз­личными микрокомпонентами.

Разгрузка терм в районе Восточно-Тихоокеанского поднятия (подвижная гидрогеологическая область) происходит на участках жерловых полей. Среди гидротерм, изливающихся через жерла, имеющие высоту 20 м и более, различают следующие:

• чистые и слегка беловатые гидротермы с температурой в несколько десятков градусов Цельсия и скоростью истечения не­сколько сантиметров в секунду (на участках их выходов активного сульфидообразования не наблюдается);

• белые «курильщики» с температурой 100-350 °С и такой же скоростью истечения (на участках их выхода отлагаются барит, кремнезем);

• черные «курильщики» (рис.47) с температурой более 350 °С и скоростью истечения 1-5 м/с. В этих водах ³Не в 53 раза больше, чем в морской воде. В них также обнаружены кремнекисло- та, сероводород, железо, медь, цинк и другие металлы. По степени минерализации и составу эти воды сильно отличаются от воды океа­на и иловых вод его дна.

Над одним из термальных источников Восточно-Тихоокеан­ской области А.П. Лисицин обнаружил «облако» воды, обогащенное взвесями железа и марганца. Поровые воды в этом районе обогаще­ны не только железом и марганцем, но и цинком, и бором. Изучение изотопов газов, включая и изотопы гелия, позволяет предположить возможность участия вод глубинного происхождения.

Высокотемпературные металлоносные воды участвуют в различных гидротермальных преобразованиях пород, в том числе и в их серпентинизации (см. гл.З). Указанная направленность гидро­химических процессов и широкая масштабность их проявления в подвижных гидрогеологических областях были характерны и для прошедших геологических эпох.

Стабильные гидрогеологические области характеризуются трехслойным строением субокеанических бассейнов котловин. Верхний слой рыхлых осадков содержит иловые воды, близкие по составу к океанической воде. На отдельных участках областей хи­мический состав иловых вод существенно изменяется под воздейст­вием органического вещества осадков, континентальных вод и крио­генеза. Часто наблюдается активность процессов сульфатредукции, катионного обмена, вторичного минералообразования [22]. С глуби­ной осадки уплотняются, и их состав зависит от состава иловых вод. Мощность верхнего слоя колеблется в широких пределах: от немно­гих десятков метров до 1 км, редко более. Под верхним слоем зале­гает средний слой, представленный консолидированными осадоч­ными породами разного состава, переслаивающимися с вулканита­ми; для среднего слоя типичны трещинно-пластовые воды. Мощ­ность слоя до 1 км, иногда и более. В ряде случаев средний слой выклинивается. Верхний и средний слои составляют «чехол» ста­бильных гидрогеологических областей, который залегает на «фун­даменте» - нижнем слое, представленном базальтами и другими ос­новными породами. Для него характерны трещинные воды. Весьма значительные мощности «чехла» присущи субокеаническим бассей­нам желобов, особенно их дну и склонам, примыкающим к остров­ным дугам.

Состав поровых вод осадков глубоководных внутренних об­ластей океана отличается от состава вод океанических, причем из­

менения нарастают от небольших в глубоководных красных глинах, заметных в кремнистых осадках и до наибольших в карбонатных осадках. В иловых водах карбонатных осадков увеличено содержа­ние кальция и стронция и снижено содержание магния, заметно по­вышение солености и концентрации хлоридов. Однако все эти изме­нения, наблюдаемые в иловых водах карбонатных и других осадков внутренних областей океана, не меняют типа воды, который остает­ся океаническим - морским. Это постоянство типа состава является специфической особенностью подземных вод дна океана.

Дно Мирового океана только начинает осваиваться. Получе­ны первые данные о химии подземных вод рыхлых осадков, термо­проявлениях в рифтовых зонах и т.д. Интерес к гидрогеологии дна океанов растет, а это означает, что недалеко то время, когда начнет­ся практическое освоение подземных вод океанического дна [10].

Задание для самопроверки

1. Какие характеристики используются для описания гидро­геологического стратона?

2. Какие типы скоплений подземных вод различают в зави­симости от характера и вида пустотности горных пород?

3. Какие формы гидрогеологических тел характерны для оса­дочных, интрузивных и метаморфических пород и вулканогенов?

4. Какие показатели используются для описания гидрогеоло­гических тел?

5. Какие водоносные свойства пород используются для их разделения на водоносные и водоупорные?

6. Как установить наличие или отсутствие гидравлической связи между водоносными стратонами?

7. Каковы главные причины образования трещин в магмати­ческих породах?

8. Что такое водоносный горизонт и водоносная зона? Како­вы их особенности?

9. В чем состоит различие напорных и безнапорных вод и ка­ковы условия их образования?

10. Какие гидрогеологические структуры относятся к рай­онам первого порядка?

11. Каков гидрогеологический разрез платформенных облас­тей Мирового океана? Как называются гидрогеологические структу­ры, которые к ним приурочены?

12. Какова роль срединных океанических хребтов в геологи­ческой и гидрогеологической жизни дна океанов?

13. В чем заключается тектоническая активность срединно­океанических хребтов?

14. В чем сопоставимы и не сопоставимы гидрогеологиче­ские районы первого порядка континентов и дна Мирового океана?

15. В каких условиях происходит накопление солей в почвах и почвенных водах?

16. Что такое надмерзлотные воды и как они образуются?

17. Что такое верховодка, как она образуется, каковы ее признаки?

18. Дайте определение грунтовых вод и сформулируйте их основные признаки.

19. Как влияет рельеф на свойства и поведение грунтовых вод?

20. Какие практические задачи можно решать с помощью карты гидрозогипс? Нарисуйте схему питания реки грунтовыми во­дами и схему питания грунтовых вод водами реки.

21. В чем проявляется широтная зональность грунтовых вод?

22. Какие типы грунтовых вод имеют наибольшее значение для водоснабжения?

23. Что такое криопеги и в каких условиях они образуются?

24. Каковы особенности и различия инфильтрационного и литогенного режимов подземных вод?

25. Что такое артезианский бассейн? Определите его основные особенности и приведите пример какого-либо артезианского бассейна.

26. Как с глубиной изменяется состав газа в подземных во­дах, как глубоко кислород проникает в подземные воды и как это сказывается на геохимической обстановке?

27. Какие задачи можно решить, используя карту пьезоизо­гипс? Можно ли с помощью этой карты определить место, где про­исходит самоизлив скважин?

28. Какие признаки положены в основу выделения гидрогео- динамических зон? Как проводится граница между этими зонами в артезианских бассейнах?

29. Какие гидрогеохимические зоны выделяются в артезиан­ских бассейнах? Как с глубиной изменяется химический состав под­земных вод?

30. Каково практическое значение артезианских вод? Приве­дите примеры.

31. Как изменяется характер и степень водоносности вулка­ногенных пород в процессе литогенеза?

32. Какие типы минеральных вод образуются в областях со­временного вулканизма?

33. Каковы причины образования рассолов в древних кри­сталлических щитах?

34. Что собой представляют в гидрогеологическом отноше­нии бассейны коралловых рифов? В чем их практическое значение?

35. Каково происхождение и каковы различия между черны­ми и белыми «курильщиками»?

Глава 5. Физические формы массопереноса в системе вода - порода

* Напомним, что Карст - одна из областей на Балканах, где наблюдается широкое развитие пустот и полостей, образовавшихся в результате выщелачивания и растворения пород (известняков, доломитов, солей, гипсов и др.). С этим названи­ем связаны термины закарстованные породы, т.е. породы, содержащие такого рода пустоты, и карстовые воды, т.е. воды, находящиеся в таких породах.

По своим размерам поры и трещины могут быть подразделе­ны на три группы:

• сверхкапиллярные (поры размером более 0,5 мм, трещины шириной более 0,254 мм);

• капиллярные (поры 0,5-0,002 мм, трещины 0,254-0,0001 мм);

• субкапиллярные (поры менее 0,002 мм, трещины менее 0,0001 мм).

Классификация пустот по размеру весьма полезна для оцен­ки условий движения подземных флюидов в горных породах. По сверхкапиллярным порам и трещинам обычно происходит свобод­ное движение воды, нефти и газа; по капиллярным - только при зна­чительном участии капиллярных сил. Породы с субкапиллярными порами и трещинами в обычных условиях практически непроницае­мы для жидкостей и газов (заметим, что при высоких температуре и давлении по этим порам возможно интенсивное движение воды).

Важно подчеркнуть, что подземные воды движутся не по всем порам, а лишь по связанным друг с другом достаточно крупным (сверхкапиллярным и капиллярным порам). Сообщающиеся между собой поры образуют связанное пространство, в котором осуществля­ется гравитационное движение подземных вод. Связанное поровое пространство характеризуется так называемой активной пористостью

n,= VJV,

где V_a - объем связанных пор, в котором возможно гравитационное движение подземных вод.

Очевидно, что п_а<п. В галечниках, грубозернистых песках п_а^п; это означает, что в этих породах поры практически полностью связаны между собой.

Перейдем теперь к рассмотрению второго элемента системы вода - порода, а именно к подземным водам. Как уже указывалось в гл.З, горные породы вмещают разнообразные виды воды: пар, физи­чески связанную, свободную, лед, химически связанную, воду в над­критическом состоянии. Каждый из перечисленных видов воды об­ладает специфическими возможностями к передвижению, которые определяют особенности их движения в подземной гидросфере.

Основным объектом изучения гидрогеологов являются ка­пельно-жидкие (гравитационные) воды. Движение капельно-жидких вод подчинено (см. гл.4), действию гравитационных и компрессион­ных сил. Поэтому движение подземных вод может идти в любом направлении: вниз, вверх, через пласты в соответствии с направле­нием передачи энергии в сторону падения напоров. В верхней части разреза ведущая роль принадлежит гравитационным силам (рис.49) и соответственно нисходящему движению вод. С глубиной растет роль компрессионных сил и ведущим становится восходящее дви­жение подземных вод (см. рис.37).

Re = pv/i/ц,

Коэффициент гравитационной водоотдачи показывает, какое количество подземных вод может быть получено с единицы объема осушенной горной породы. Предельное значение коэффициента гра­витационной водоотдачи

Породы

Тонкозернистые пески и супеси Мелкозернистые и глинистые пески Среднезернистые пески Крупнозернистые и гравелистые пески Песчаники на глинистом цементе Бурые угли

Известняки трещиноватые

5.2. Фильтрация подземных вод

где Q - расход фильтрационного потока; ш - площадь, через ко- торую происходит фильтрация; dH/dl - гидравлический гра- диент в направлении /; К - коэффициент фильтрации.

Как видно из форму- лы (3), закон Дарси указывает на линейную зависимость рас- хода фильтрационного потока от гидравлического градиента. Параметром этой линейной за- висимости является коэффици- ент фильтрации, который зави- сит как от свойств горной поро- ды, так и от свойств фильтрую- щейся жидкости. Физически коэффициент фильтрации отра- жает работу сил трения при движении жидкости в пористой среде (т.е. сил внутреннего тре- ния жидкости о стенки мине- рального скелета).

При рассмотрении процессов фильтрации жидкостей с раз­личными свойствами вводится понятие о коэффициенте прони­цаемости к, который связан с коэффициентом фильтрации соот­ношением

k = Kr]l(pg),

где г) - коэффициент динамической вязкости, Па/с.

Размерность коэффициента проницаемости к [сантиметр в квадрате]. В гидрогеологии более употребительной единицей проницаемости является дарси, причем 1 Д= 1,02 ■ 10^бсм² = = 1,02 • 10^,2м². Эта единица соответствует такой проницаемости, при которой через сечение горной породы площадью КГ⁴ м² объем­

191

* Для движения пресных вод при 20 °С.

называют проницаемость гор- ной породы для определенной фазы в присутствии других флюидов многофазной смеси.

Относительная проницае- мость характеризуется отно- шением фазовой проницаемо- сти к абсолютной и выража- ется безразмерным числом, которое всегда меньше еди- ницы (рис.52). На рис.52 при- ведена связь относительной

проницаемости песка для нефти и воды в зависимости от насыщен- ного порового пространства водой. На рис.52 хорошо видно, что ес- ли водонасыщенность песка 80 %, относительная проницаемость для нефти практически равна нулю. Это означает, что если мы попыта- емся вытеснить нефть водой, то остаточная нефтенасыщенность со- ставит не менее 20 %. Нефть в таком случае будет прочно удержи- ваться в породе капиллярными и молекулярными силами.

Если в законе Дарси (3) разделить фильтрационный расход на площадь фильтрации, то получится величина, называемая скоро­стью фильтрации. Закон Дарси в скоростном выражении имеет вид

v- — = -Kdhldl, со

где v - скорость фильтрации.

Скорость фильтрации является фиктивной величиной, по­скольку при ее определении рассматривается вся площадь фильтра­ции, в том числе и площадь, занятая минеральными частицами горной породы. Таким образом, под скоростью фильтрации понимают ско­рость фиктивного потока, заполняющего пространство целиком.

Среднюю скорость течения жидкости в отдельных порах ха­рактеризует так называемая действительная скорость потока, кото­рая связана со скоростью фильтрации отношением

v_fl = v/«_a. (4)

Закон Дарси справедлив для относительно небольших скоро­стей фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нару­шается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока.

При движении жидкости в пористой среде число Рейнольдса может быть вычислено по формуле Павловского

_Re = !

0,75и + 0,23 Г| ’

где d — действующий* диаметр частиц.

В этом случае критическое число Рейнольдса Re*,, =; 1-9. В реальных условиях почти всегда числа Рейнольдса оказываются меньше Re^, за исключением, может быть, участков, непосредст­венно прилегающих к стенке водозаборного сооружения.

Число Рейнольдса для трещиноватых пород принято оцени­вать по формуле Щелкачева

Re = (1 Ovp / Г| ){4к / и^2,3),

при этом Re^ =: 1-И2.

Для трещин достаточно большого раскрытия требование ла- минарности режима может не выполняться. При отклонении под­земного потока от ламинарного режима закономерности фильтрации могут быть описаны так называемой двучленной формулой

I = av + bv² или 7 = (v/A^)(l + av),

где I - гидравлический градиент; а и Ъ - константы; a - параметр нелинейности закона фильтрации, приближенно a = а_0У[к7г\; a₀-

параметр, зависящий от пористости и структуры порового простран­ства, для сравнительно однородных несцементированных пород а₀ = 0,09/(и² Vl-и) ■

Кроме верхней границы применимости закона Дарси (при относительно больших скоростях фильтрации) существует и ниж­няя граница справедливости этого закона (при малых скоростях фильтрации).

При фильтрации жидкости через очень тонкие капилляры (например, при фильтрации через глины) на ее движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения со сторо­ны минеральных частиц горной породы. Поэтому для фильтрации в глинистых породах характерно появление так называемого началь­ного градиента фильтрации, т.е. градиента, при превышении которо­го начинается движение жидкости в глинистой породе. Тогда закон фильтрации примет вид

v= 0 при dH/dl<I„; -K(dH/dl-I_H) при dH/dl>I_K,

где 1_Н - начальный градиент.

Заметим, что ограничения применимости закона Дарси носят относительно локальный характер по сравнению с диапазоном скоро­стей фильтрации, для которого закон справедлив.

3. КОНВЕКТИВНЫЙ ПЕРЕНОС

Под конвекцией (от лат. convectio - принесение, доставка) по­нимается тепло- и массоперенос движущимися потоками вещества.

Одним из примеров конвективного переноса является верти­кальное перемешивание в гравитационном поле подземных вод с разной плотностью, что может быть связано с различием их темпе­ратур либо с различием концентраций находящихся в растворе хи­мических компонентов. В первом случае конвективное перемешива­ние называется тепловым, во втором - концентрационным. В круп­ных порах и трещинах механизм конвективного перемешивания близок к процессу всплывания, в мелких порах на конвективное движение накладывается действие молекулярных сил, и оно может переходить в диффузионное перемещение.

Изучение концентрационного переноса разноплотностных жидкостей свидетельствует, что конвекция в основном происходит в

виде отдельных струй. При этом разноплотностные растворы в от­дельных струях ведут себя в значительной мере как несмешиваю- щиеся жидкости. Движение заканчивается, когда растворы распре­делятся строго по удельному весу.

Аналогичная картина наблюдается и при тепловой конвек­ции. Возникающие в этих условиях струи нагретой и более легкой жидкости прорываются через толщу более плотного и тяжелого раствора, стремясь занять более устойчивое положение в страти­фицированной по плотности системе, находящейся в поле силы тяжести.

Важное значение процессы конвективного переноса имеют при изучении миграции некоторых компонентов (включая теплоту) движущимся потоком подземных вод. Здесь перенос растворенных или коллоидных частиц происходит за счет гидравлического пере­носа частицами воды. Подобное перемещение осуществляется с не­которой средней скоростью, которая зависит от действительной ско­рости фильтрации [см. формулу (4)], а также от наличия или отсут­ствия процессов поглощения переносимых частиц минеральным скелетом горной породы.

Среди многообразных процессов поглощения следует, пре­жде всего, назвать сорбцию растворенных в воде солей твердой фазой горных пород. Сорбционные процессы характеризуются сорбционной емкостью, которая представляет собой предельное количество сорбируемого в данных условиях компонента в едини­це объема породы при определенной его концентрации в воде. При относительно небольшой концентрации компонента сорбционная емкость пропорциональна самой концентрации, т.е. N = C/ Р, где С - концентрация компонента; р - коэффициент распределения, в конкретной физико-химической обстановке р = const, для несор- бируемых компонентов р = оо.

Влияние сорбционных процессов сводится к тому, что кон­вективный перенос проходит со скоростью, меньшей действитель­ной скорости фильтрации. В наиболее простой постановке, когда миграцию подземных вод можно рассматривать по схеме поршнево­го вытеснения, предполагающей, что все частицы воды мигрируют с

одинаковой средней скоростью, а на границе раздела отсутствуют процессы рассеяния, скорость конвективного переноса

U_K=vln₃,

где v - скорость фильтрации подземных вод; п_ъ - эффективная по­ристость, п_э = п_а +1 / р.

Для несорбируемых компонентов эффективная пористость оказывается равной активной пористости, т.е. п₃ = п_а, и в этом слу­чае скорость конвективного переноса оказывается в точности равной действительной скорости фильтрации.

3. МОЛЕКУЛЯРНО-ДИФФУЗИОННЫЙ ПЕРЕНОС

Под молекулярной диффузией понимают процесс переноса вещества вследствие теплового движения молекул. Диффузия раз­вивается в направлении падения концентрации вещества и ведет к выравниванию распределения его по всему занимаемому объему. Диффузия происходит в газах, жидкостях и твердых телах, причем диффундировать могут как находящиеся в них частицы посторонних веществ, так и собственные частицы (самодиффузия).

Наиболее высока скорость диффузии в газах. Поэтому при рассмотрении движения подземных флюидов в парообразном со­стоянии этот процесс может рассматриваться как один из основных. Молекулярная диффузия подземного водяного пара приводит к до­вольно быстрому выравниванию его содержания в почвах и фунтах.

В жидкости в соответствии с характером теплового движе­ния молекулы диффундируют скачком из одного положения равно­весия в другое. Каждый скачок обусловлен сообщением молекуле энергии, достаточной для разрыва ее связей с соседними молекула­ми и перехода в окружение других молекул, т.е. в новое энергетиче­ски более выгодное положение. Количество диффундирующего ве­щества увеличивается с ростом температуры, что связано с «разрых­лением» структуры жидкости при нафеве и соответствующим уве­личением числа перескоков в единицу времени.

Экспериментально установлено, что процессы молекулярной диффузии в водонасыщенной пористой среде развиваются анало­гично процессам в свободной среде (т.е. в обычной жидкости). Диффузионный поток через поперечное сечение та может быть оп­ределен по закону Фика [30]

Q_a=-D„wdC/dl, (5)

где Q_a — диффузионный поток, выражаемый расходом, например, г/сут; D_M - коэффициент молекулярной диффузии; dC/dl - гради­ент концентраций в направлении /.

Для песчаных пород коэффициент молекулярной диффузии может быть определен по формуле

A = VhDl,

где х~ параметр, характеризующий извилистость пути движения частицы в пористой среде, для разнозернистых песков % = 0,5-Ю,7, для сцементированных песков % = 0,25-Ю,5; Z>° - коэффициент мо­лекулярной диффузии в свободной среде, Z>° =; 10⁴ м/сут [30].

В глинистых породах процессы диффузии несколько услож­няются. В частности, на диффундирующие частицы начинают за­метно влиять силы молекулярного притяжения со стороны мине­рального скелета. Возникает своеобразное торможение диффузион­ного процесса в пристенных слоях жидкости за счет уменьшения подвижности ионов в двойном электрическом слое и большей вязко­сти структурированных жидкостей пристенных слоев. В этом случае в расчет коэффициента молекулярной диффузии вводится попра­вочный коэффициент ф_м, тогда

А =ХФм«а^£)м-

По экспериментальным данным, коэффициент ф_м для бетони- товых глин равен 0,2, для моренных и лессовых суглинков - 0,4-0,5.

Закон Фика (5) справедлив для изотермических процессов и при независимой диффузии, когда диффузия одного компонента не

влияет на диффузию остальных компонентов. Независимая диффу­зия проявляется, например, в смесях, состоящих из двух веществ (воды и растворенного компонента) или содержащих избыток одно­го из компонентов, а также при одинаковых значениях коэффициен­тов диффузии для всех компонентов смеси. При невыполнении этих условий диффузия усложняется и становится неизотермической многокомпонентной.

Молекулярная диффузия возникает не только при наличии в среде градиента концентраций, но и под действием внешнего электрического поля (электродиффузия), при диффузии заряжен­ных частиц (например, растворенных в воде катионов и анионов). Действие поля силы тяжести или давления вызывает бародиффу­зию, а температурный градиент в неравномерно нагретой среде - термодиффузию.

Подчеркнем, что процессы молекулярной диффузии прояв­ляются повсеместно и играют важную роль во многих гидрогеоло­гических явлениях. Например, при градиентах напора, меньших на­чальных, можно говорить об отсутствии гидравлического переноса вещества (см. раздел 5.2), молекулярный же перенос частиц воды имеет место, хотя и протекает со значительно меньшими скоростя­ми, чем фильтрация.

Диффузионно-молекулярный перенос подземных вод может стать основным типом движения в глубоких зонах литосферы. В этих зонах проницаемость пород обычно крайне невысока, и потому фильтрационный поток может оказаться пренебрежимо малым по сравнению с диффузионным.

В заключение обратим внимание читателя на то, что в ней появилось много новых специальных терминов, которые будут ши­роко использоваться в последующем: фильтрация и миграция, водо­отдача, расход, гидравлический градиент, коэффициенты фильтра­ции и проницаемости, скорость фильтрации и действительная ско­рость движения подземных вод, молекулярная диффузия и др. Неко­торые из этих терминов используются широко и по-разному: например, расход воды (в реке), расход (производительность) сква­жины и колодца, расход потока. Термины иногда имеют и синони­мы. Например, применительно к источникам — выходам воды на по­

верхность - говорят не расход, а дебит источников (количество во­ды, вытекающее в единицу времени).

Очень важно освоить эту терминологию, так как на ее основе рождается язык гидрогеологии, т.е. язык, на котором общаются профессионалы-гидрогеологи. Последующие главы книги также бу­дут насыщены специальной терминологией, но особенность этой главы состоит в том, что рассмотренные термины характеризуют гидрогеологические параметры, используемые для разнообразных расчетов. Они применяются для определения притоков воды в сква­жину, колодец, горные выработки, для изучения взаимосвязи водо­носных горизонтов между собой и с поверхностными водотоками, для расчета запасов подземных вод, прогноза изменения режима подземных вод и т.п. На первом этапе знакомства с физическими формами массопереноса в системе вода - порода следует попробо­вать решить задачи, предлагаемые в учебных пособиях [8]. Это по­может понять физический смысл фильтрационных и миграционных задач, подготовит к будущей инженерной деятельности, поскольку гидрогеологу в своей практической работе приходится давать коли­чественные оценки гидродинамических процессов, будь то мелио­рация, шахтная гидрогеология, поиски и разведка подземных вод или что-то другое.

Изучение геофизических полей и массопереноса в системе вода — порода позволяет использовать в гидрогеологии математиче­ские методы (прежде всего, численное моделирование) для изучения гидрогеологических процессов, для прогнозирования поведения и развития сложных гидрогеологических, геофизических и геохими­ческих систем в тех или иных условиях.

Задание для самопроверки:

1. Какой показатель характеризует степень пустотности гор­ных пород?

2. Что такое коэффициент активной пористости?

3. Что такое коэффициент гравитационной водоотдачи гор­ных пород?

4. Каковы характерные значения коэффициентов гравитаци­онной водоотдачи для различных пород?

5. Напишите выражение для оценки максимально возможно­го значения коэффициента гравитационной водоотдачи.

6. Что такое коэффициент упругоемкости горных пород?

7. Каковы характерные значения коэффициента упруго­емкости?

8. В чем состоит различие между коэффициентами упруго­емкости и упругой водоотдачи?

9. Каков физический смысл коэффициента фильтрации?

10. Каково соотношение между коэффициентами фильтра­ции и проницаемости?

11. Что такое фазовая проницаемость?

12. Что такое скорость фильтрации?

13. Что такое действительная скорость движения подзем­ных вод?

14. Каковы верхняя и нижняя границы применимости за­кона Дарси?

15. Что такое начальный градиент фильтрации?

16. В чем заключаются особенности конвективного переноса?

17. Что такое сорбционная емкость?

18. Напишите выражение для скорости конвективного переноса.

19. Что такое молекулярная диффузия?

20. Напишите выражение для коэффициента молекулярной диффузии в пористой среде.

Глава 6. Химические формы переноса вещества в системе вода - порода

Примечания. 1. Сумма солей 35 г/кг, pH = 8,1.

2. В числителе - в граммах на килограмм, в знаменателе - в про­цент-эквивалентах.

204

205

206

Из табл.8 видно, что Мировой океан играет огромную роль в перераспределении и накоплении некоторых элементов. В оке­анской воде концентрация хлора на два порядка выше, чем в гор­ных породах, брома на порядок; близки к средним для пород кон­центрации натрия и магния. Вместе с тем многие элементы в силу низкой растворимости своих соединений в океане не накаплива­ются, и их кларки в океанской воде на много порядков ниже, чем в породах. В первую очередь, это относится к двум важным эле­ментам литосферы: кремнию и железу; содержание большинства металлов в океанской воде на несколько порядков ниже, чем в горных породах.

Рассмотрим в самом общем виде процессы перераспреде­ления вещества, которые происходят при круговоротах природ­ных вод. Важным звеном этих круговоротов всегда является оке­анская вода.

Климатический круговорот связан с процессами испарения океанской воды, атмосферного переноса пара, конденсации, взаимо­действия выпавших атмосферных осадков с горными породами, воз­вращения воды в океан с поверхностным и подземным стоком. В воздух попадают пары воды, почти лишенные солей, но в сконден­сированной атмосферной влаге растворяются газы воздуха, частично соли из поднятых ветром и испарившихся капель океанской воды, пыль, поднятая с континентов, вулканические дымы и дымы, обра­зующиеся в результате человеческой деятельности. Поэтому атмо­сферные осадки всегда содержат растворенные соли и газы, и их со-

став обусловлен местными условиями. Количество солей в надзем­ной гидросфере несоизмеримо меньше, чем в наземной, главной со­ставляющей которой является Мировой океан. При среднем объеме атмосферной влаги 13 тыс.км³ и средней минерализации атмосфер­ных осадков 34 мг/л общее количество солей в атмосферных водах достигает 44,2 ■ 10⁷ т (на восемь порядков меньше, чем в Мировом океане), но в общем солевом балансе природных вод это самая под­вижная составляющая, и ее значение в формировании химического состава речных, озерных вод и вод неглубоких водоносных горизон­тов гумидных областей огромно.

В климатический круговорот вовлекаются соли, сносимые с поверхности водосборов (склоновый сток), и соли, выносимые из горных пород зоны интенсивного водообмена, мощность которой определяется местными базисами дренирования. Солевой состав вод, участвующих в этих круговоротах, в первую очередь, определя­ется геологическими и гидрогеологическими условиями конкретных площадей. Самая характерная составляющая этого цикла - вынос карбонатных (часто до 20-30 т с 1 км² в год) солей, который и явля­ется главной характеристикой денудационных процессов на боль­ших территориях.

Геологический круговорот тесно связан как с участием оке­анской воды в глобальных геологических процессах, так и с вовле­чением в эти процессы магматогенных и возрожденных вод. В гео­логическом круговороте выделяют литогенетический, субдукцион- ный, или собственно геологический, и мантийный циклы (см. гл.З). Во время литогенетического цикла вода океана или отшнуровав- шихся от него лагун насыщает свежееобразовавшиеся илы. Затем она отжимается из них при литификации горных пород в водонос­ные коллекторы. Главной особенностью этих процессов является активное взаимодействие растворенных веществ седиментогенных вод с вмещающими их породами на всех стадиях литогенеза. Посте­пенно первичный состав океанской воды или продуктов ее упарива­ния настолько изменяется, что ее первичные признаки: преоблада­ние хлора над натрием, относительно высокое содержание магния и низкое кальция, характерные соотношения микрокомпонентов - почти исчезают.

Среди процессов, протекающих на первых стадиях формиро­вания осадочных пород, одним из наиболее распространенных явля­ется сульфатредукция. В отдельных впадинах морей и океанов с за­трудненным доступом растворенного кислорода создаются условия, способствующие жизнедеятельности сульфатвосстанавливающих бактерий. Активное взаимодействие сульфатов океанской воды и ор­ганического вещества в упрощенном виде можно выразить реакциями

S0²₄~ + 2Н₂0 + 2C_opr -> H₂S + 2HCOJ;

SO²' + 2Н⁺ + 2C_opr -> H₂S + 2СО_г.

Процессы эти продолжают развиваться и при дальнейшем погруже­нии осадков и захороненных в них седиментогенных вод, вплоть до температур 100-110 °С, что особенно характерно для нефтегазонос­ных районов.

Вторым процессом, который возможен уже на первых стади­ях формирования осадков, но активизируется при повышенных тем­пературах, является вторичная доломитизация карбонатных пород по реакции

2СаСО_э + Mg²⁺ -» Са, Mg[C0₃ \ + Са²⁺.

В результате этого процесса первичная океанская вода теряет часть магния, но обогащается кальцием. В зонах низкотемпературного ме­таморфизма (100-150 °С) процессы эти протекают особенно интен­сивно с образованием многочисленных оторочек вторичных доло­митов в зонах гидротермально измененных пород.

Для терригенных пород характерен процесс альбитизации плагиоклазов, одной из составляющих которого является вторичная каолинизация основных плагиоклазов, приводящая к выпадению в раствор кальция. Протекающие в условиях кислой среды, эти про­цессы приводят к нейтрализации растворов и часто сопровождаются выделением воды, что уменьшает общую минерализацию подзем­ных вод. При температуре более 300 °С эти процессы затухают. В самом общем виде процесс альбитизации плагиоклазов можно пред­ставить в виде

4CaAl₂Si₂O_g +2Na⁺ +4H₄Si0₄ + 6H⁺ -» 2NaAlSi₃O_g +

-» KAlSijOg + 3CaMgSi₂0₆ + 3C0₂ + H₂0;

ортоклаз

Субдукционный, или собственно геологический, цикл связан со схемой движения океанского дна, разработанной в теории плит. Материал мантии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных хребтов, взаимодействуя с океанской водой, образует серпентинизи- рованный перидотит. В самом общем виде этот процесс, протекаю­щий при температурах 300-400 °С, можно описать реакцией

2(Mg, Fe)₂ Si0₄ + 2H_zO + С0₂ ->

ОЛИВИИ

-> [Mg, FeJj (si₂O_s)(OH)₄ +[Mg, Fe]C0₃.

серпентин

Происходит как бы консервация морской воды в серпентинизирован- ном перидотите, а минерализация остаточного раствора при этом мо­жет вырасти до 50 r/л. На нисходящей ветви движения океанического дна в результате десерпентинизации пород вода возвращается в океан. Процессы эти протекают при высоких температурах, сопровождаются местными циклами круговорота элементов, участием мантийных ле­тучих компонентов и металлов. Важная особенность этих процессов заключается в том, что часть нагретой метаформизованной и обога­щенной новыми компонентами океанский воды может мигрировать обратно в океан в зонах разломов, возможно, близко от тех мест, где она поступала в перидотитовый слой. В результате в зонах срединных хребтов образуется большое количество гидротермальных полей, где наблюдаются выходы на поверхность гидротерм с температурой до 300-350 °С, из которых вблизи разломных зон осаждается комплекс карбонатных и силикатных гидротермальных отложений, обогащен­ных металлами. Каждый такой участок характеризуется своими спе­цифическими особенностями, определяемыми геологической обста­новкой. Так, например, в формировании известных термальных креп­ких рассолов впадин Красного моря участвуют современные морские воды, растворяющие соли миоценовых эвапоритовых формаций, а также седиментогенные и магматогенные воды. В зоне Восточно- Тихоокеанского поднятия к поверхности поступают нагретые мор­ские воды, обогащенные компонентами, по-видимому, глубинного происхождения. Содержание металлов в образовавшихся здесь осад­ках следующее, %: железо 13,9, медь 0,7, цинк 30,6, свинец 0,05, ко­

бальт 0,05, серебро 0,03 (П.А. Рона, 1986 г.). Французские исследова­тели (Р. Хекиниан, И. Фуке, Д. Биде) в том же районе на площади 20 х 0,6 км обнаружили 80 гидротермальных полей. Рудные массы, ими образованные, оцениваются в 30000 т, а продолжительность на­копления - до 100 лет.

Таким образом, геологический круговорот воды и в своем литогенетическом и в субдукционном цикле является мощным ме­ханизмом переноса вещества, сопровождающегося акгивным взаи­модействием воды с горными породами, вовлечением мантийного вещества в водные круговороты, а в отдельных случаях и формиро­ванием месторождений полезных ископаемых. Перемещение веще­ства с мантийными плюмами пока не изучено. Это задача ближай­шего будущего.

2. ИСТОЧНИКИ РАСТВОРЕННОГО ВЕЩЕСТВА В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ

В недрах Земли нет дистиллированной воды. Любая подзем­ная вода содержит растворенные соли, газы, органические вещества, коллоидные вещества. О количестве растворенных в воде веществ обычно судят по сухому остатку, образующемуся при выпаривании воды и выражающемуся в граммах (миллиграммах) на литр воды или в граммах (миллиграммах) на килограмм раствора. Часто использу­ются также процент (%) и промилле (%о); в англоязычной литературе широко распространена единица parts per million (ppm) - число частей вещества на миллион частей раствора. Соотношение единиц следую­щее: 1 г/кг = 1 %о = 0,1 %= 1000 мг/кг= 1000 ppm. Для перехода к объемным массовые единицы умножаются на плотность раствора. Сухому остатку соответствует расчетная характеристика - минерали­зация воды. Поскольку при упаривании воды примерно половина со­держащихся в ней гидрокарбонатных ионов улетучивается в виде уг­лекислого газа по реакции Са(нСО_э)₂ -»СаС0₃ + С0₂ +Н₂0, при подсчете минерализации из общей суммы растворенных твердых веществ вычитается половина концентрации иона HCOJ. Для ха­рактеристики концентрации растворенных в воде солей можно поль­

зоваться суммой ионов, которую часто называют соленостью воды. Сумма ионов (соленость) широко используется в гидрогеологиче­ской и океанографической литературе.

Количество растворенных в подземных водах веществ может изменяться в очень широких пределах, от нескольких миллиграммов на литр до максимально возможных (около 600 r/л), лимитируемых растворимостью хлористого кальция и хлористого магния. Раство­ренные вещества содержатся в подземных водах в форме простых и комплексных ионов, коллоидов и газов. Простые ионы преобладают в природных растворах при минерализации воды до 10-15 г/л; для этого диапазона минерализации допустимы расчеты активности в соответствии с теорией Дебая - Гюккеля; при более высоких кон­центрациях солей в воде появляются комплексные ионы. Так, по расчетам С.А. Брусиловского (1963), в морской воде, имеющей ми­нерализацию 35 г/кг, лишь 8,1 % сульфатов находится в форме про­стого иона SO ^, 60,2% приходится на ион MgSO®, 20,0% на

NaSO^ и 11,7 % на CaSO® . Вместе с тем часто состав соленых вод и рассолов условно представляют в форме простых ионов, что до­пустимо для общих построений.

По степени минерализации все природные воды делят на три группы. Воды с минерализацией до 1 г/кг называют пресными, от 1 до 35 г/кг солеными и свыше 35 r/кг рассолами. За граничные здесь приняты важные для науки и практики значения показателя: вода с минерализацией более 1 r/кг обычно не используется для питьевых целей, а 35 r/кг - минерализация основной массы природных вод, т.е. вод Мирового океана.

Охарактеризуем главные источники растворенных в подзем­ных водах веществ.

Атмосферные осадки. Так как они образуются из воды, ис­паряющейся с поверхности океанов, морей, озер и рек, то, естест­венно, содержание растворенных веществ в них невелико. Атмо­сферные осадки дают начало инфильтрационным и инфлюационным водам, составляющим основную часть вод зоны интенсивного водо­обмена, поэтому знание их химического состава как «исходной» во­ды очень важно для гидрогеолога. Зная состав и растворимость главных компонентов воздуха: азота, кислорода, аргона и углеки-

214

слого газа, - нетрудно подсчитать, что атмосферные воды, находя­щиеся вблизи поверхности Земли, содержат около 15-20 мг/л азота, 10-15 мг/л кислорода, 0,5 мг/л аргона и 1 мг/л углекислого газа.

Кроме того, в результате вулканических извержений, элек­трических разрядов в воздухе, человеческой деятельности атмосфе­ра часто содержит небольшие примеси сернистого газа, соляной и азотной кислот, аммиака, метана. Попадающие в воздух частицы солей и горных пород не просто растворяются атмосферной влагой, но вступают в сложные химические реакции с растворенными в ат­мосферной воде и свободными газами. Атмосфера всегда содержит мельчайшие минеральные частицы - аэрозоли, размер которых мо­жет изменяться от и • 1 (Г⁷ до и ■ 1(Г³ см. Количество аэрозолей и со­отношение частиц разных размеров зависит от рельефа и обнажен­ности земной поверхности, направления и силы ветра, температуры. В условиях насыщенного водяного пара аэрозоли становятся ядрами конденсации водяного пара, т.е. причиной образования облаков и туманов, выпадения дождя и снега. Но поскольку аэрозоли состоят из частиц солей и пород, в той или иной степени растворимых, они же являются источником солевого состава атмосферных вод.

Одна из главных причин появления в воздухе аэрозолей — ветровая эрозия земной поверхности. Хорошо известны соляные бу­ри на солончаках, характерные, например, для Приаральских и При­каспийских пустынь, поднимающие с поверхности земли сотни тонн соды, мирабилита, поваренной соли. Ярким примером ветровой эро­зии являются пыльные бури в песчаных или каменистых пустынях или на территориях развития лёссов, поднимающие в воздух сотни тонн тонкодисперсных алюмосиликатов, кремнезема, глинистых частиц. Однако и в более спокойных условиях ветровая эрозия гор­ных пород и почв всегда обогащает воздух высокодисперсными час­тицами самого различного состава, органическим веществом почв, остатками флоры и фауны.

Другой важный источник формирования аэрозолей - ветро­вой вынос солей с поверхности океанов, морей и соленых озер. Ме­ханизм этого процесса достаточно сложен и в упрощенном виде мо­жет быть представлен как отрыв капель воды и их испарение, после которого в воздухе остаются частички солей, часто уносимые вет­

ром на значительные расстояния. Наиболее ярко это явление про­слеживается в период летних муссонов на склонах Гималаев, уда­ленных на сотни километров от берегов Индийского океана.

Третьим источником поступления солей в атмосферу явля­ются вулканические извержения, выносящие в воздух громадные количества газов (сернистый газ, хлор), превращающие атмосфер­ные воды в слабые растворы кислот и выделяющие в воздух боль­шое количество тонкодисперсного материала, уносящегося на рас­стояния в сотни и даже тысячи километров.

Наконец, важным фактором формирования воздушного бас­сейна стала человеческая деятельность. Трубы заводов и фабрик вы­брасывают в атмосферу сернистый, углекислый и угарный газы, ам­миак, метан, оксиды азота. Подсчитано, что количество серы (глав­ным образом, в форме S0₂ ), выносимое в атмосферу ежегодно, со­ставляет 110 млн т. Образующиеся серная и сернистая кислоты приводят к снижению pH атмосферных осадков до 4,5 и ниже и вы­падению кислотных дождей. За последние 10 лет закислены 20 тыс. озер в Швеции и 50 тыс. озер в Канаде; в половине озер Норвегии погибла рыба. Не меньшее значение в общем балансе вещества в атмосфере имеет и углекислый газ, количество которого вследствие человеческой деятельности за последние 100 лет увеличилось на 0,003 %, т.е. на 10 % от его нормальной концентрации, причем ин­тенсивность его поступления постоянно растет. Исследования пока­зывают, что в первой половине XXI в. содержание углекислого газа в атмосфере по сравнению с доиндустриальной эпохой удвоится, что, как предполагают, может привести к повышению средней тем­пературы на Земле на 3 °С и вызвать глобальные изменения климата и водного режима на нашей планете. Повышение концентрации уг­лекислого газа сказывается и на химическом составе атмосферных осадков, увеличивая интенсивность разрушения карбонатных аэро­золей и содержание гидрокарбонатных солей в дождевой воде.

Обратимся теперь к данным по химическому составу воды атмосферных осадков. Наблюдения показывают, что уже облачная влага содержит некоторое количество растворенных солей. В ее анионном составе обычно преобладают сульфаты, а состав катионов пестрый (в примерно одинаковых количествах содержатся натрий,

калий, магний, кальций, аммоний); pH облачной воды обычно бли- зок к 5-5,5; суммарное содержание солей не превышает 5-10 мг/л, причем наблюдается тенденция к уменьшению минерализации снизу вверх. Выпадающие дожди (или снег) по мере своего движения к поверхности Земли растворяют соли, содержащиеся в аэрозолях, что увеличивает их минерализацию. Содержание растворенных веществ в атмосферных осадках падает от начала к концу дождя и с увеличе- нием количества выпадающих в единицу времени осадков, т.е. их интенсивности.

В результате сложных физических и физико-химических процессов в атмосфере среднее значение минерализации выпадаю- щих на поверхность Земли атмосферных осадков для отдельных пунктов обычно достигает 10-50 мг/л. Средние концентрации от- дельных ионов в атмосферных осадках европейской части террито- рии России по данным наблюдений, специально поставленных к Международному геофизическому году (более 4000 проб), следую- щие (в числителе - в миллиграммах на литр, в знаменателе - в про- цент-эквиваленте): SO^2- 5,80/52,9; СГ 1,42/17,4; HCOJ 3,48/24,9; NO3 0,71/4,8; NH; 0,69/20,4; Са²⁺ 1,09/29,1; Mg²⁺ 0,30/13,4; Na⁺

1,23/28,5; К⁺ 0,63/8,6. Показатель pH = 5,5, сумма ионов 16,9 мг/л.

Заметим, что значения концентраций главных компонентов ат- мосферных осадков в процент-эквивалентах ориентировочные, по-

скольку при столь малых концентра- циях ионов возникает невязка между суммой миллиграмм-эквивалентных концентраций анионов и катионов.

Для примера приведем распределение средних значений суммы ионов атмо- сферных осадков (рис.53), максималь- ных значений эта величина достигает в степных и пустынных районах.

Балансовые гидрогеохимиче- ские расчеты [21] показывают, что, несмотря на низкую минерализацию атмосферных осадков, приносимые

из атмосферы соли имеют большое значение в формировании хими­ческого состава подземных вод верхних водоносных горизонтов. Для многих водосборных площадей количество привносимых атмо­сферными осадками хлоридных и сульфатных солей оказывается достаточным для обеспечения их концентраций, наблюдаемых в грунтовых и поверхностных водах.

Горные породы. Если с атмосферными осадками раство­ренные вещества привносятся в поверхностные водоемы и водотоки и водоносные горизонты недр Земли извне, то горные породы обо­гащают подземные воды растворенным веществом при непосредст­венном контакте. Любая горная порода содержит в той или иной степени растворимые или подверженные химическому выветрива­нию минералы; в одних случаях главным в формировании химиче­ского состава природных вод является растворение и выщелачива­ние горных пород, в других оно затушевывается иными процессами, но всегда химический состав природных вод зависит от состава по­род, с которыми контактируют воды.

Естественно, что породы, которые лучше растворяются, наи­более заметно влияют на химический состав подземных вод. В пер­вую очередь, к ним относится каменная соль. При близком к по­верхности залегании каменная соль формирует ореолы соленых и рассольных хлоридных натриевых вод, в которых при появлении пропластков и линз калийно-магнезиальных солей повышаются со­держания калия и магния. Следует, однако, иметь в виду, что близ­кое к поверхности залегание хлоридных солей — явление достаточно редкое, поскольку соли эти растворяются инфильтрационными во­дами и быстро выносятся. Примером выхода на поверхность камен­ной соли являются издавна известные соляные купола Прикаспия или Кемпендяйский купол в бассейне р.Вилюй, вблизи которых об­разовались соленые и рассольные источники и озера с водой хло- ридного натриевого состава. Чаще же соляные залежи залегают на значительной глубине, в зоне затрудненного водообмена и являются водоупорными породами.

Среди сульфатных солей наиболее распространены в недрах Земли гипс и ангидрит. Растворимость сульфата кальция (2 r/л) зна­чительно ниже, чем растворимость хлоридных солей. Этого, однако,

достаточно для формирования солоноватых вод, но процессы разруше­ния сульфатных солей протекают значительно медленней; на обшир­ных площадях близкого к поверхности залегания сульфатных пород в результате растворения гипсов и ангидритов образуются карстовые воронки, карстовые лога, пещеры; подземные, а часто и поверхностные воды на этих площадях имеют минерализацию до 1,5-2 г/л и насыщены сульфатом кальция. Одним из известных примеров гипсового карста является широко известная Кунгурская пещера в Предуралье.

Большая часть горных пород состоит из минералов, раствори­мость которых очень низка. Так, кальцит, являющийся главным поро­дообразующим минералом карбонатных пород, имеет растворимость всего 13 мг/л, а произведение растворимости карбоната кальция со­ставляет 4 • 10^-9; произведение растворимости большинства других карбонатов еще ниже, например, для сидерита 2,5 -КГ¹¹. Тем не ме­нее, карбонатные породы - один из источников растворенного ве­щества в природных водах, но их переход в раствор осуществляется с обязательным участием углекислого газа.

Практически нерастворимыми являются силикаты и алюмо­силикаты. В присутствии углекислого газа и эти породы переходят в раствор, формируя воды гидрокарбонатного состава с небольшим содержанием кремнезема, широко развитые на площадях распро­странения изверженных и метаморфических пород и образовавших­ся в результате их разрушения терригенных отложений. Источник углерода карбонат-иона в этих водах - биогенный углекислый газ. Гидролиз силикатных пород - древнейший гидрогеохимический процесс, который свидетельствует о глубокой связи между гидро­сферой и биосферой.

Все сульфидные минералы - практически нерастворимы. Например, произведение растворимости пирротина (FeS), сфалерита

(ZnS) и галенита (PbS) соответственно 4-10"¹⁹, 1,8-10^-26 и МО^-29. В присутствии кислорода эти минералы интенсивно окисляются, привнося в подземные воды дополнительные количества серной ки­слоты. Так формируются кислые сульфатные воды с повышенными концентрациями железа и других металлов, обладающие повышен­ной агрессивностью к карбонатным породам.

Органические вещества. Особенность нашей планеты за­ключается в существовании жизни - удивительного феномена, пока что не обнаруженного больше нигде во Вселенной. Существование жизни на Земле предопределило химический состав атмосферы и появление в ней высоких концентраций кислорода. Продукты жиз­недеятельности и отмирания растений и животных постоянно обо­гащают природные воды сложным комплексом органических соеди­нений, определяющим геохимию и гидрогеохимию всех природных систем. Уже говорилось о роли кислорода и углекислого газа в раз­рушении горных пород. Источником кислорода является сформиро­вавшийся в результате процессов фотосинтеза воздух, а источником углекислого газа - продукты окисления опадающей листвы, травя­ного покрова, гибнущих живых организмов. В результате этих про­цессов содержание углекислого газа в почвенном газе увеличивается на 1 -2 порядка по сравнению с воздухом; постоянно пополняющий­ся биогенный углекислый газ и является главным реагентом, разру­шающим карбонатные и силикатные породы и обогащающим при­родные воды гидрокарбонатами и кремнекислотой.

Растворенные в подземных водах органические вещества по­стоянно вымываются из почв, торфяников, лесного перегноя. Слож­ные биохимические процессы, происходящие на поверхности, при­водят к значительным изменениям в составе органического вещест­ва. Полный распад органического вещества на неорганические со­единения и углекислый газ часто замедляется затрудненным доступом кислорода. В почвенном покрове под влиянием сложных биохимических процессов возникает комплекс органических ве­ществ, который называют гумусом. Полный химический состав гу­муса определить трудно, но известно, что гумус содержит гумино- вые и фульвокислоты, представляющие собой сложные высокомо­лекулярные соединения. Обе эти группы кислот хорошо растворимы и являются активными комплексообразователями, влияющими на миграцию таких элементов, как железо, медь, цинк, уран и др.

Органическое вещество имеется также в горных породах: уг­ле, горючих сланцах, битуминозных карбонатных и терригенных отложениях и, конечно, в нефти. Медленно протекающие процессы разрушения и перехода в растворенное состояние захороненного в

горных породах органического вещества приводят к появлению в подземных водах небольших концентраций органических кислот, фенолов, смол.

В конечном счете, любая природная вода содержит какое-то количество растворенных органических веществ и суммарные их концентрации обычно составляют 2-5 мг/л в океанской воде, до 10- 50 мг/л в водах рек и озер и в грунтовых водах, 10-80 мг/л в водах глубоких водоносных горизонтов артезианских бассейнов. На уча­стках развития нефтяных залежей и пород, обогащенных органиче­ским веществом, содержание органических веществ в воде может возрастать до десятков и сотен миллиграммов на литр. В этих случа­ях данные по содержанию в подземной воде отдельных групп орга­нических веществ могут служить нефтегазопоисковым признаком. Большой интерес представляют также лечебные минеральные воды, содержащие повышенные концентрации органических веществ. Са­мое яркое проявление таких вод - источник Нафтуся на курорте Трускавец в Прикарпатье, вода которого содержит повышенные (до 25-30 мг/л) концентрации разнообразных органических соединений.

Вода океанов и морей. Данные палеонтологических и гео­химических исследований показывают, что, по крайней мере, к на­чалу фанерозоя сформировался химический состав океанской воды, близкий к современному (см. с.204), а на протяжении фанерозоя на­блюдались некоторые флуктуации в концентрациях основных ком­понентов, связанные с изменениями состава земной атмосферы, крупными эпохами галогенеза. В воде океана содержатся практиче­ски все элементы таблицы Менделеева (табл.8).

Концентрации основных компонентов в открытой части океана могут незначительно изменяться под действием ливневых атмосферных осадков, таяния льда, интенсивного испарения; эти изменения могут захватывать глубины до 100-200 м, определяя по­ложение галоклина - границы, ниже которой колебания химическо­го состава морской воды почти неощутимы.

Ясно, что такой огромный резервуар с удивительно устойчи­вым составом воды не может не оказывать влияния на формирова­ние химического состава всех природных вод. Главным процессом, в результате которого огромные количества океанской воды попа­

дают в недра Земли, является осадконакопление. Седиментогенные воды насыщают илы, из которых впоследствии формируются оса­дочные породы; поэтому влажность первичных осадков достигает 80-120 %. В процессе литификации осадков часть поровых вод от­жимается обратно в водоем, а часть - в прослои с относительно вы­сокими фильтрационными свойствами. По мере погружения осадков и образования крупных осадочных структур появляются и водонос­ные горизонты, содержащие седиментогенные воды. Начальный со­став этих вод отвечает составу воды водоема: это может быть нор­мальная океанская вода или вода крупных лагун, представляющая собой упаренную до той или иной концентрации морскую воду (в отдельные периоды развития платформ такие лагуны занимали площадь до миллионов квадратных километров), или морская вода, разбавленная континентальным стоком.

Таким образом, уже исходная морская вода может иметь различный химический состав. При захоронении вместе с морскими осадками растворенные в воде компоненты вступают в химические реакции с веществом илов, а при последующем литогенезе - с веще­ством горных пород, в результате чего химический состав водных растворов существенно меняется. Наиболее активно такие измене­ния (их принято называть метаморфизацией химического состава воды) протекают в бассейнах, илы которых обогащены органиче­ским веществом, т.е. во внутренних морях и в прибрежной (шельфо­вой) части открытых морей. В глубоководных океанских осадках, содержащих значительно меньшие количества органического веще­ства, состав иловых вод в большинстве случаев однообразен и бли­зок к химическому составу океанской воды. При погружении на значительную глубину морские осадки попадают в зоны с повышен­ными температурами. Кроме того, с глубиной значительно растет давление. Поэтому химические реакции здесь протекают достаточно интенсивно, и первоначальный состав морской воды продолжает изменяться.

В крупных структурах, сложенных осадочными породами, седиментогенные воды могут быть встречены до глубин 5-10 км, а иногда 15-20 км.

Вулканизм. Вулканическая деятельность - важный источ­ник вещества в подземных водах тектонически активных районов. В процессе извержения вулканов и в подземных очагах из недр Земли поднимается огромное количество летучих компонентов, которые, растворяясь в природных водах, изменяют их химический состав. Так, при извержении Везувия в 1906 г. высота газового столба дос­тигала 13 км; при извержении того же вулкана в 1929 г. выделилось более 0,5 млрд м³ газа. В составе этих газов преобладали пары воды, соляная и плавиковая кислоты, сернистый газ, углекислый газ, водо­род, сероводород. Большая часть выделяющихся при извержении вулканов летучих компонентов попадает в воздух и влияет на фор­мирование химического состава атмосферных вод, и тем косвенно на гидрогеохимию подземных вод. Часть летучих компонентов рас­творяется в подземных водах при движении наверх, формируя в районах вулканических очагов специфические термальные воды (фумаролы, сольфатары, парогидротермы).

Непосредственно в кратерах вулканов могут формироваться кислые воды с pH < 2 и минерализацией до 50-60 г/л, представляю­щие собой горячие растворы соляной и серной кислот, способные активно растворять вмещающие силикатные породы и породы, обо­гащенные железом, алюминием и другими металлами. На расстоя­нии от очагов (до десятков километров) формируются парогидро­термы, имеющие обычно хлоридный и сульфатный состав, минера­лизация которых обычно не превышает 3-5 г/л.

3. Основные ионы,

СОДЕРЖАЩИЕСЯ В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ

Любая природная вода содержит растворенные вещества (дис­тиллированная вода в природных условиях не встречается). Природные воды не только содержат растворенные вещества, они их переносят из одних мест в другие; при этом изменяется характер физико-химических равновесий, протекают новые химические реакции, изменяется хими­ческий состав и вод, и пород. Вода - главный регулятор грандиозной динамической гидрогеохимической системы нашей планеты. Охарак­теризуем главные растворенные в воде вещества (ионы).

Водородный ион (Н⁺) и гидроксил-ион (ОНГ). Диссоциация воды, протекающая по уравнению

Н₂0<->Н⁺+0Н",

предопределяет обязательное присутствие в любом природном рас­творе ионов водорода и гидроксил-иона.

Концентрации ионов водорода и гццроксил-иона в нейтральной среде составляют 10“⁷ г-моль/л, поскольку ионная масса водорода равна единице, эта величина равна 10“⁷ г/л, или КГ⁴ мг/л. Концентрации ио­нов водорода из-за их малых значений принято выражать в логарифми­ческой форме pH = -Ig[H⁺]. Для большинства природных вод pH из­меняется в диапазоне от 6 до 8. Воды с низкими значениями pH (иногда до 2-3) встречаются в зонах окисления сульфидных руд, обычно обо­гащенных серной кислотой, образующейся по реакциям типа

ZnS + 2Н_гО + 0₂ -> Zn²⁺ + SO^7- + 4Н⁺ + 4ё;

FeS₂ + 2Н_гО + 30₂ -> Fe²⁺ + 2S0^2- + 4Н⁺ + 2ё.

Произведение концентраций ионов [Н⁺][ОН~] = К_р является

постоянным для данной температуры, и при температуре 22 °С равняет­ся 10-14. Концентрация ионов водорода в таких водах может достигать десятков миллиграммов на литр; они активно взаимодействуют с карбо­натными породами, переносят на большие расстояния ионы металлов.

Природные воды, представляющие собой растворы соляной или серной кислоты, встречаются в кратерах некоторых вулканов на Камчатке и Курильских островах. Содержание ионов водорода в та­ких водах может достигать десятков и даже сотен миллиграммов на литр, а pH падать до 1,5-2 и ниже.

В большинстве природных вод концентрации гидроксил-иона, определяемые pH от 6 до 8, очень малы. Воды с повышенной щелочно­стью характерны для содовых озер, для зон выщелачивания щелочных пород. В таких водах pH может повышаться до 10-11. В исключитель­ных случаях могут формироваться воды с pH, достигающим 12,3-12,5. Соответственно концентрация гидроксил-иона в таких водах достигает уникального значения - около 400 мг/л. Такие воды встречены в Иор-

дании в источниках бассейна р. Ярмук и формируются, видимо, при растворении редкого минерала портландита [Са(он)₂], образующегося

ненные хлоридные воды, связанные с формированием осадочных толщ (седиментогенные воды), распространены значительно шире, чем соленые воды и рассолы, возникшие при разрушении соленос­ных формаций (воды выщелачивания). В планетарном масштабе се­диментогенные воды являются важнейшей составной частью под­земной гидросферы, формирующей гидрогеохимическую зональ­ность артезианских бассейнов.

В районах засушливого климата источником накопления хлоридных солей в подземных водах является существенное превы­шение испарения над количеством поступающих атмосферных осад­ков; часто галит - один из главных минералов в солончаках.

Следует подчеркнуть, что некоторое количество хлор-иона содержит практически любая подземная вода. Переносимые ветром морские брызги (так называемая импульверизация), разрушение гор­ных пород, содержащих небольшие включения хлоридных солей в порах и трещинах, продукты жизнедеятельности животных, отходы промышленных предприятий - все эти процессы формируют фоновые концентрации хлор-иона в подземных водах: от 5-20 мг/л в районах с гумидным климатом до 100-300 мг/л в районах аридного климата.

Сульфат-ион (SOj^-). Главным источником сульфат-иона являются широко распространенные горные породы: гипсы и ангид­риты ( CaS0₄ • 2Н₂0 и CaS0₄). Растворимость сульфата кальция от­носительно невелика (примерно 2 г/кг), что соответствует 1,4 г/кг иона S0₄^_. В присутствии гипсоносных толщ обычно и формиру­ются такие концентрации сульфат-иона. В соленых водах и рассолах (имеющих обычно хлоридный состав) растворимость сульфата кальция растет с ростом минерализации, достигая при минерализа­ции 150 г/кг максимума 7-8 г/кг.

Вторым важным источником сульфат-иона в подземных во­дах являются процессы окисления сульфидных минералов, харак­терные для приповерхностных зон. Из них наиболее распространен сульфид-пирит, окисление которого протекает по реакциям

FeS₂ + 2Н₂0 + 30₂ -> Fe²⁺ + 2SOj~ + 4Н⁺ + 4ё;

FeS₂ + 8Н₂0 -> Fe²* + 2S0₄“ + 16Н⁺ + Me .

Содержание сульфат-иона в результате этих процессов может дос­тигнуть 3-4 г/кг. В зонах окисления сульфидных месторождений часть образовавшихся сульфатов связывается металлами в слаборас­творимые соединения; формируются зоны вторичного сульфидного обогащения, для которых характерны такие минералы, как барит (BaS0₄), англезит (PbS0₄). Повышенные концентрации сульфатов часто являются поисковым признаком на сульфидные руды.

Воды с более высокими содержаниями сульфат-иона могут формироваться при растворении залежей и включений мирабилита (Na^C^-101^0), эпсомита (MgS0₄-7Н₂о), кизерита (MgS0₄ H₂0). Растворимость этих минералов существенно зависит от температу­ры: при температуре от 0 до 100 °С растворимость сульфата натрия изменяется от 45 до 299 г/кг, а сульфата магния от 236 до 406 г/кг. Соответственно и содержание сульфат-иона в водах выщелачивания мирабилита, эпсомита, кизерита может достигать десятков и даже нескольких сотен граммов на килограмм. В природных условиях такие воды встречаются, однако, редко.

В отличие от хлор-иона, почти не вступающего в химические реакции, сульфат-ион легко восстанавливается при взаимодействии с органическим веществом, источником которого могут быть торфя­ники, илы, нефтяные битумы. В этих процессах всегда участвуют сульфатвосстанавливающие бактерии:

S0₄“ + 2Н₂0 + 2С_орг -► H₂S + 2НСО3.

Процессы восстановления сульфатов (сульфатредукция) очень важны для геохимического баланса природной серы. Они могут протекать в илах на самых начальных стадиях формирования осадочных пород и в глубоких недрах Земли при высоких температуре и давлении, фор­мируя месторождения сероводородных вод и сульфидных руд.

Гидрокарбонат-ион (НС0₂). Главным источником гидро­карбонат-иона в природных водах являются карбонатные породы: известняки и доломиты. Растворимость большинства карбонатов очень низка, в частности 13 мг/кг для СаС0₃ и 22 мг/кг для MgC0₃. Перевод карбонатных солей в раствор осуществляется по реакциям

СаС0₃ + С0₂ +Н₂0-»Са²⁺ +2HCOJ;

ные зоны, где каждую осень земля покрывается плащом опавших листьев). Таким образом, привычные для нас обычные пресные гид­рокарбонатные кальциевые воды своим химическим составом обя­заны биогенным процессам. Половина углерода в этих водах (см. первую из указанных реакций) попадает в воду из биогенного угле­кислого газа. Впрочем, карбонатные породы, дающие другую поло­вину углерода, тоже являются порождением жизни, только более древней. Большую часть необходимых для поддержания жизни на Земле пресных вод мы можем назвать биогенными: их химический состав формируется в результате отмирания живого вещества, но и сами они поддерживают продолжение жизни.

Вторым источником гидрокарбонат-иона в природных во­дах являются процессы выветривания алюмосиликатов, например, следующие:

2CaAI₂Si₂O_g + 6Н₂0-> Al₄Si₄O_I0(OH)_g ч-2Са²⁺ +40Н";

анортит каолинит

7NaAlSij0₈ + 26Н_гО -> ЗИл^А^ Si₃₆₇O₁₀(OH)₂ +

альбит монтмориллонит

+10H₄SiO₄ + 6Na⁺ + 60Н⁺;

ортокремневая

кислота

Mg₂Si₂0₆ +2Н₂0 + 4Н⁺ -> 2H₄Si0₄ +2Mg²⁺ .

энстатит

Все эти реакции повышают щелочность раствора. Минералогиче­ский состав плагиоклазов, пироксенов, оливинов, амфиболов опре­деляет соотношение главных анионов в воде, а образующаяся гид­роксильная группа реагирует с углекислым газом по схеме [22]

ОН^- +С0₂ —> HCOj. Так формируются гидрокарбонатные воды на площадях развития значительной части изверженных, метаморфиче­ских и терригенных пород. Их формирование тоже своего рода мос­тик между гидросферой и биосферой.

Карбонат-ион (COj~). Поскольку для большинства природ­ных вод характерна среда, близкая к нейтральной, ион СО^2- встре­

чается достаточно редко. Воды, содержащие его заметные количе­ства, характерны, например, для содовых озер. Такие воды могут формироваться при выщелачивании щелочных пород (нефелино­вых сиенитов) с образованием глинистых минералов групп гидро­слюды, галлуазита, монтмориллонита. Один из вариантов таких реакций имеет вид

4NaAlSi0₄ + пН₂0 + 2СО_г -> 4Na⁺ +

нефелин

+ 2СОз^_ + Al₄Si₄O_]0 (OH)_g(n - 4)Н₂0.

галлуазит

Бром (Вг“). Бром - один из важных ионов в составе оке­анской воды, которая и является одним из главных его источни­ков в подземных водах. Содержание брома в воде Мирового океана около 65 мг/л. При испарении океанской воды в лагунах бром накапливается одновременно с хлором, а их соотношение (так называемый хлор-бромный коэффициент, для океанской во­ды приблизительно 280) сохраняется вплоть до начала садки га­лита, начинающейся при минерализации 275-280 г/кг; концентра­ция брома при этом достигает 0,6 г/кг. Поскольку начальное со­держание брома в океанской воде значительно ниже, чем хлора, и, кроме того, бромиды растворяются лучше, чем хлориды, по мере садки галита весь бром остается в жидкой фазе. Соответст­венно хлор-бромный коэффициент закономерно снижается: до 30-50 на последних стадиях упаривания морской воды. В выпадающих солях бром полиморфно замещает хлор, и его концентрация в твердой фазе растет по мере упаривания морской воды. Поэтому галит резко обеднен бромом (С1/Вг> 1000); в карналлите относи­тельное содержание брома увеличивается и С1/Вг = 65+200; в би- шофите, выпадающем на последних стадиях упаривания морской воды, хлор-бромный коэффициент еще ниже - до 50-60. Посколь­ку концентрация брома в рассоле растет по мере выпадения на­трия, хлор-бромный коэффициент связан с так называемым коэф­фициентом метаморфизации (rNa/rCl) зависимостью, эмпириче­ски установленной В.И. Гуревичем,

Cl/Br = 34——————,

1-rNa/rCI

из которой видно, что в пределе хлор-бромный коэффициент стре­мится к среднему значению около 34, поэтому максимально воз­можные концентрации брома, формирующиеся при упаривании морской воды, составляют 7-9 г/кг.

Другим источником брома в подземных водах является орга­ническое вещество. Образующиеся из органики в соленых водах и рассолах дополнительные количества брома могут приводить к сни­жению хлор-бромного коэффициента для вод с минерализацией ме­нее 280 г/кг до 80-100, а для вод с более высокой минерализацией до 10-20. Известные суммарные содержания брома в подземных во­дах не превышают, однако, 10-13 г/кг.

Иод (Г). Содержание йода в океанской воде примерно 0,05 мг/кг. Даже на самых последних стадиях ее упаривания концен­трация йода не превышает десятых долей миллиграмма на кило­грамм, т.е. в противоположность хлору и брому испарительная кон­центрация не может быть признана ведущим механизмом накопле­ния йода в природных водах. Механизм накопления этого элемента, в первую очередь, предопределяется его ассимиляцией морскими водорослями и последующим их захоронением при образовании по­род морского генезиса. Значительная роль в этих процессах принад­лежит одноклеточным водорослям - фитопланктону, содержание йода в которых на три-четыре порядка выше, чем в океанской воде.

В пресных водах зон интенсивного водообмена содержание йода обычно измеряется тысячными и сотыми миллиграмма на литр. Источником йода в этих водах являются почвенные органические соединения. В водах горных рек, питающихся ледниковыми водами, а часто и в подземных водах некоторых горных и северных таежных районов содержание йода падает до и-10“*-и-КГ⁵ мг/л. Недостаток йода в этих водах приводит к заболеваниям щитовидной железы. Переход значительных количеств йода из пород, содержащих орга­ническое вещество, в подземные воды наиболее интенсивен при термическом разложении органического вещества горных пород при температуре выше 125 °С. Концентрации йода в подземных водах нефтегазоносных провинций часто достигают 50-100 мг/кг, а в от-

231

дельных уникальных случаях до 770 мг/л (Устюрт) и даже 1400 мг/л (бассейн Анадарко в штате Оклахома, США).

Фтор (F“). Фтор реже встречается в природных водах, чем остальные галоиды. Основным источником фтора являются горные породы с фторсодержащими минералами. Важное отличие фтора от других галоидов - низкая (15-20 мг/л) растворимость его соедине­ний с кальцием (флюорита). Поскольку большинство природных вод содержат кальций, содержание фтора в них обычно не превы­шает 8-10 мг/л, а наиболее распространены воды с содержанием фтора 0,5-1,5 мг/л, что наиболее благоприятно для питьевой воды. Вода с концентрацией фтора менее 0,5 мг/л и более 1,5 мг/л вызыва­ет разрушение зубной эмали, и такие воды не рекомендуются для постоянного употребления. В очень редких случаях встречаются воды с содержанием фтора в несколько десятков миллиграммов на литр и даже до 10-15 г/л. Это бескальциевые воды некоторых апати­товых месторождений; высокое содержание в них фтора связано с растворением линз редкого минерала виллиомита (NaF).

Нитраты (NOj). В небольших (0,2-1 мг/л) количествах нит­раты содержатся в атмосферных осадках; по-видимому, оксиды азо­та образуются в них из азота, окисляющегося при грозовых разря­дах. В подземных водах часто встречаются значительно большие количества нитратов; главная причина их появления - широкое ис­пользование азотных удобрений. В густонаселенных районах концен­трации нитратов в природных водах часто достигают десятков и даже сотен миллиграммов на литр, между тем как предельно допустимые концентрации этого иона оцениваются большинством нормативов в 30-45 мг/л. В ряде стран (ФРГ, Голландия, Англия) проблема охраны вод от нитратного загрязнения становится одной из важнейших.

Нитриты (NOj). Присутствие в воде даже менее 1 мг/л нитрит-иона является показателем свежего хозяйственно-бытового загрязнения природных вод. Вода, содержащая нитриты, не пригод­на для питьевых целей.

Натрий (Na⁺). Этот катион доминирует среди катионов оке­анской воды, содержащей 10,8 г/кг натрия. Заметим, что в морской воде его содержание ниже, чем хлор-иона (77,3 %-экв. натрия при 90,2 %-экв. хлора), т.е. помимо хлористого натрия океанская вода

содержит значительное количество хлористого магния. При форми­ровании морских осадков, сопровождающемся захоронением соле­ной воды, в водоносные горизонты попадает значительное количе­ство натрия, который обычно является преобладающим катионом подземных соленых вод и рассолов. Поскольку растворимость хло­ристого натрия ниже, чем хлористых магния и кальция, при минера­лизации выше 300-350 г/кг в рассолах преобладают щелочно­земельные металлы.

В пресных подземных водах одним из главных источников натрия являются процессы выветривания полевых шпатов. Содер­жание натрия в этих водах обычно не превышает нескольких десят­ков миллиграммов на литр.

Калий (К¹). Несмотря на то, что калий и натрий имеют близкие кларки (табл.8), а растворимость солей калия в целом не­сколько выше, содержание калия в подземных водах почти всегда ниже, чем содержание натрия. В морской воде калия около 0,4 г/кг (1,6 %-экв.). На самых последних стадиях упаривания морской воды, когда из воды начинают выпадать калийно-магнезиальные соли, концентрация калия в рассоле достигает 20-25 г/кг. Такие же (редко до 40 г/кг) концентрации калия могут быть встречены в сверхкреп- ких рассолах седиментационного генезиса. В пресных подземных водах концентрации калия обычно не превышают первых милли­граммов на литр.

Причиной значительно меньшей по сравнению с натрием миграционной способности калия является его высокая сорбционная способность и усвояемость живым веществом.

Кальций (Са²⁺). Главным источником кальция в природных водах являются карбонатные и сульфатные горные породы и кальцие­вые полевые шпаты. Концентрации кальция, формирующиеся при раз­рушении карбонатных и сульфатных пород, контролируются парци­альным давлением углекислоты и обычно не превышают 50-150 мг/л, при растворении гипсов и ангидритов до 450-600 мг/л. Концентра­ции кальция, получаемые в результате процессов растворения и вы­щелачивания горных пород, относительно невелики, но процессы эти протекают на громадных площадях, в результате чего кальций становится одним из главных компонентов природных вод.

Другим важным процессом, выводящим кальций в при­родные растворы, является катионный обмен, в результате кото­рого воды морского генезиса, содержащие значительные количе­ства натрия и магния, при взаимодействии с глинистыми порода­ми обогащаются кальцием. Поэтому относительное содержание кальция в подземных рассолах обычно существенно больше, чем в океанской воде. В предельно насыщенных подземных рассолах с минерализацией 400-460 г/кг (560-650 г/л), концентрации каль­ция могут достигать 150-170 г/кг (75-80 %-экв.). Наиболее яркие проявления таких рассолов встречены в отложениях усольской сви­ты нижнего кембрия Ангаро-Ленского артезианского бассейна на глубине 1100-2000 м.

Стронций (Sr²⁺). По своим химическим свойствам стронций ближе всего к кальцию. Главный его источник в природных водах - сульфатные и карбонатные породы. Поскольку целестин - минерал гораздо менее распространенный, чем гипс или ангидрит, а раство­римость SrS0₄ в 20 раз ниже, чем CaS0₄ (0,11 против 2,02 г/кг), то и распространенность стронция в воде зон интенсивного водообмена существенно меньше, а его концентрация ниже. Еще меньшее коли­чество стронция связано с выщелачиванием стронцианита. Произве­дение растворимости SrCOj в 5 раз ниже (1 • 10~⁹ против 4,8 • 10 ⁹), а распространенность карбонатов кальция и стронция среди осадоч­ных пород несопоставима. Тем не менее, в некоторых районах воз­никает «стронциевая проблема». Это относится, прежде всего, к территориям, в которых в парагенезисе с гипсом и ангидритом часто встречается целестин. Санитарная норма на максимально допусти­мые концентрации стронция в хозяйственно-питьевой воде 7 мг/л. Между тем, в некоторых районах развития гипсоносных пород кон­центрации стронция в воде водоснабженческих скважин достигают 15-20 мг/л, а то и 30-40 мг/л, и найти там альтернативный источник питьевой воды достаточно трудно. С такой ситуацией пришлось столкнуться при разведке подземных вод в низовье р. Мезени и в ряде других районов Архангельской области.

Другой процесс накопления стронция в подземных водах - упаривание морской воды. Исходное содержание стронция в мор­ской воде около 10 мг/л. При ее упаривании до предельной минера­

лизации концентрация стронция достигает значений, измеряемых уже граммами в литре. Так, в крепких рассолах Московского и Ангаро-Ленского артезианских бассейнов отмечены концентра­ции стронция до 3-4 и 6-8 г/л соответственно. Это промышленные воды (жидкие руды), из которых можно извлекать металлы, в том числе стронций.

Магний (Mg²⁺). Содержание магния в океанской воде около 1,3 г/кг, или 17,6 %-экв. При упаривании океанской воды в лагунах концентрация магния растет и на последних стадиях упаривания может достигать 70-80 г/кг. В подземных рассолах, однако, такие концентрации магния редки, поскольку значительная часть его рас­ходуется на обменные процессы; даже в сверхкрепких подземных рассолах концентрации магния обычно не превышают 20-25 г/кг.

В пресных подземных водах всегда встречается от 5-6 до 80-100 мг/л магния. Его источником является выщелачивание до­ломитов или же магнезиальных минералов основных и ультраос- новных пород.

Аммоний (NHJ ). Небольшие количества аммония (до 1 мг/л) обычно имеются в атмосферных осадках и содержатся в большинст­ве типов поверхностных и подземных вод. Увеличение концентра­ций аммония свидетельствует о загрязнении подземных вод (в част­ности, при использовании аммонийных удобрений).

В нефтегазоносных районах повышенные концентрации ам­мония в водах глубоких водоносных горизонтов могут формиро­ваться в результате восстановления азотсодержащих органических соединений. Фоновые содержания аммония для таких водоносных горизонтов могут достигать 20-30 мг/л, а существенное увеличение концентрации NHJ (иногда до нескольких граммов на литр) часто является нефтегазоносным признаком.

Железо (Fe²⁺,Fe³⁺). Несмотря на то, что примеси железа присутствуют в большинстве горных пород, а кларк железа вдвое выше, чем натрия и калия, этот элемент в большинстве природных вод практически отсутствует. Причиной является очень низкая рас­творимость оксидов и карбоната железа. Активная водная мигра­ция железа может происходить только в кислой среде или в усло­

виях повышенных концентраций углекислого газа в воде. При этом в природных водах чаще присутствует ион двухвалентного железа. Трех­валентное железо может появляться только в условиях очень высокого окислительно-восстановительного потенциала (Eh > 600-5-700 мВ) и низких значений pH (менее 3). Большое значение в миграции желе­за имеют железоорганические комплексы [1].

3. Газовый состав подземных вод

Обязательной составляющей каждой природной воды явля­ются растворенные газы. Происхождение их может быть связано с атмосферой, процессами дегазации мантии, химическими и биохи­мическими процессами, происходящими в недрах Земли и на ее по­верхности. Газовый состав природных вод характеризует их генезис, способность взаимодействия с горными породами, время нахожде­ния в недрах Земли. Изучение газового состава природных вод дает исключительно важную информацию при решении многих геологи­ческих, гидрогеологических и инженерных задач.

Азот (N₂). Содержание азота в атмосфере по объему состав­ляет 78 %. Азот растворен практически в любой природной воде. Растворимость азота (при 0 °С и парциальном давлении 0,1 МПа) 23,6 мл/л, или 29,5 мг/л. В равновесии с воздухом может находиться

5. • 0,78 = 23 мг/л азота. Большая часть азота, растворенного в подземных водах верхних горизонтов, имеет атмосферное происхо­ждение, и его концентрация пропорциональна парциальному давле­нию газа. Кроме того, в областях современного вулканизма в газо­вом составе подземных вод может появиться небольшое количество азота вулканического (мантийного) генезиса. Подземные воды неф­тегазоносных районов содержат азот биогенного происхождения, связанный с разложением органического вещества нефти.

Для того, чтобы определить долю азота биогенного или вул­каногенного происхождения, часто пользуются коэффициентом Аг • ЮО/Ыг, полагая при этом, что весь аргон в газовой составляю­щей имеет воздушное происхождение. Для воздуха этот коэффици­ент равен 1,18 %; для воздуха, растворенного в воде, разница в рас­

творимости аргона и азота изменяет коэффициент на 2,53 %. Если в спонтанном газе Ar- IOO/N2 меньше 1,18, а в растворенном меньше 2,52, то предполагают, что избыточный азот невоздушного проис­хождения. Расчеты эти приблизительны, так как не учитывают ра­диогенный аргон.

Кислород (Ог). Объемная доля кислорода в воздухе состав­ляет 20,9 %. Растворимость кислорода (при 0 °С и парциальном дав­лении 0,1 МПа) 49,2 мл/л, или 70,3 мг/л. В равновесии с воздухом может находиться 70,3 ■ 0,209 = 14,7 мг/л кислорода. Близкие к этому значения содержания кислорода и характерны для поверх­ностных и близповерхностных грунтовых вод. Иногда в поверх­ностных водоемах под влиянием процессов фотосинтеза наблю­дается пересыщение воды кислородом и его концентрации дости­гают 50-70 мг/л. Присутствие кислорода в природных водах имеет огромное биологическое и геохимическое значение. Кислород под­держивает существование организмов, населяющих водоемы, и окисляет остатки отмирающих организмов.

В недрах Земли кислород расходуется на окисление органи­ческих веществ, железа, сульфидов. Реакции эти часто протекают при участии аэробных бактерий, что приводит к появлению в под­земных водах биогенного углекислого газа, к выпадению в осадок оксидов и гидрооксидов железа, цементирующих горные породы, и к формированию мощных зон окисления и вторичного обогащения на сульфидных месторождениях.

В результате активно протекающих в недрах Земли химиче­ских реакций кислород быстро расходуется и на глубине нескольких сотен метров его содержание обычно не превышает нескольких мил­лиграммов на литр. Глубже 1 км кислород практически исчезает.

Углекислый газ (СОг). Содержание углекислого газа в воз­духе невелико и составляет по объему в среднем 0,033 %. Поэтому, несмотря на высокую растворимость, воды, находящиеся в сопри­косновении с атмосферой, содержат относительно мало углекислого газа. Растворимость углекислого газа при 0°С и давлении 0,1 МПа составляет 1713 мл/л, или 3350 мг/л. Соответственно количество углекислого газа в воде, находящегося в равновесии с воздухом, 3350 • 0,00033 = 1,1 мг/л.

Подземные воды содержат значительно большее количест­во углекислого газа. Повсеместно протекающие процессы окисле­ния органического вещества продуцируют углекислый газ, содер­жание которого в почвенном воздухе составляет обычно десятые доли процента и даже первые проценты. Соответственно увеличи­вается и содержание углекислого газа в грунтовых водах: от 20-30 до 200-300 мг/л. Этот углекислый газ расходуется на выщелачива­ние карбонатных солей и выветривание силикатных пород и форми­рует огромную массу пресных гидрокарбонатных вод зоны интен­сивного водообмена. Резкое уменьшение концентраций углекислого газа в водах этой зоны возможно лишь в поверхностных водоемах в период интенсивного протекания фотосинтеза.

Другим мощным источником углекислоты в недрах являют­ся процессы термального метаморфизма горных пород. На всех ста­диях термального метаморфизма развиваются физико-химические процессы, продуцирующие углекислоту. Реакции эти протекают при температуре от 100 до 800-1100 °С и давлении от 100-200 до 1000- 1500 МПа. Выделяющийся в процессе метаморфизма углекислый газ поднимается по зонам тектонических нарушений к поверхности и смешивается с подземными водами различного генезиса. Так воз­никает широкая гамма углекислых вод, химический состав которых может быть очень разным в зависимости от конкретной гидрогеоло­гической ситуации. Концентрация углекислого газа в таких водах зависит от его парциального давления и температуры и обычно со­ставляет 1-3 г/л, в редких случаях 15-20 г/л. Наиболее известные примеры углекислых источников - Боржоми, Ессентуки, Кисловод­ска нарзаны на Кавказе.

Аргон (Аг). В газовом составе природных вод аргон встре­чается постоянно. Содержание аргона в воздухе по объему 0,93 %. Растворимость аргона при 0 °С и давлении 0,1 МПа имеет тот же порядок, что и растворимость остальных главных составляющих атмосферы (азота и кислорода): 57,8 мл/л, или 107,8 мг/л. Вода, на­ходящаяся в равновесии с воздухом, содержит около 0,96 мг/л арго­на. Поскольку аргон как благородный газ не вступает в реакции с горными породами, его содержание принято использовать как пока­затель доли атмосферного газа в газовой составляющей природных

вод. Изменение соотношения изотопов аргона в воде используется при прогнозе землетрясений.

Гелий (Не). Доля гелия -- одного из самых распространен­ных во Вселенной газов — составляет 23 % от общей массы звезд, планетарных туманностей и межзвездного газа. На Земле распро­страненность гелия ниже на десять порядков. Содержание гелия в воздухе невелико (объемная доля 5,24 ■ КГ⁴ %). Растворимость гелия при О °С и давлении 0,1 МПа 9,7 мл/л или 1,73 мг/л. Относительно малая распространенность гелия на Земле объясняется его диссипа­цией, в особенности в начальный период формирования нашей пла­неты. Гелий имеет два стабильных изотопа: ³Не и ⁴Не, причем со­держание тяжелого изотопа всегда на несколько порядков выше. Для первичного (мантийного) гелия отношение ³Не/⁴Не равно при­мерно КГ⁴, для гелия, образующегося в результате радиоактивного распада урана и тория, ³Не/Не = 10"⁸. Отношения ³Не/⁴Не для при­родных вод находятся в промежутке между этими значениями и яв­ляются генетическим признаком, помогающим исследовать проис­хождение тех или иных их разновидностей.

Водород (Нг). Водород - самый распространенный элемент Вселенной. В земных условиях водород распространен, прежде все­го, в виде соединения с кислородом - воды, а газ Н₂ присутствует только на значительных глубинах. Растворимость водорода близка к растворимости азота и составляет при 0°С и давлении 0,1 МПа

5. мл/л, или 1,9 мг/л. Водород может продуцироваться в недрах Земли в восстановительной обстановке. Значительные содержания водорода встречены в водах современных океанических рифтов. Здесь под влиянием мантийных расплавов могут формироваться па- рогидротермы, в газовом составе которых объемные содержания водорода могут достигать нескольких десятков процентов. Наиболее яркие проявления таких вод описаны для современной рифтовой зоны Исландии [19].

3. Основные факторы и процессы формирования химического состава подземных вод

лонения. Здесь в химическом составе поверхностных и грунтовых вод все большее значение приобретают хорошо растворимые соли, сначала сульфатные, а затем и хлоридные. В реках, озерах, прудах и водоносных горизонтах грунтовых вод появляются часто соленые воды, а на участках развития солончаков - рассолы.

Важным климатическим параметром, влияющим на форми­рование химического состава природных вод, являются ветры. На морском побережье в зависимости от направления и интенсивности ветра меняется химический состав атмосферных осадков, а следова­тельно, и поверхностных и грунтовых вод. Ветры могут уносить на сотни и даже тысячи километров морские соли, соляную пыль с со­лончаков и усыхающих соленых озер, вулканические дымы, дымы промышленных предприятий. В засушливых областях ветер может су­щественно изменять и соотношение главных ионов в природных водах. При полном усыхании соляных озер на поверхности образуется соля­ная корка, обогащенная хлоридами и сульфатами магния и сульфатами натрия, которая разрушается и выносится ветром. Оставшиеся в дон­ных отложениях хлориды натрия в дождливые годы растворяются, но озерная вода содержит уже меньше «горьких» солей. Похожие процес­сы протекают и на поверхности солончаков, очищая залегающие под ними воды от хлоридов магния и сульфатов магния и натрия.

Следующим важным физико-географическим фактором яв­ляется гидрография. Чем гуще речная сеть, тем интенсивней во­дообмен в верхних водоносных горизонтах и солей в фунтовых водах и питаемой ими реке становится меньше. Но глубоковрезан- ная речная сеть может вскрыть водоносные горизонты напорных вод с повышенной минерализацией, и тогда ее роль может оказаться об­ратной: в реку начнет поступать вода повышенной минерализации. Так, в р. Шелонь, впадающей в оз. Ильмень, в результате разгрузки артезианских вод минерализация воды в межень может достигать 1 г/л, а гидрокарбонатный состав сменяться хлоридным.

Исключительно велика роль рек как транспортных артерий для вод, формирующихся на увлажненных территориях или в горах. В степи и пустыне эти реки становятся главным, а иногда и единст­венным источником пресной воды. Вблизи таких рек часто возни­кают водоносные горизонты пресных фунтовых вод.

Существенно влияет на химический состав природных вод рельеф местности: чем рельеф пересеченней, тем интенсивней водо- обмен и меньше минерализация воды; чем выше абсолютные отмет- ки местности, тем больше общая увлажненность и соответственно меньше минерализация воды. В областях с гумидным климатом влияние рельефа ощущается на относительно больших территориях, и важное значение имеют общие характеристики рельефа (расчле- ненность, абсолютные высоты). В областях с аридным климатом, где химический состав природных вод подвержен влиянию испаре- ния, отдельные формы рельефа, регулирующие соотношение скоп- ления влаги и ее испарения, формируют своеобразную и контроли- руемую рельефом гидрохимическую зональность. В небольших по- нижениях (так называемых степных блюдцах), площадь которых может не превышать сотен квадратных метров, а глубина - первых десятков сантиметров, скапливается снег и дождевая вода, форми- рующие своеобразные купола опресненных грунтовых вод, имею- щих огромное значение для организации водоснабжения степных пастбищ и поселков (рис.54, а). Если же эрозионные врезы достига-

ют уровня грунтовых вод, минера- лизация выходящих на поверх- ность грунтовых вод увеличивает- ся вследствие интенсивного испа- рения, а на дне оврагов часто обра- зуются солончаки (рис.54, б).

Геологические факторы. Трудно переоценить значение гео- логических условий в формирова- нии химического состава природ- ных вод. Химический состав воды любого источника, любой реки или озера в той или иной степени опре- деляется геологическими условия- ми данной местности, прежде все- го, литологией горных пород.

Влияние тектоники на хи- мический состав природных вод

многообразно. Тектонические нарушения часто служат теми путями, по которым подземные воды могут подниматься на поверхность или перетекать из одного водоносного горизонта в другой. В результате на поверхности образуются источники с водой, характерной для глубоких водоносных горизонтов. Так, на Русской платформе с раз- ломными нарушениями связаны многие соленые источники (рис.55), тектоникой контролируются углекислые, азотные термальные и ра­доновые источники. Роль тектонических нарушений может быть и иной: часто зоны разломов оказываются залеченными вторичным материалом - лотной брекчией, глиной, и тогда эти зоны задержи­вают поток подземных вод. Такие подземные «плотины» называют барражами. Влияние тектоники на формирование химического со­става подземных вод может быть и не столь очевидным. Медленные поднятия и опускания территорий приводят к перераспределению напоров, и следовательно, подземных вод и к формированию новой гидрогеохимической обстановки.

XI

Перечислим эти реакции в соответствии с их нумерацией на рис.56:

1. Граница устойчивости воды, выше и правее которой вода окисляется до кислорода,

2Н₂0<-»0₂ +4ЬГ +4ё.

2. Граница, выше и правее которой возможно окисление во­ды до перекиси водорода,

2Н₂0<-> Н₂0₂ + 2Н⁺ + 2ё.

3. Граница, выше и правее которой сероводород окисляется до серной кислоты,

H₂S + 4H₂0 <-» SOf + 10Н⁺ +8ё;

HS~ + 4Н₂0 <-» S0₄~ + 9Н⁺ + 8ё.

4. Граница устойчивости воды, ниже и левее которой появ­ляется свободный водород,

Н₂ <-» 2Н⁺ + 2ё.

5. Равенство концентраций серной кислоты и первой ступени ее диссоциации

H₂S0₄ <-»HSO;+H⁺; pH = 1,9.

6. Исчезновение гидрокарбонат-иона левее вертикали 5

HCOJ ->0; pH = 4,1.

7. Равенство концентрации иона водорода и гидроксил-иона, а также сероводорода и гидросульфид-иона

Н₂0Н⁺ +ОН~; H₂S<-»HS~ +Н⁺; рН = 7,0.

8. Исчезновение карбонат-иона левее вертикали 7

COj^- —>0; pH = 8,3.

XIV

присутствия других минералов, температуры и давления. Для большинства карбонатов, силикатов и сульфидов растворению со- путствуют природные химические реакции, протекающие с уча- стием углекислого газа, кислорода и органических соединений.

Физические факторы. Природные процессы протекают в широком интервале температур и давлений, регулирующих природ- ные физико-химические и биологические равновесия.

Температура определяет структуру природных вод. Ее по- вышение способствует разрушению структурных связей, уменьше- нию вязкости и диэлектрической постоянной природных вод (см. гл.2). С температурой связана и растворимость минералов. Так, рас- творимость мирабилита в интервале температур от 0 до 40 °С воз- растает почти в 7 раз, и именно эта его особенность, в первую оче- редь, предопределяет морфологию его залежей.

Растворимость газов с повышением температуры уменьша- ется (рис.58). Наиболее ярко эта особенность проявляется в интер- вале температур от 0 до 50 °С.

В недрах Земли под действием веса горных пород и текто- нических напряжений развиваются давления, достигающие десят- ков и даже сотен мегапаскалей. Высокие давления способствуют

перестройке структуры воды и изменению ее вязкости (см. гл.2), приводят к отжиму по- _ч ⁵⁰

ровых вод из глин, перетека- 1 ₄₀

нию воды из одних водонос- g

ных горизонтов в другие. g зо

Влияние давления на хими- |.

ческий состав подземных вод о ²⁰

Л

сказывается и на увеличении §

с й ¹⁰

растворяющей способности воды. Для большинства ми- нералов этот вопрос изучен ⁰

слабо. Наибольшей известно- Рис.58. Зависимость растворимости неко-

стью пользуются результаты торых газов от температуры

опытов В.И. Манихина, пока- <^ПР^И парциальном давлении 0,! МПа)

завшего, что с повышением * - в³⁰¹¹;² - кислород, з - аргон,

4 - углекислый газ, 10², 5 - метан

давления до 200-300 МПа растворимость гипса может возрастать в 6-7 раз, а ангидрита в 10-15 раз.

Химический состав любых природных вод постепенно изме­няется на протяжении всей геологической истории развития регио­на. Разная степень воздействия отдельных факторов во времени на­рушает равновесие гидрогеохимических систем, что сопровождается развитием физико-химических процессов и непрерывным изменени­ем гидрогеохимических полей во времени. Цикличность такого раз­вития может быть различной. Так, ночное снижение температуры в сульфатных озерах может приводить к насыщению воды сульфатом натрия и ночной садке мирабилита. Годовая цикличность метеоро­логических показателей является причиной годовой цикличности состава речных и грунтовых вод: разбавлению в весенние паводки, осеннему повышению содержания сульфатов в результате смыва продуктов гумификации растений. Для крупных структур циклы изменения химического состава подземных вод глубоких горизон­тов, обусловленные тектоническим развитием региона, могут изме­ряться многими тысячами и миллионами лет.

Биологические факторы. Появление фотосинтеза около 3,7 млрд лет назад и последующая эволюция живой материи и как результат создание кислородной атмосферы Земли сыграли решаю­щую роль в формировании химического состава природных вод и протекании многих геологических процессов на Земле. Выше было показано, что формирование химического состава основной массы пресных вод Земли связано с процессами разрушения карбонатных и силикатных пород под действием углекислого газа, основным ис­точником которого являются продукты окисления отмирающего живого вещества. Поскольку и сами карбонатные породы в боль­шинстве своем образовались из скелетов и раковин, а алюмосилика­ты не содержат углерода, можно утверждать, что большая часть уг­лерода в гидрокарбонатном ионе пресных вод обязана существова­нию жизни на Земле и воды эти являются биогенными по генезису химического состава. Только состав замерзшей воды в крупных лед­никах Антарктиды и Арктики не испытали влияния жизни. Процес­сы развития жизни на Земле в значительной степени определили и химический состав океанской воды: если анионный состав воды

Мирового океана - результат дегазации мантии, то нейтрализация воды первичного кислого океана и формирование современного кати­онного состава океанской воды - результат сноса продуктов углеки­слотного, т.е. прежде всего биогенного, разрушения горных пород.

Огромную роль в формировании химического состава при­родных вод играют бактерии. Их появление на нашей планете на самых ранних стадиях возникновения жизни сразу стало заметным фактором, влияющим на состав пород и природных вод. Почти все окислительно-восстановительные процессы протекают при участии бактерий. Разложение и минерализация отмирающего органического вещества, окисление сульфидных минералов, восстановление суль­фатов, нитрификация, денитрификация, окисление соединений же­леза - вот те наиболее распространенные гидрогеохимические про­цессы, которые зависят от участия бактерий. Такой глобальный про­цесс, как сульфатредукция, протекающий вблизи поверхности Земли (иловые отложения дна озер и морей) и особенно интенсивно в глу­боких недрах Земли, связан с взаимодействием растворенных суль­фатных солей и нефтяной органики. Микробиологи показали, что бактерии могут существовать в значительном интервале температур. Нижнего предела, при котором бактерии остаются живыми, не вы­явлено; при размораживании они переходят в активное состояние; верхний температурный предел существования бактерий превышает 100 °С. Бактерии могут переносить любые реальные для этих темпе­ратур давления, поэтому глубина их распространения достигает 3- 4 км. Интересными исследованиями томских гидрогеологов обна­ружено, что бактерии могут активно существовать в связанных во­дах глинистых пород, обусловливая интенсивное протекание в них физико-химических процессов. Биологический фактор является, та­ким образом, одним из важнейших регуляторов химического состава природных вод нашей планеты.

Техногенные факторы. Человеческая деятельность посте­пенно становится мощным фактором формирования химического состава природных вод. Гидротехническое строительство, граждан­ское и промышленное строительство, освоение месторождений по­лезных ископаемых, интенсификация сельского хозяйства, мелиора­тивные мероприятия, функционирование промышленных предпри­

ятий, интенсивная эксплуатация водоносных горизонтов, утилиза­ция промышленных отходов на поверхности и в недрах Земли - все это приводит к заметному смещению природных гидрогеохимиче­ских равновесий и изменениям в химическом составе природных вод. В одних случаях эти изменения не влекут за собой вредных для человека последствий, в других - ухудшается качество природных вод и воды становятся либо непригодными для использования, либо пригодными только после очистки. Человеческая деятельность мо­жет изменять водный баланс, что влечет за собой заметные измене­ния химического состава воды. Так, интенсивная откачка подземных вод на морских побережьях значительно снижает уровень воды, час­то даже ниже уровня моря, что способствует подтягиванию соленой морской воды к водозаборам. Для некоторых стран, например Гол­ландии, борьба с подтоком соленых вод к водозаборам становится одной из главных проблем питьевого водоснабжения городов.

Нарушение водного баланса в подземной гидросфере в резуль­тате откачки воды для водоснабжения или при осушении горных выра­боток может привести и к перераспределению водных масс различного химического состава между водоносными горизонтами, т.е. к засоло- нению пресных подземных вод или разубоживанию минеральных ле­чебных или промышленных вод. Нарушается водный баланс и в ре­зультате крупного гидротехнического и мелиоративного строительства.

Другим случаем человеческого воздействия на химический состав природных вод является попадание в природные воды вредных веществ. Такое воздействие даже без существенного нарушения вод­ного баланса имеет серьезные отрицательные последствия. Так, при интенсивном использовании в сельском хозяйстве ядохимикатов в водоносные горизонты попадают пестициды, медь, свинец, мышьяк. При удобрении почв селитрами и ортофосфатами в воды вносятся соединения азота, фтор, цинк, свинец. Для густонаселенных европей­ских стран загрязнение природных вод нитратами стало бедствием, борьба с которым требует преодоления больших технических трудно­стей. Столь же серьезные последствия связаны с работой промыш­ленных предприятий. Отходы нефтеперерабатывающих и сланцепе­рерабатывающих предприятий, попадая в недра, загрязняют водонос­ные горизонты нефтепродуктами, фенолами и другими органическими

соединениями. Отходы серно-кислотных цехов резко повышают ки­слотность природных вод, привносят цинк, медь, железо, свинец. На все виды вредных компонентов установлены так называемые предель­но допустимые концентрации (ПДК), но даже если концентрации того или иного загрязнителя не достигли еще предельно допустимых, необ­ходимо изучать динамик^ возможных изменений химического состава вод и давать реальные прогнозы на годы и десятилетия вперед.

В современных условиях невозможно исключить влияние искусственных факторов на формирование химического состава природных вод. Поэтому при проектировании любого сооружения или предприятия нужно выявить и тщательно взвесить гидрогеохи­мические последствия, которые могут сопровождать эксплуатацию сооружения или предприятия, предусмотреть необходимые меры по охране природных вод. В отдельных случаях в результате тщатель­ного анализа ситуации может быть принято решение о переносе предприятия на другое, менее опасное для природных вод место. Нужно помнить, что легче не допустить загрязнения природных вод, чем потом тратить огромные средства на их очистку.

Основные процессы формирования химического состава природных вод. Механизм формирования химического состава природных вод осуществляется через процессы, развивающиеся при постоянном взаимодействии природных вод, горных пород, газов и живого вещества [15]. Эти процессы переводят вещество в раствор, переносят его часто на значительные расстояния, выводят из раство­ра, концентрируют или разбавляют растворы, осуществляют обмен веществом между жидкой и твердой фазами.

Растворение. Растворением называют переход вещества из твердой фазы в жидкую, сопровождающийся разрушением кристал­лической решетки минералов. Скорость процесса растворения зави­сит от поступления воды к поверхности минералов, интенсивности взаимодействия воды и минерала и отвода насыщенного раствора, который осуществляется в результате движения воды и диффузии. Процесс растворения характеризуется сложной кинетикой на грани­це твердой и жидкой фаз, определяемой агрегатным состоянием горных пород, их пористостью, трещиноватостью, скоростью дви­жения воды [14]. Наиболее ярко процессы растворения проявляются

при формировании соляного и гипсового карста. Изучение этих раз­новидностей карстовых процессов показывает, что интенсивность процессов растворения контролируется современной и древней гид­рографической сетью, тектоникой, литологией и морфологией про­слоев нерастворимых пород (известняков, глин, алевролитов). Эти процессы влекут за собой образование на поверхности воронок, кар­стовых логов, котловин и других характерных форм рельефа.

Выщелачивание. Этот геологический термин означает вы­нос минералов из массива горных пород, сопровождающийся хи­мическими реакциями между растворенными в воде веществами и выщелачиваемыми минералами. Выщелачивание является частью более общего геологического процесса - выветривания. Наиболее активные растворенные в воде вещества, усиливающие протекание процессов выщелачивания, - кислород и углекислый газ.

Ярким примером выщелачивающего действия обогащенных кислородом вод является окисление сульфидов. Образующаяся при этих процессах серная кислота снижает pH среды и оказывает агрес­сивное действие на карбонатные породы:

СаСОз + S0₄²' + 2Н⁺ CaS0₄ + С0₂ + Н₂0.

В связи с этим всю совокупность такого рода процессов часто име­нуют серно-кислотным выветриванием или серно-кислотным выще­лачиванием, наиболее интенсивным в зонах окисления сульфидных месторождений, где образуются так называемые гипсовые шляпы. Одновременно с процессами выщелачивания образование избытка сульфат-иона приводит к накоплению слаборастворимых сульфат­ных минералов (барита, целестина, англезита) и к образованию вто­ричных руд, обогащенных барием, цинком, свинцом.

Взаимодействие с карбонатными и силикатными породами вод, обогащенных углекислым газом, часто называют углекислот­ным выщелачиванием. Все карбонатные породы (кроме соды) плохо растворимы, и для перевода заметных их количеств в раствор необ­ходим углекислый газ, переводящий карбонаты в растворимые би­карбонаты. Мы уже говорили, что углекислого газа воздуха для про­текания этих реакций недостаточно, что главным источником угле­кислого газа являются продукты разложения живого вещества и что в областях современного и молодого вулканизма эти процессы интен-

252

сифицируются поступающим с больших глубин метаморфогенным и вулканогенным углекислым газом.

Углекислый газ активно воздействует не только на карбо­натные, но и на силикатные минералы. Наиболее ярко эти процессы проявляются при разрушении полевых шпатов. Первой стадией этих процессов является гидролиз, сопровождающийся образованием ус­тойчивых вторичных минералов. Повышающаяся щелочность воды нейтрализуется углекислым газом, поддерживающим неравновес- ность системы и длительное протекание процесса выщелачивания. Эти процессы приводят к тому, что при выщелачивании силикатных пород формируются гидрокарбонатные воды; катионный состав этих вод контролируется составом силикатных минералов.

Сорбция и ионный обмен. Под сорбцией подразумевают по­глощение вещества твердой фазой. При этом поглощение поверхно­стью твердой фазы называют адсорбцией, а всем ее объемом - аб­сорбцией. Причиной этих процессов является электростатическое притяжение заряженными частицами вещества противоположно за­ряженных ионов. При химической сорбции эти процессы сопровож­даются химическими реакциями, в результате которых на поверхно­сти образуется новое вещество, тормозящее процесс. Физическая сорбция представляет собой обратимый процесс, сопровождающий­ся десорбцией вещества с поверхности. Наиболее интенсивно сорб­ционные процессы протекают в глинистых породах.

Разновидностью сорбционных процессов является ионный обмен (для природных систем обычно катионный) между сорбиро­ванными породой ионами и ионами солей, растворенных в природ­ных водах. Интенсивность ионного обмена лимитируется обмен­ной емкостью пород, которая достигает максимальных значений (100-180 МГ-ЭКВ./100 г) в монтмориллонитовых глинах. Наименьшей обменной емкостью (5-20 мг-экв./100 г) обладают каолинитовые глины, а для гидрослюдистых глин характерны промежуточные зна­чения обменной емкости.

Диффузия. Диффузией называют процессы перераспределе­ния вещества, вызванные тепловым движением молекул. В зависимо­сти от движущей силы различают термодиффузию, бародиффузию и концентрационную диффузию, причем для природных вод главной

является концентрационная диффузия, обусловливающая движение вещества под действием градиента концентраций, т.е. приводящая к выравниванию концентраций в относительно замкнутых системах. Основным уравнением, описывающим диффузионные процессы, яв­ляется первый закон Фика [см. формулу (29)].

Значение диффузионных процессов огромно: они способст­вуют выравниванию химического состава подземных вод глубоких водоносных горизонтов артезианских бассейнов и формированию вертикальной гидрогеохимической зональности. Изучение диффу­зионных процессов имеет большое значение при исследовании ми­грации загрязнений, формирования ореолов рассеяния металлов на рудных месторождениях и т.д.

Задание для самопроверки

1. Как изменяется химический состав атмосферных осадков в зависимости от климата, времени года и от геологических усло­вий района?

2. Приведите примеры территорий, где, несмотря на влаж­ный холодный климат, грунтовые воды могут быть солеными.

3. Приведите пример территории, где, несмотря на развитие гранитов и гнейсов, грунтовые воды могут быть солеными.

4. Приведите примеры континентальных территорий, где возраст седиментогенных вод исчисляется годами и где несколькими часами.

5. В чем состоит принципиальная разница в гидрогеохимии хлора, брома, йода и фтора?

6. В чем главное сходство и отличия в гидрогеохимии пар: хлора и натрия; кальция и магния?

7. Что определяет особенности гидрогеохимии галоидов?

8. Почему в подземных водах натрия обычно больше, чем калия?

9. Почему природные воды в большинстве случаев почти не содержат железа?

10. Почему в гидрогеохимии часто используются коэффици­енты, в которых участвуют хлор и аргон?

11. Чем отличаются условия формирования углекислых и азотных термальных вод?

Глава 7. Запасы, ресурсы и режим подземных вод 7.1. Понятие о запасах и ресурсах подземных вод

гих свойств (см. гл.5). Она высвобождается из горных пород без раз­рушения водоносной системы.

Естественные ресурсы характеризуются величиной пита­ния подземных вод в природных условиях, что чаще всего соответ­ствует расходу подземного потока. При общей оценке естественных ресурсов подземных вод в их состав включают все элементы водно­го баланса, в том числе инфильтрацию атмосферных осадков, пере­текание из смежных водоносных горизонтов и др.

Искусственные запасы представляют собою объем подзем­ных вод, образующийся в результате действия искусственных фак­торов, в частности орошения, подпора подземных вод, искусствен­ного заводнения пласта - магазинирования подземных вод.

Искусственные ресурсы - это расход воды, идущий на пополнение подземных вод за счет инфильтрации на площадях орошения, под дном водохранилищ, каналов или проведения спе­циальных мероприятий по усилению питания водоносных гори­зонтов. Кроме того, привлекаемые ресурсы подземных вод обра­зуются в результате их дополнительного питания: в зоне депресси- онных воронок за счет возникновения или усиления фильтрации из рек, увеличения питания атмосферными осадками, в результате уменьшения испарения с поверхности грунтовых вод при росте глубины залегания зеркала этих вод, усиления или возникновения процесса перетекания.

Естественные и искусственные запасы выражаются в едини­цах объема, естественные и искусственные привлекаемые ресурсы - в единицах расхода (литр в секунду, метр кубический в сутки). Для оценки закономерностей площадного распределения ресурсов под­земных вод используется показатель модуля подземного стока, от­несенный к единице площади. Методика расчленения речного стока для определения его подземной составляющей представлена на рис.8 (см. гл.З). С помощью этой методики Б.И. Куделин (1964) со­ставил карту модулей подземного стока СССР (рис.59). Заметим, что методика определения запасов и ресурсов подземных вод при раз­ведке и эксплуатации месторождений подземных вод имеет свою специфику.

7.2. Формирование ресурсов

И ЗАПАСОВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

тание. Площадь инфильтрационного питания напорного горизонта составляет всего лишь несколько процентов, а чаще даже доли про­центов от всей площади его распространения. «Мал золотник, да дорог», - так можно сказать про область питания артезианских вод. Количество атмосферных осадков, которое может просочиться вглубь, зависит от приемистости покровных отложений. Обычно на питание подземных вод расходуется примерно 5-10 % от количества выпадающих атмосферных осадков. Оно значительно возрастает на участках распространения закарстованных пород, где оно достигает 25-30 % и даже более от суммы выпадающих осадков. Такое интен­сивное поглощение атмосферных вод, как уже раньше указывалось, получило название инфлюации.

В области питания подземных вод формируются естественные их ресурсы. От области питания до области разгрузки создается ог­ромная инерционная система. Если передача напора происходит сравнительно быстро (часы, сутки), то движение самой воды в водо­носной системе может занимать 10 • п лет, где п колеблется в широком диапазоне: от трех до десяти. Взглянем на Солнце, ведь оно тоже не одномоментно проявляет свое воздействие. Световой луч от него до­ходит до Земли за 8 мин, электромагнитные волны - за двое суток, а возбуждение гравитационного поля происходит через многие годы.

Разгрузка подземных вод характеризует также естественные ресурсы водоносной системы и может быть рассеянной или сосре­доточенной. Рассеянные выходы подземных вод образуются на уча­стках выклинивания водоносных горизонтов, при сосредоточенной разгрузке вод возникают крупные источники. Они обычно приуро­чены к зонам повышенной водопроницаемости: тектоническим на­рушениям, карстовым полостям, контактам водоносных и водоупор­ных пород и др. Интересно отметить, что дебит таких источников может значительно превышать модуль подземного стока, приходя­щегося на 1 км² водоносного горизонта. Например, дебиты самых крупных источников карстовых вод достигают 20 м³/с. Это в сотни раз больше модуля подземного стока с 1 км² водосбора. Для образо­вания такого крупного источника необходимы особые условия: большой перепад давления, высокие скорости движения потоков, подземные реки и др.

мата при дефиците водного питания и глубоком дренировании во­доносных горизонтов (рис.60, б). Подземные потоки, зарождаясь в предгорьях, на участках предгорных шлейфов и на пути дальнейше­го следования практически не получают атмосферного питания, так как осадки тратятся на испарение. Под руслом реки в результате просачивания поверхностных вод формируются валы растекания и линзы пресных вод значительных размеров. Подобная обстановка возникает в долинах многих среднеазиатских рек: Амударьи, Сыр­дарьи и др.

Бассейны грунтовых вод имеют в плане изометричную фор­му и занимают площади в десятки и сотни квадратных километров. Они приурочены к озовым и камовым полям среди ледниковых от­ложений, структурам 2-го и 3-го порядков, образованным в верхней части разреза водопроницаемыми породами (известняками, доломи­тами, песчаниками, мелами, опоками, песками и др.). Питание грун­товых вод этих бассейнов осуществляется в пределах площади их распространения и зависит в основном от фильтрационных свойств покровных отложений и климатических условий. Поэтому в гумид- ных областях модули подземного стока на порядок больше, чем в аридных. Особенно они велики на участках, сложенных карбонат­ными и грубозернистыми отложениями, до 3-6 л/(с-км²).

Модули подземного стока артезианских бассейнов принято записывать в виде дроби, в числителе - диапазон колебаний, в зна­менателе - средние значения. Для артезианских бассейнов России эти данные следующие, л/(с-км²) [49]: Средне-Русский 1,0-6,0/2,25, Восточно-Русский 0,1-3,5/1,3, Каспийский 0,0-0,9/-, Западно- Сибирский 0,1-4,0/1,2, Восточно-Сибирский (южная часть) 2,0-3,0/-. Неблагоприятные условия для формирования подземного стока на­блюдаются не только в аридных областях (Прикаспий), но и в рай­онах развития многолетней мерзлоты (Восточная Сибирь). Верхняя часть разреза центральной и северной частей Восточной Сибири скована многолетней мерзлотой, поэтому основной объем стока проходит здесь поверхностным путем.

Инфильтрационные воды в артезианских бассейнах прони­кают на глубину 0,7-1,0 км. Преградой для них становятся регио­нальные водоупоры. Движение подземных вод выше него, в верхнем

гидрогеологическом этаже, подчиняется законам гидростатики и направлено от области питания к области разгрузки (см. рис.36). В верхней части этого этажа, как указывалось выше, формируются ес­тественные и привлекаемые ресурсы подземных вод, а в средней и нижней частях его разреза - естественные и упругие их запасы. Ни­же регионального водоупора также встречаются преимущественно естественные и упругие запасы. Водоносные системы, расположен­ные в нижнем гидрогеологическом этаже, не имеют прямой гидро­геологической связи с дневной поверхностью. Движением подзем­ных вод здесь управляют компрессионные процессы, которые воз­никают при литификации (уплотнении пород). Образующиеся при этом воды называются элизионными (см. рис.37). Аккумуляции ка­пельно-жидких вод могли способствовать также тектонические, сейсмические, криогенные, магматогенные и другие процессы. В свободное состояние может переходить также часть химически свя­занных вод. Такие явления происходят при дегидратации монтмо- риллонитовых глин, которые становятся гидрослюдистыми, гипсов, которые превращаются в ангидриты. Воды, образующиеся при этом, называются возрожденными (см. гл.4 и 5). По генезису воды нижне­го гидрогеологического этажа являются древними инфильтрацион­ными и седиментационными. Отжатие в них элизионных и возрож­денных вод приводит к повышению напорности водоносных систем и создает условия для латерального и вертикального сквозьпласто- вого движения подземных вод.

Гидрогеологические массивы. Гидрогеологические массивы занимают господствующее высотное положение. Это означает, что они представляют собой внешнюю область питания артезианских бассей­нов. На их территории выпадает большее количество атмосферных осадков, а расчлененный рельеф способствует быстрому их стеканию за пределы складчатых областей, причем преимущественно поверхно­стным путем, о чем свидетельствует значительная густота речной сети и завышенный почти на порядок модуль поверхностного стока по сравнению с подземным. Модули подземного стока для некоторых складчатых областей по данным ВСЕГИНГЕО [49] следующие, л/(с-км²): Балтийский щит 0,5-3,0/0,8, Кавказская 3,0-20/6,0, Тимано- Уральская 0,3-10/3,0 (в числителе-диапазон, в знаменателе—среднее).

Обводненность пород складчатого фундамента весьма не­равномерна. Хуже всего обводнены метаморфические и интрузив­ные породы складчатого фундамента. В зоне выветривания естест­венные ресурсы имеют модули подземного стока менее десятых до­лей литров в секунду с квадратного километра площади. Они замет­но возрастают только на участках зон тектонических нарушений. Основными носителями естественных ресурсов подземных вод яв­ляются четвертичные отложения и карбонатные породы, которые служат вместилищем внутриструктурных бассейнов карстовых вод.

С четвертичными отложениями связано образование потоков и бассейнов грунтовых вод. Потоки формируются в речных долинах, в предгорных шлейфах. Расходы наиболее мощных и крупных пото­ков грунтовых вод могут достигать 3-4 м³/с. Такие условия возни­кают на участках поглощения речных вод и накопления мощных толщ грубообломочных отложений аллювиального и пролювиально- го происхождения. Бассейны грунтовых вод встречаются в районах широкого развития четвертичных отложений. На Балтийском щите они приурочены к флювиогляциальным пескам с многочисленными озерными котловинами. В других складчатых областях бассейны грунтовых вод образуют верхний этаж артезианских структур оро- генного типа (межгорных, предгорных, латеральных и др.). Такие условия наблюдаются в Нижнее-Зейской, Средне-Амурской, Куро- Араксинской, Ферганской и других впадинах. Нередко эти бассейны располагаются в озерных котловинах и разгружаются на дне озер (озера Зайсан, Иссык-Куль, Балхаш и др.). Возраст водовмещающих пород, содержащих грунтовые воды в орогенных структурах, может быть не только четвертичным, но также неогеновым, палеогеновым и более древним. В нижнем структурном этаже орогенных впадин широкое распространение получили напорные водоносные системы. В них наряду с естественными ресурсами формируются естествен­ные и упругие запасы подземных вод.

Гидрогеология внутриструктурных бассейнов карстовых вод рассмотрена в гл.4. Наиболее широкое распространение закарсто- ванные породы получили на Урале (силур, девон, карбон), на Кавка­зе (юра, мел). Кроме того, они встречены в Центральном Казахстане и на Алтае (карбон) и на юге Дальнего Востока (кембрий).

Интенсивное атмосферное питание в большинстве перечис­ленных регионов, большие емкостные возможности закарстованных пород, активный водообмен создают благоприятные условия для формирования значительных естественных ресурсов подземных вод. В этих местах отмечены наибольшие значения модулей подземного стока, до 10-20 л/(с-км²).

Вулканогенные бассейны. Вулканогенные бассейны нео- ген-четвертичного возраста распространены на востоке страны и на Кавказе, где они связаны с альпийским циклом тектогенеза, они встречены также в зоне Байкальского рифта и в некоторых других местах. Наибольшими ресурсами подземных вод обладают вулкано- гены долинного и склонового типов (рис.61). Вершины вулканов, водоразделы и высокие плато, как правило, являются сдренирован- ными. Несколько лучшая гидродинамическая обстановка складыва­ется вблизи вершин, обладающих снеговыми или ледяными «шап­ками». Здесь в теплое время года обеспечивается постоянное пита­ние водоносных горизонтов талыми водами (Эльбрус, Казбек, Клю­чевская и др.).

В разрезе вулканогенной толщи вскрывается до пяти-десяти, а иногда и более водоносных горизонтов. В верхней части разреза их поверхность свободна, а с глубиной они становятся напорными. Пустотное пространство в эффузивах представлено порами и тре­щинами. В порах формируются емкостные запасы, а по трещинам осуществляется движение подземных вод. С глубиной водопрони­цаемость пород падает, поэтому основные естественные ресурсы и запасы подземных вод приурочены к верхней части гидрогеологиче­ского разреза. Наиболее обводненными при этом являются эффузи- вы с плитчатой, столбчатой и глыбовой отдельностями, шлаковой и пемзовой видами пористости. В неоген-четвертичных эффузивах с подобной характеристикой водопроницаемости модуль подземного стока достигает 5-15 л/(с-км²). В них наблюдаются также крупные источники с дебитом до 1-2 м³/с. В Араратском вулканогенном бас­сейне (Армения) суммарный дебит источников 20 м³/с. В Колумбий­ском вулканогенном бассейне, расположенном на юге Каскадных гор (Кордильеры), - самом крупном в мире, производительность скважин в четвертичных базальтах достигает 350 л/с.

3. Режим подземных вод

Под режимом подземных вод понимается изменение их со­стояния и поведения во времени и пространстве. Наиболее важными показателями режима являются уровень, расход, гидравлический градиент, температура, газовый и химический состав, минерализа­ция и вязкость подземных вод. Эти показатели изменяются под влиянием природных и техногенных процессов, что соответственно обусловливает существование естественного и нарушенного режима подземных вод. Нередко наблюдаются комбинации названных фак­торов. Так, в частности, выделяется слабонарушенный режим, при котором подземные воды под воздействием техногенных факторов, хотя несколько меняют поведение, но сохраняют основные законо­мерности естественного режима. Возможны и другие комбинации такого взаимодействия.

Разработаны методы определения некоторых гидрогеологи­ческих параметров по результатам изучения режимных показателей.

265

К таким параметрам относятся коэффициент фильтрации, коэффи­циент водоотдачи, коэффициент инфильтрации, годовые амплитуды колебания уровня, минерализации и состава подземных вод. По этим данным могут быть оценены ресурсы подземных вод, приходные и расходные статьи водного баланса, гидродинамические и гидрохи­мические условия водоносных систем.

Изучение режима подземных вод является одной из много­численных ветвей комплексного изучения окружающей среды. В этот комплекс входят разнообразные наблюдения, в том числе за климатическими показателями (состав и температура воздуха, коли­чество выпадающих осадков, испарение и др.), растительностью, почвой, физико-геологическими процессами, гидрогеологическими показателями (уровень, расход, состав поверхностных вод), радио­генной обстановкой и многое другое. Эти исследования проводятся по разным программам: экологическим, санитарно-гигиеническим, природоохранным, недропользования и др. Их цель - обеспечение контроля и качества окружающей среды, оценка ее состояния, про­гнозирование возможных изменений при антропогенных процессах. Все они в совокупности образуют систему мониторинга окружаю­щей среды, которая проводится на четырех уровнях: детальном, ло­кальном, региональном и федеральном.

Детальный мониторинг представляет собой систему наблю­дений и измерений на различного рода объектах (предприятиях, ме­сторождениях, хозяйственных комплексах и т.п.). Локальный мони­торинг как следующая ступень режимных исследований объединяет в систему детальный мониторинг объектов и выводит его на новый уровень, районный, городской. При объединении систем локального мониторинга в региональную обобщают результаты исследований на территории области, нескольких областей, края или федерального округа. Самой высокой ступенью мониторинга является его госу­дарственный уровень. Система регионального мониторинга объеди­няется в государственную сеть, образуя общефедеральный уровень мониторинга. На каждой ступени мониторинга природной среды исследования проводятся по определенной программе с соблюдени­ем регламентируемых требований и правил по изучению пунктов наблюдений, включенных в режимную сеть того или иного уровня.

Мониторинг природной среды дает весьма важную инфор­мацию об условиях формирования ресурсов и состава подземных вод. Для многих ландшафтно-климатических районов получены многолетние ряды таких наблюдений (за 50-70 лет). Корреляцион­ная связь, которая устанавливается между географическими, геоло­гическими и гидрогеологическими показателями, позволяет оцени­вать направленность природных процессов и прогнозировать их из­менения в будущем.

Итак, изучение режима подземных вод позволяет дать инте­гральную характеристику воздействия природной среды на подзем­ную гидросферу. Поэтому изучение поведения и состояния подзем­ной гидросферы на контакте с другими оболочками Земли (атмо-, лито-, био- и наземной гидросферы) решает общие задачи. Главной среди них является установление пространственно-временных зако­номерностей формирования подземных вод. Зная эти закономерно­сти, можно оценивать ресурсы подземных вод, изменения химиче­ского состава и минерализации подземных вод при их движении по пласту, изучать взаимосвязь подземных и поверхностных вод, в том числе морских, общую гидрогеодинамическую обстановку, условия питания и взаимодействия водоносных горизонтов. Обладая этой информацией, можно решать некоторые практические задачи, на­пример, выделять территории, благоприятные для строительства оросительно-мелиоративных систем, водозаборов, размещения шахтных и карьерных полей, а также пригодные для различных ви­дов промышленного, гражданского и другого строительства.

Специализированные исследования и прогноз режима под­земных вод используются для решения многообразных приклад­ных проблем:

• подсчет режимных и балансовых показателей при выборе оптимальных условий работы водозаборных и осушительных со­оружений;

• обоснование водохозяйственных мероприятий по борьбе с засолением и заболачиванием почв на участках оросительных и осушительных систем;

• прогнозирование водопритоков в горные выработки с уче­том режимообразующих факторов;

• изучение режима подземных вод в прибереговой зоне рек и водохранилищ в связи с возможностью подтопления зданий и со­оружений, образования оползней и карста;

• изучение режима подземных вод в районах загрязнения и истощения водоносных горизонтов при эксплуатации месторожде­ний пресных, минеральных и термальных вод;

• изучение режима подземных вод и криогенных процессов в районах развития многолетней мерзлоты в связи с хозяйственным освоением этих территорий.

Изучение режима подземных вод общего направления соот­ветствует региональному и федеральному уровню исследований, а специализированного назначения - их детальному и локальному уровням. Этим самым регламентируется и масштаб проведения та­ких работ. Решение общих задач требует обычно проведения иссле­дований в масштабе 1:200 ООО и мельче, а специализированных за­дач - в масштабе 1: 50 ООО и крупнее.

Режимообразующие факторы. А.А. Коноплянцев и С.М. Се­менов [20] выделяют шесть групп режимообразующих факторов: геологическую, космогенную, климатическую, биологическую, гидрологическую и искусственную. При оценке роли указанных факторов важное значение имеет длительность и интенсивность их воздействия.

Влияние геологического фактора следует рассматривать комплексно: в геолого-структурном аспекте, с точки зрения про­цессов тектонических движений, уплотнения пород при литоге­незе, изменения гравитационного поля. Быстрее всего реагируют подземные воды на физико-геологические процессы: карстовые, суффозионные, оползневые, вулканические, неотектонические, сейсмические. Космический фактор относится к числу длитель­но и ритмически действующих. Его участие в режимообразова- нии связано с движением Земли по гелиоцентрической и галак­тической орбитам. Эти движения регулируют многие процессы на поверхности Земли и в ее недрах. Их проявление имеет се­зонный, многолетний и многовековой характер. Влияние клима­тического фактора на режим подземных вод особенно заметно. Оно сказывается, прежде всего, на водном и тепловом балансе в

верхних водоносных горизонтах. Биогенный фактор связан с уча­стием живых организмов в жизни подземных вод. Его влияние про­является в почвообразовательных процессах и в различных формах деятельности живой природы. Гидрологический фактор действует на участках контакта поверхностной и подземной гидросфер. Моря, озе­ра, водохранилища, реки обычно гидрологически связаны с подзем­ными водами и взаимно влияют на режим друг друга. Хотя воздейст­вие искусственного фактора на режим подземных вод началось срав­нительно недавно - в антропогене, оно становится все более обшир­ным и глубоким. Заметим также, что антропогенная нагрузка отличается разнообразием видов ее проявления, которое может быть механическим, физическим, химическим, биологическим и т.п.

Как было указано выше, большинство из перечисленных ре­жимообразующих факторов оценивается при изучении мониторинга окружающей среды. Функционирующая сеть наблюдений разных уровней дает важную пространственно-временную информацию ре­жимообразующих факторов. Благодаря ей создается более или менее ясное представление об условиях формирования режима подземных вод и, что еще очень важно, о причинах и циклах его проявления. При изучении режима подземных вод наибольшее внимание уделя­ется кратковременно возникающим циклам (эпизодическим, сезон­ным, годовым и многолетним). Например, устанавливается связь между началом таяния снегового покрова и подъемом уровня грун­товых вод, между наводнениями в реках и образованием зоны под­пора подземных вод, между началом устойчивой отрицательной температуры воздуха и образованием сезонной мерзлоты.

Наличие тесной корреляционной связи между различными компонентами режима подземных вод и действием режимообра­зующих факторов является основой для прогнозирования поведения подземных вод и расчета соответствующих параметров. Подземные воды подчиняются не только циклическим закономерностям, но и влиянию географической зональности, которая проявляется сле­дующим образом:

• в разновременности наступления в различных ландшафтно­климатических зонах положения характерных уровней грунтовых вод, связанных с периодами их питания и разгрузки;

• в зависимости годовой амплитуды колебаний уровня грун­товых вод от климатических условий, мощной сезонной аэрации и водопроницаемости пород;

• в зависимости времени начала весеннего подъема уровня грунтовых вод от наступления периода устойчивых и положитель­ных температур воздуха и таяния снежного покрова.

Пространственные изменения особенностей режима грунто­вых вод зависят не только от влияния географической зональности, но также и от высотной поясности, структурно-гидрогеологических условий, расчлененности рельефа и других факторов.

Главными единицами режима подземных вод по классифи­кации, предложенной А.А.Коноплянцевым и С.М.Семеновым [20], являются типы, режимы подземных вод и провинции их распростра­нения. Их выделяют на основании закономерностей изменения на изучаемых территориях теплового и радиационного балансов, кото­рые контролируют сезонные и среднегодовые температуры воздуха, а, следовательно, и промерзание зоны аэрации и условия питания грунтовых вод. Тип режима устанавливается по особенностям пита­ния грунтовых вод:

• кратковременного, преимущественно летнего питания, по­скольку он формируется в условиях многолетней мерзлоты, остров­ной, таликовой и сплошной;

• сезонное питание, в основном в весенний и осенний пе­риоды (зимой в верхней части разреза образуется зона сезонной мерзлоты);

• круглогодичное, преимущественно зимнее питание, на­блюдаемое в районах теплого климата (Средняя Азия, Закавказье).

По степени интенсивности и особенностям водного питания каждый тип делится на четыре подтипа режима: обильного, умерен­ного (или переменного), скудного (или недостаточного) и гидроло­гического. Если первые три подтипа формируются под влиянием климатического фактора (соотношение выпадающих осадков и ис­парения), то гидрологический тип зависит не только от атмосфер­ных процессов, но и от питания из водотоков и водоемов.

В каждом подтипе выделяются классы режима по степени дренированное™ водоносных систем: слабо дренированный, дрени­

рованный и сильно дренированный. Наиболее важное значение для определения класса режима имеет степень расчлененности рельефа.

Режим напорных вод. Связь напорных вод с земной по­верхностью затруднена, поэтому воздействие климата и поверхно­стных вод проявляется в сглаженном виде и обычно сдвинуто во времени. Влияние сезонных изменений на режим напорных вод бы­стро затухает с глубиной. Слой постоянных годовых температур располагается на глубине 7-15 м. Сезонные колебания уровня под­земных вод, изменения химического состава наблюдаются в области питания напорного водоносного горизонта. Интегральной характе­ристикой связей напорного водоносного горизонта с земной поверх­ностью может служить степень его дренированности. По этому по­казателю напорные водоносные горизонты инфильтрационного типа (см. рис.34) делятся на хорошо проточные, проточные и слабо про­точные. Количественно мера проточности водоносной системы мо­жет быть установлена с помощью действительной скорости движе­ния подземных вод или продолжительности цикла водообмена.

Ранее в нашем изложении материал систематизировался с учетом структурно-гидрогеологических условий. Однако в иерархии показателей, характеризующих режим подземных вод, структурно­гидрогеологические условия не считаются ведущими. Главное вни­мание уделяется гидрогеологическим компонентам, испытывающим сильное воздействие режимообразующих факторов. Такими компо­нентами являются воды зоны аэрации и грунтовые воды, которые распространены во всех типах гидрогеологических структур суши.

3. ИСТОЧНИКИ

Источником называется естественный выход подземных вод на земную поверхность. Частичной альтернативой этого термина могут быть термины родник, который используется для характери­стики выхода пресных вод, и ключ - фонтанирующий восходящий выход холодных подземных вод.

Последний этап формирования подземных вод перед выхо­дом их на земную поверхность зависит от особенностей водоносных систем. Источник замыкает водосборную площадь, с которой вода

стекает к месту его выхода. Выработано понятие о минимальных размерах водосборной площади, необходимых для образования ис­точника. Чем больше эта площадь, тем более стабильны показатели, характеризующие этот источник. Иными словами, площадь водо­сбора источника регулирует возможность существования временно действующего или постоянно функционирующего источника. Весь­ма важное значение для образования источника имеет степень рас­члененности рельефа или глубина вреза эрозионной сети. В связи с этим часто используется понятие базиса дренирования водоносных систем, которое соответствует положению ложа реки, озера, водо­хранилища, моря. Если водоносные системы находятся выше вреза реки, уровня озера, водохранилища, моря, происходит свободная разгрузка подземных вод, их вытекание на поверхность в виде ис­точников; если разгрузка происходит ниже вреза поверхностных вод, следует говорить о скрытом, или субаквальном, дренировании водоносных систем.

Показателем степени дренированности территории (см. гл.З), является плотность гидрографической сети, заболоченность и озер- ность территории. Из сказанного следует, что образование источни­ков есть результат сочетания аридносги — гумидности климата и сте­пени расчлененности рельефа. Меньше всего глубина вреза эрозион­ной сети в Западной Сибири (30-40 м). На Восточно-Европейской равнине она увеличивается до 100-150 м, а в Восточной Сибири даже до 200 м и более. Поскольку глубина вреза речной сети является про­дуктом неотектонических движений, можно говорить о связи степени дренированности водоносных горизонтов не только с климатически­ми, но и неотектоническими процессами. Минимальная площадь, не­обходимая для образования источника, является вторичной по отно­шению к первым двум факторам (климату и расчлененности рельефа). Так, для образования постоянно действующего источника в условиях гумидного климата минимальная водосборная площадь должна быть не менее 0,5-3 км² для среднегорных районов, 3-5 км² для низкогор­ных районов и 5-10 км² для равнинных районов. В аридных областях водосборная площадь источников значительно выше. Например, один постоянно действующий источник в условиях Центрального Казах­стана приходится на 200-300 км².

Структурно-гидрогеологическая обстановка играет важ­ную роль в формировании источников. Она определяет особенно­сти строения разреза и закономерности распределения движения подземных вод в зоне аэрации и верхних водоносных горизонтах (см. гл.4). Переслаивание водоносных и водоупорных пород, их ве­щественный состав и фильтрационные свойства, наличие тектониче­ских нарушений, баражей и «гидрогеологических окон» обусловли­вают характер водоносности и тип источника.

Для каждой водоносной системы, которая замыкается источ­ником, можно выделить область питания, область движения, об­ласть, зону или очаг разгрузки. Для грунтовых вод и верховодки об­ласти питания и движения обычно совпадают. При параллельно­струйном, а тем более веерообразном (растекающемся в разные сто­роны) движении вод возникает пластовая или рассеянная их раз­грузка. В том случае, если линии тока сходятся в одну точку по ходу движения подземного потока, возрастает его расход и в очаге раз­грузки образуется сосредоточенный источник. Этому может способ­ствовать наличие тектонического нарушения, карстового канала или зоны повышенной проводимости. Специфические гидродинамиче­ские условия возникают на участках разгрузки напорных водонос­ных систем, где имеются своеобразные «гидрогеологические окна», благоприятствующие образованию восходящих и даже фонтани­рующих источников.

Химический состав вод источников из скважин, пробурен­ных на тот же водоносный горизонт, несколько различается. В ис­точник сливаются воды верхней, наиболее промытой части водо­носного горизонта. При откачках из скважин в депрессионную во­ронку попадают воды и из более глубоких частей водоносного гори­зонта. Поэтому воды источников менее минерализованы, чем воды скважин. Обратим внимание еще на одно обстоятельство. В очагах разгрузки подземных вод резкая смена гидродинамической и гидро­химической обстановок приводит к появлению гидрохимических барьеров (окислительному, сорбционному, температурному, газово­му и др.). Эти процессы способствуют осаждению из воды тонких взвесей и растворенных минеральных веществ. По этой причине на участках разгрузки подземных вод нередко наблюдаются различные

минеральные образования: гейзериты, травертины, туфы, натеки и другие отложения.

Классификация источников. В справочной литературе приводится много вариантов классификаций источников по различ­ным признакам (В.М. Максимов, Д.И. Пересунько [42], М.Е. Аль- товский [1]). Рассмотрим некоторые из них.

По времени действия. Источники подразделяются на постоян­ные и временно существующие. Постоянно действующие источники функционируют в течение многих лет и на одном месте. Их режим мо­жет испытывать сезонные колебания, но значительные размеры облас­ти питания позволяют им сохраняться длительное время. Поэтому де­биты постоянно действующих источников значительно выше, чем вре­менно существующих. Последние обычно возникают в периоды ин­фильтрационного питания, затем их возможности постепенно иссякают, и через какой-то период (1-3 месяца) они пересыхают.

По приуроченности к определенным типам водоносных систем. Источники могут быть образованы верховодкой, грунто­выми водами, трещинно-грунтовыми водами, карстовыми водами, артезианскими водами, водами многолетней мерзлоты, трещинно­жильными водами и водами зон тектонических нарушений, а также водами современных вулканогенов (см. гл.4).

1. Верховодка. Источники, питающиеся верховодкой, ха­рактеризуются резкими колебаниями дебита, температуры, хими­ческого состава. Время их существования после прекращения ат­мосферного питания невелико (до нескольких десятков дней). Чаще всего источники этого типа наблюдаются в горных районах, где их питают приповерхностные воды, называемые горной вер­ховодкой.

2. Грунтовые воды. С ними связано образование нисходя­щих источников, изменение их основных параметров подвержено сезонным колебаниям. В рассматриваемой группе источников раз­личают эрозионные (рис.62), контактовые (рис.63, а), выклинива­ния (рис.63, б) и переливающиеся, или экранированные (рис.64). Эрозионные источники образуются в результате вскрытия водонос­ного горизонта эрозионно-абразионными процессами. Контактовые источники выходят по контакту водоносных и водоупорных пород

на склонах и уступах рельефа. Источники выклинивания образуются на участках фациального замещения водоносных пород водоупор­ными в местах выклинивания водоносных горизонтов. Переливаю­щиеся источники имеют восходящее движение на участках выхода водоносного горизонта на поверхность. Роль водоупорной покрыш­ки, обусловливающей восходящий характер вод источника, выпол­няют аллювиально-делювиальные отложения, тектонические сбросы или фациальные замещения пород.

Рис.64. Переливающиеся родники (по М.Е.Альтовскому)

промерзают, образуя бугры пучения и малые наледи. Наибольшее протаивание подрусловых и подозерных таликов происходит в сен­тябре. Это время наибольшей активности надмерзлотных источни­ков. В холодный период года эти талики, как правило, промерзают, и деятельность источников прекращается.

Межмерзлотные воды встречаются в разрезе, сложенном так называемой слоистой мерзлотой. Межмерзлотные воды относятся к напорным, а источники, образующиеся при их разгрузке, - к восхо­дящим и постоянно действующим. В зимний период на месте их вы­хода возникают наледи. Также восходящими и постоянно дейст­вующими являются источники, питаемые подмерзлотными водами. Эти источники способствуют появлению крупных наледей. Под­мерзлотные источники установлены в долинах крупных рек (Ниж­няя и Подкаменная Тунгуска), их воды имеют высокую минерализа­цию и нередко отрицательную температуру.

7. Трещинно-жильные воды. В глубоких тектонических зо­нах возможно развитие циркуляционных систем, в которых одни трещины выполняют роль поглощающих, а другие - выводящих (рис.68). При проникновении инфильтрационных вод на глубину нескольких километров растет температура их минерализации, они обогащаются минеральными солями, газами и микрокомпонентами.

количество источников минеральных и термальных вод. Чаще всего встречаются восходящие источники, но нередко и нисходящие. Осо­бый интерес среди источников районов современного вулканизма представляют гейзеры. Впервые они были обнаружены в Исландии. В нашей стране они встречены на Камчатке. Фонтанирование гейзе­ра происходит с определенной периодичностью (несколько часов, суток). Механизм действия гейзера следующий. В канале гейзера инфильтрационная вода образует столб, который давит на воду, ско­пившуюся ранее и имеющую температуру около 100 °С. Какое-то время эта вода не вскипает, потому что ей нужно набрать еще неко­торое количество тепла. Наконец, перегретая вода бурно вскипает и фонтаном выбрасывается на поверхность. Продолжительность из­вержения горячей воды, как и подготовки к фонтанированию, у ка­ждого гейзера разная.

По генезису. По происхождению источники разделяются на естественные и искусственные. Наиболее широко распространены естественные выходы подземных вод на земную поверхность. Ис­кусственные выходы образуются в результате инженерно-хозяйст­венной деятельности человека. Примерами таких водопроявлений могут быть источники, образовавшиеся в нижней части бьефа пло­тин, возникшие на полях орошения, участках сброса дренажных вод, прорыва водопроводной сети, в местах устройства баражных соору­жений и т.д.

По величине дебита. Диапазон колебаний дебита источни­ков, известный в мировой практике, огромен: от долей кубических сантиметров до десятков кубических метров в секунду, т.е. макси­мальный дебит, по крайней мере, в 10 млрд раз больше минимально­го. Гигантские выходы подземных вод на земную поверхность (бо­лее 1 м³/с) наблюдаются в закарстованных массивах и молодых вул- каногенах. Крупные источники с дебитом 10-100 л/с характерны для горных областей. Этому способствует сильно расчлененный рельеф, особенно глубокие эрозионные врезы и уступы. Нередко источники с такой производительностью встречаются и в равнинных областях, у подножья речных и морских террас.

В практике гидрогеологических обследований расход есте­ственных водопроявлений, как правило, изменяется в диапазоне

0,1 -2,3 л/с. Статистически это примерно 70-80 % от числа наблю­даемых родников; они обычно являются репрезентативными, т.е. характеризуют определенную гидрогеологическую обстановку, лег­ко опробуются, а результаты их опробования хорошо интерпрети­руются. Слабые проявления подземных вод на земной поверхности, т.е. рассеянные выходы, мочажины, заболачивания, переувлажнения почв, фиксируются как места разгрузки подземных вод и практиче­ского значения не имеют.

Режим источников. Под режимом источника понимается изменение его параметров во времени. Дебит, температура, химиче­ский состав, минерализация, газонасыщенность - эти данные позво­ляют оценивать баланс и ресурсы подземных вод, условия питания и разгрузки водоносного горизонта, устанавливать роль различных режимообразующих факторов. По отношению минимального дебита к максимальному Е.М. Альтовский [1] выделяет пять

групп источников:

QmrJСтах 1 : I 1: 1-1:2 1:2-1:10 I : 10-1:30 1:30-1:100

Источники Весьма Постоянные Переменные Весьма пе- Исключительно постоянные ременные переменные

Наблюдения за дебитом источников дополняют результа­тами исследований химического и газового состава вод, минера­лизации и температуры, которые позволяют установить зависи­мость этих показателей вод от воздействия атмосферных факторов (осадков, температуры и др.). На основании такого комплексного обследования источники делят на категории постоянно дейст­вующих, сезонно зависящих и ритмически функционирующих.

В головке источника часто наблюдаются его отложения, представляющие собой охры, натеки, налеты, туфы, соли, грязи. Их изучение дает представление о химическом и температурном режи­ме вод источника. В некоторых случаях с их помощью можно опре­делять генезис источников, а иногда устанавливать практическую ценность его отложений.

Задание для самопроверки

20. Какие практические задачи можно решать с помощью специализированных и режимных наблюдений?

21. Назовите и охарактеризуйте основные режимообразую­щие факторы.

22. Каковы виды и причины цикличности режима подзем­ных вод?

23. Как проявляется географическая зональность режима подземных вод?

24. Назовите основные типы и режимы подземных вод и объ­ясните, по какому принципу их выделяют.

25. По какому признаку выделяют классы режима грунто­вых вод?

26. Для чего изучается проточность артезианских систем и как количественно ее установить?

27. Что такое источник? Какие альтернативные названия мо­гут у него быть?

28. Каковы наиболее важные факторы образования ис­точников?

29. По каким признакам могут классифицироваться источники?

30. Каков механизм действия гейзера?

31. Какие виды источников Вы видели, находясь в геологи­ческом маршруте, на прогулке, вблизи дачи и других местах?

32. Что Вы знаете об отложениях источников, как Вы можете это интерпретировать?

Глава 8. Этапы развития подземной гидросферы и их влияние на современную гидрогеологическую обстановку

1. Непрерывность, необратимость и цикличность развития земли

Подземная гидросфера тесно взаимодействует с другими оболочками Земли, поэтому ее эволюцию следует рассматривать на фоне общепланетарных процессов. Среди наиболее важных назовем следующие:

• Зарождение Земли. Ее возраст, по современным данным, оценивается в 4,45 ± 0,02 млрд лет. Образовалась ли наша планета путем сгущения космического вещества, соударения космических тел или каким-либо другим способом - является предметом даль­нейших дискуссий.

• Необратимость развития Земли. Ее эволюция сопровожда­лась формированием внешних оболочек: лито-, атмо-, гидро-, био­сфер и расслоением внутренней части Земли на мантию и ядро. Все это происходило на фоне усиления дифференциации неоднородно­стей и разнообразия вещества, непрерывной диссипации (потери) энергии, роста объема наземной гидросферы и уменьшения флюи- досодержания в глубинных частях Земли.

• Цикличность развития Земли. Наблюдается повторяемость геологических, климатических, гидрологических, гидрогеологиче­ских и других природных событий, но каждый раз на новом уровне с некоторой периодичностью изменения темпов цикличностей и сме­щением этих процессов во времени. Разнонаправленные проявления цикличности связаны как с влиянием внешних факторов (галактиче­ских и гелиоцентрических), так и внутриземных причин - режимом поведения мантии. Проявления циклов происходят в разных направ­лениях. Перечислим некоторые из циклов: чередование полос сжа­тия и растяжения планеты в результате изменения скорости ее вра­щения, смещение местоположения магнитных полюсов во времени, смена этапов седиментации и орогенеза, колебание уровня Мирово­го океана, трансгрессии и регрессии моря, изменение органического мира биосферы, аккумуляция и рассеяние различных компонентов.

Остановимся подробнее на проблемах цикличности природ­ных процессов. В гл.З рассматривались климатический, гидрологи­ческий, гидрогеологический и геологический циклы круговорота воды подземной гидросферы. В геологии также выделяются разно­образные виды циклов (формационные, фациальные, металлогени- ческие и др.). Осадконакопление на нашей планете началось в позд­нем архее, около 3 млрд лет тому назад. Насчитывается 17 порядков таких циклов продолжительностью от одного года (ленточные гли­ны плейстоцена) до нескольких сотен миллионов лет.

Главные тектонические циклы Земли. Наибольшее влия­ние на облик нашей планеты оказали геодинамические циклы, выде­ленные Ж.Т. Вилсоном, М. Бертраном и Г. Штиле. В истории Земли насчитывается четыре цикла Вилсона. Их связывают с образованием и разрушением суперконтинентов: эпиархейского, формировавше­гося в конце архея и существовавшего от 2,6 до 2,3-2,2 млрд лет то­му назад, эпипротерозойского (от 1,65 до 1,4-1,35 млрд лет тому на­зад), эпимезопротерозойского (от 1,0 до 0,8 млрд лет тому назад), получившего название Родиния, и последнего из них Пангеи, про­державшегося 120 млн лет (от 320 до 200 млн лет тому назад). За последние 2 млрд лет прошло три цикла становления суперконти­нентов, т.е. для образования каждого из них требовалось примерно 650 млн лет [24].

Внутри циклов Вилсона располагаются тектонические циклы Бертрана. Он придерживался геосинклинально-орогенной концеп­ции, согласно которой выделялись три эпохи складчатости: каледон­ская от 545 млн лет тому назад (кембрия) до 370 млн лет тому назад (начало позднего девона), герцинская от 370 до 200 млн лет тому назад (до начала средней юры), альпийская - от 200 млн лет тому назад до настоящего времени. К этим двум циклам в дальнейшем добавили еще два: байкальский (венд) и киммерийский (середина мезозоя), характеризующие соответствующие эпохи складчатости. Продолжительность циклов Бертрана 150-200 млн лет, поэтому в цикл Вилсона входит три цикла Бертрана.

Тектонические циклы третьего порядка были установлены Г. Штиле. Основанием для их выделения послужили орогенические фазы. За фанерозойское время их было более двадцати. Продолжитель-

носгь циклов Штиле составляет примерно 30 млн лет. JI.H. Добрецов назвал этот цикл главной геологической периодичностью. В цикле Бер­трана их насчитывается, по крайней мере, три. Если цикл Вилсона ох­ватывает территорию огромного размера - суперконтинент, а глубина зарождения суперкокгинентов достигает 410-660 км, то циклы Штиле охватывают небольшие территории между островными дугами и кон­тинентами или между двумя соседними островными дугами, а корни заложения орогенных структур Штиле находятся в астеносфере.

Ротационно-пульсациониая гипотеза. Эндогенная дея­тельность Земли часто связывается с космическими процессами. Эта связь проявляется, прежде всего, в ротационно-пульсационном ре­жиме Земли [33], как полагают сторонники соответствующей тео­рии. Он обусловливает протекание геодинамических процессов по двум направлениям: эвстатическому и тектоническому. Первое из них реализуется перемещением объемов воды Мирового океана. Со­гласно гелиоцентрической модели в то время, когда Земля находит­ся в перигелии, часть вод Мирового океана должна переместиться из низких широт в высокие, чтобы принять форму шара. В то время, когда Земля будет находиться в офелии, часть вод Мирового океана должна уйти из высоких широт в низкие. Тектонические процессы проявляются при движении Земли по галактической орбите. Протя­женность галактического года в фанерозое непрерывно росла: 123, 161 и 231 млн лет. При нахождении в перегалактии Земля должна увеличивать свой объем и стремиться принять форму шара. Расче­тами показано, что при увеличении объема Земли на 1 %, длина эк­ватора увеличивается на 400 км. Поэтому при растяжении Земли образуются глубинные разломы, рифтообразные структуры, авлако- гены и усиливается вулканическая деятельность. В бореальных об­ластях активизируются морские трансгрессии, а в экваториальных областях море соответственно уходит от своих берегов. В апогалак- тии размеры планеты уменьшаются, и она приобретает форму эл­липсоида. Для этого времени характерны закрытие геосинклиналей, появление надвиговых и покровных структур, особенно на границах континентальной и океанической коры. Теперь в низких широтах регрессия моря сменяется трансгрессией, а в высоких, наоборот, мо­ре уступает место суше.

Все это укладывается в схему галацентрической модели, ко­торая находится в стадии разработки и требует новых доказательств для подтверждения своей правомерности. В связи с этим было бы полезно обсуждение следующих вопросов:

• близкое совпадение цикла Бертрана и галактических циклов;

• активизация базальтового магматизма, гидротермальной деятельности и рудообразования на этапах расширения планеты, соответствующих началу цикла Бертрана;

• активизация гранитоидного магматизма и гидротермально­го рудообразования на этапах орогенеза, соответствующих эпохам сжатия планеты и завершения циклов Бертрана;

• возникновение биотических кризисов и массовая гибель организмов, связанная с морскими трансгрессиями, регрессиями.

С позиций галацентрической модели, космические процессы обусловили эпохи угленакопления (в карбоне, юре и неогене) и неф- тенакопления (в кембрии, конце ордовика-девоне и перми-триасе).

Е.Е. Милановский разрабатывает пульсационную гипотезу режима Земли. Его схема демонстрирует связь эпох складчатости и возникающих при этом рифтовых зон, вулканических процессов, трансгрессий и регрессий моря с пульсациями Земли (рис.69). Это повод для размышлений о влиянии космоса на жизнь нашей плане­ты, на эндогенную и экзогенную ее деятельность.

Оледенения и климат прошлого. В.Е. Хайн [46] предлагает следующую хронологию оледенений на Земле: поздний архей 2,9 млрд лет назад (Южная Африка), поздний архей - перигляциальные образова­ния 2,53 млрд лет (Восточная и Центральная Африка); ранний протеро­зой 2,4-2,2 млрд лет (Канадский щит), средний протерозой 1,1-1,0 млрд лет (Канадский щит, Западная и Центральная Африка), поздний рифей 740-720 млн лет (почти повсеместно), ранний венд 620-600 млн лет (большинство континентов), граница венда и нижнего кембрия 454 млн лет (Северная Америка, Западная Африка, Южная Америка), поздний ордовик - ранний силур 445-429 млн лет, поздний девон — ранний карбон 363-353 млн лет, поздний палеозой 338-256 млн лет, поздний кайнозой 38 млн лет по настоящее время (Антарктида, Гренландия). Таким обра­зом, за 3 млрд лет истории Земли произошло примерно 11 крупных оле­денений. Все они связаны с резким похолоданием климата.

циклами Бертрана. Островодужный вулканизм, который возникал на орогенических фазах, приводил к интенсивному выбросу аэрозолей и затенению атмосферы; за этим следовало понижение температуры воздуха и оледенения. Плюмовый вулканизм и повышение концен­трации углекислого газа в воздухе способствовали появлению «пар­никового» эффекта, потеплению климата и таянию ледников.

Вернемся к ротационно-пульсационной гипотезе. Изменения климата тесно связаны с колебаниями солнечной инсоляции. Полу­чение тепла от Солнца зависит от наклона земной оси по отноше­нию к орбите вращения Земли (чем больше угол наклона, тем кон­трастнее колебания температуры воздуха, лето становится жарче, зима холоднее) и от места нахождения планеты на гелиоцентриче­ской орбите (при прохождении Землей перигелия, расположенного ближе всего к Солнцу, контрастность летних и зимних температур в одном полушарии сглаживается, а в другом резко возрастает). Все эти изменения происходят на фоне притяжения Луны, влияния дру­гих планет и носит периодический характер. На климат планеты мо­гут влиять и спонтанные явления, например удары о Землю крупных космических тел. Такое явление отмечено в Южной Африке и Авст­ралии, которые ранее составляли единое целое, и датируется в 3470 ± 2 млн лет назад. Крупный астероид упал на п-ов Юкотан (Центральная Америка) в юрское время. После его падения вымерли динозавры. Таким образом, эти столкновения имели глубокие по­следствия для климата Земли.

История наземной гидросферы. Зарождение нашей планеты рассматривается в основном по двум сценариям: «холодному» (сгу­щение космического вещества) и «горячему» (соударение крупных космических тел). Не обсуждая проблемы происхождения Земли, заме­тим, что наземная гидросфера образовалась в результате выплавления и дегазации мантии. Этот процесс шел неравномерно, усиливаясь на эта­пах рифтогенеза и вулканизма. Зарождение наземной гидросферы да­тируется примерно 4,2-4,1 млрд лет тому назад; в последующие 3 млрд лет объем поверхностных вод постепенно увеличивался, и к началу палеозоя (600 млн лет назад) приблизился к современному (табл.9). Можно сказать, что к этому времени стабилизировались процессы взаимодействия наземной гидросферы с подземной и надземной.

Данные табл.9 позволяют сделать некоторые выводы об эво­люции наземной гидросферы:

1. С позднего архея до наших дней площадь океанов сокра­щалась, а суши соответственно росла. Все это происходило на фоне горообразования и усиления контрастности наземного и подводного рельефа. Поэтому, несмотря на уменьшение территории водной по­верхности, объем воды в Мировом океане непрерывно увеличивался.

2. Вместе с увеличением объема Мирового океана повышался его уровень, примерно 0,8 мм за 1000 лет в последние 2-3 млрд лет.

3. На фоне общих тенденций: увеличения объема океанов, повышения водной поверхности и углубления дна - происходили резкие колебания их уровня в связи с трансгрессиями и регрессиями моря. Об их причинах шла речь несколько выше. Наиболее мощные трансгрессии в фанерозое происходили в ордовике (500 млн лет то­му назад), когда было затоплено примерно 50 % территории суши, и в меловое время (180 млн лет тому назад), когда было затоплено примерно 36 % территории суши. В фанерозое произошло семь

крупных регрессий, последняя из них началась в палеогене и про­должается в настоящее время. Благодаря ей, суша увеличила свои размеры на 10 млн км². Во время регрессии уровень океана падает на 100-200 м, а во время крупных трансгрессий поднимается до 170 м выше ординара. Тектонические процессы активно способст­вуют глобальному водообмену. Благодаря им, материки испытыва­ют тенденцию к подъему рельефа, что ведет к усилению континен­тальное™ климата. Углубление дна океана способствует увеличе­нию емкости этих водных резервуаров.

4. С течением времени доля поверхностных вод суши в об­щем объеме наземной гидросферы постепенно растет с 1 до 4,5 %. Сначала основная роль в этом перераспределении водных ресурсов принадлежала покровным ледникам, которые начали образовывать­ся в позднем архее и периодически «занимали» у поверхностной гидросферы до 30-60 млн км³ воды, затем образовались бессточные континентальные озера, в девоне возникли речные артерии, а в кар­боне - болота и озера. В голоцене появился человек, который с раз­витием цивилизации научился строить водохранилища и регулиро­вать в пределах своих возможностей водный баланс Земли.

2. ПОНЯТИЕ О МЕТОДАХ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Палеогидрогеология — это молодое направление гидрогеоло­гической науки. Оно возникло несколько десятков лет тому назад, благодаря усилиям А.М. Овчинникова, Е.А. Баскова, А.А. Карцева и др. Вполне понятно, что каждый геологический объект имеет свою историю развития, не представляет исключения в этом отаошении подземная гидросфера. В изучении ее истории возникает весьма много трудностей, связанных, в первую очередь, с динамичностью подземных вод - наиболее подвижного компонента геологической среды. Вспомним слова В.И. Вернадского о «вездесущности» воды и о том, что «в верхней часта планеты ею все проникнуто и охваче­но». Хотя подземные воды повсеместно распространены и участву­ют практически во всех геологических процессах, воды предыдущих эпох наблюдать уже нельзя, поскольку они ушли с места событий,

290

изменили свое состояние и свойства в ходе водообменных процес­сов и потому исходные растворитель и растворенное вещество обна­ружить невозможно.

При изучении теории развития подземной гидросферы сле­дует учитывать роль фундаментальных законов гидрогеологии (см. гл.З). Они контролируют ход наиболее важных гидрогеологических событий, объясняя направленность и степень их воздействия на раз­ных этапах развития подземной гидросферы. Реализацию такого подхода при палеогидрогеологическом анализе можно себе предста­вить следующим образом. Эволюционный закон устанавливает эта­пы развития подземной гидросферы, структурно-пространственный закон показывает закономерности размещения гидрогеологических структур на нашей планете и условия формирования резервуаров подземных вод, пространственно-временной закон позволяет оце­нить влияние круговоротов воды, вещества и энергии и их связь с другими природными циклами. Физический закон дает понятие о формах и интенсивности движения геологической материи, в ко­торой наиболее подвижным компонентом являются подземные воды, химический закон описывает преобразования состава под­земных вод, процессы водного рассеяния и концентрирования вещества, а экологический закон оценивает приспособленность геологической среды для жизнедеятельности биоты и ее участие в геологических процессах.

Палеогидрогеологический анализ можно проводить в разном масштабе: глобальном, региональном, локальном. Сужая размеры изу­чаемого объекта, можно соответственно снижать уровень применяе­мых законов, т.е. переходить от общих к частным, отраслевым и т.д. Иначе формулируется задача палеогидрогеологического анализа, когда поставлена конкретная цель и определены границы изучаемой территории. Такие задачи могут возникать при оценке роли папео- гидрогеологических условий в формировании ресурсов, состава, температуры и других особенностей подземных вод. Палеогидро- геологические исследования используют также и для решения гео­логических задач (для поиска рудных, соляных, нефтяных месторож­дений), для оценки экологической обстановки, для изучения ланд­шафтно-геохимических условий и эволюции криогенных процессов.

Методика палеогидрогеологического анализа изложена в ра­ботах Е.А. Баскова [38]. Исходными материалами для палеогидро- геологической характеристики региона служат палеогеологические, палеотектонические, палеогеографические, палеоклиматические ре­конструкции, состав пород и его изменение при литификации и ги­пергенезе, данные изучения современной гидрогеологической обста­новки, выявленные гидрогеологические закономерности. Е.А. Басков рекомендует следующие этапы восстановления гидрогеологической обстановки:

• структурно-палеогидрогеологический - реконструкция ос­новных типов гидрогеологических структур, водоносных комплек­сов, гидрогеологических формаций и др.;

• палео-гидрогеодинамический - реконструкция степени во- дообильности пород, условий питания, движения, разгрузки подзем­ных вод и др.;

• палеогидрогеохимический - восстановление степени минера­лизации, состава подземных вод, гидрохимической зональности и др.;

• палеогидрогеотермический - реконструкция температур вод, температурной зональности и др.

Приступая к реализации указанных выше реконструкций, необходимо учитывать следующие методологические положения.

1. При проведении палеогеографических реконструкций де­лаются допущения, схематизации, упрощения, что связано с исполь­зованием метода актуализма. Понятно, что современные гидрогео­логические процессы не могут повторять то, что было ранее, по­скольку эволюционный закон констатирует, что развитие подземной гидросферы шло непрерывно и необратимо. Поэтому невозможно в полном объеме вернуть «на круги своя» то, что было - происходило движение плит, изменялись оболочки Земли, ландшафтная обста­новка, климат и многое другое. Нельзя забывать и о том, что для па- леогидрогеологических построений используются, прежде всего, косвенные признаки: структурно-тектонические условия, состав, свойства, условия залегания пород, признаки прошлых ландшафтов и климата, сохранившиеся остатки флоры и фауны.

Корректный палеогидрогеологический анализ открывает нам страницы гидрогеологической истории (может быть с некото­

рой долей условности), позволяет оценить роль палеогидрогеоло- гических условий в создании современной гидрогеологической об­становки, ее значение в формировании подземных вод, их ресурсов и состава, а также образовании других полезных ископаемых (руд, нефти, солей).

2. Подходы к реконструкции палеогидрогеологических об­становок на территории складчатых областей и платформ, естест­венно, различны. При изучении истории орогенов основное внима­ние уделяется изучению тектонических, магматических процессов, рельефообразованию, а для истории платформ наиболее важными считаются процессы седиментации, литогенеза и воздействия кли­мата. (Эрогенные и платформенные территории имеют соответст­венно эндогенный и геодинамический режимы, для них характерно образование разных типов скоплений подземных вод (трещинно­жильных в складчатых областях и пластовых в артезианских облас­тях платформенного типа). Неодинаковы также полнота геологиче­ской летописи и мощность пород.

3. При палеогидрогеологическом анализе наиболее сложным является обоснование этапов развития гидрогеологических струк­тур. Для складчатых областей наиболее существенным представля­ется определение времени и условий перехода от одних типов к дру­гим; для осадочных бассейнов - выделение этапов седиментогенеза (морских трансгрессий) и перерывов между ними (регрессия моря), что соответствует преобладающему развитию, в первом случае, ли­тогенного, а во втором, инфильтрагенного режима подземных вод. При выделении палеогидрогеологических этапов необходимо, в пер­вую очередь, учитывать строение гидрогеологических структур. Каждый последующий этап должен отличаться от предыдущего строением гидрогеологических структур, формированием опреде­ленных типов водоносных комплексов и пр. Для каждого новейшего этапа с учетом палеотектонических и палеоформационных реконст­рукций следует выделять основные типы водоносных комплексов с разными вещественным и литологофациапьным составом и усло­виями скопления подземных вод в горных породах.

4. Наиболее простой представляется реконструкция палеоус­ловий по аналогии. Изучаемому палеообъекту подбирается совре­

менный аналог со сходными структурно-геологическими условиями и протекающими в них процессами. При сопоставлении палеообъ­ектов с современными руководствуются принципом инвариантно­сти, предполагающим неизменность законов природы, в том числе и гидрогеологических, не зависящих от временных и пространст­венных ситуаций. При этом важно соблюдать комплексность ис­следований, использовать наиболее достоверные и, насколько воз­можно, полную информацию, позволяющую понять суть происхо­дивших ранее событий.

При проведении палеогидрогеологических реконструкций широко используются разные виды картографирования прежних об­становок (карты водоносных горизонтов и гидрогеологических струк­тур, гидроизогипс и пьезоизогипс, гидрогеодинамической и гидрогео­химической зональности, фаций и формаций, температурных, клима­тических и ландшафтных типов) для реконструкции палеоусловий изучаемых объектов. Для количественной оценки палеогидрогеологи­ческих процессов разработаны методы гидрогеологических расчетов (гидрогеодинамических, гидрогеохимических, температурных и др.), способы оценки возраста подземных вод по изотопным данным, этим же целям служит статистический анализ полученных материалов и моделирование гидрогеологических процессов.

В заключение подчеркнем, что при одних и тех же эмпири­ческих данных, результативность и полнота гидрогеологических ре­конструкций во многом зависит от корректности выбранной схемы палеогидрогеологического анализа и соблюдения порядка этапов его проведения.

8.3. Эволюция подземной гидросферы

Эволюция подземной гидросферы шла непрерывно с момен­та ее зарождения. На этом пути возрастали сложность и неоднород­ность ее строения, контрастность происходящих в ней процессов, глубина и интенсивность воздействия экзогенных факторов, ее взаимодействия с другими оболочками Земли. За время, прошедшее с начала зарождения Земли, подземная гидросфера сформировалась как важнейшая естественная оболочка Земли, регулирующая ее вод­

ный, тепловой и химический баланс. В современную эпоху подзем­ная гидросфера стала техногенно-природной оболочкой планеты. Ее естественные свойства и функции стали приспосабливаться ко все возрастающему воздействию техногенной нагрузки.

В истории развития подземной гидросферы выделяется де­вять этапов. Границы между этапами выбраны таким образом, что­бы они совпадали в основном с таковыми у наземной гидросферы (табл.9) и тектоносферы [24]. Временные границы выделенных эта­пов, так же как и летопись упоминаемых событий, в какой-то мере условны. Существует много гипотез, концепций и точек зрения, которые не совпадают между собой. Здесь мы изложим версию ис­тории подземной гидросферы, которая кажется нам наиболее обос­нованной.

Гадей (катархей), 4,45-4,0 млрд лет назад. Зарождение Земли, образование подземной и наземной гидросфер и атмосферы.

Зарождение Земли, как указывалось выше, произошло 4,45 ± 0,02 млрд лет тому назад. Аккреция Земли, которая происхо­дила первые 100 млн лет, сопровождалась образованием жидкого ядра, мантии и протоатмосферы. Мантия была разогрета и образова­ла магматический океан глубиной до 750 км. Ее дифференциация привела к образованию первичной земной коры базальтового соста­ва (4,35 млрд лет тому назад). В составе флюидов преобладали вода, углекислый газ, азот, метан. При такой протоатмосфере на планете возник парниковый режим. Интенсивные метеоритные бомбарди­ровки способствовали усилению конвективного перемешивания магмы и выделению из нее флюидов.

Первые признаки жидкой воды были обнаружены в цирко­нии, возраст которого оценен в 4,3 млрд лет. Видимо, к этому вре­мени следует относить начало образования подземной гидросферы, резервуаром для которой могла послужить первичная базальтовая кора. Вначале подземные воды были только пресные. В них преоб­ладали ионы HCOj, Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, а также присутствовали хлор и некоторые литофильные элементы. В газовой фазе ведущую роль выполнял углекислый газ. Подземные воды выходили на земную поверхность и заполняли понижения рельефа. Первые признаки формирования наземной гидросферы относятся ко вре­

мени 4,2-4,1 млрд лет тому назад. Химический состав поверхност­ных вод мало отличался от такового «прародителей» - подземных вод. К концу рассматриваемого этапа наземная гидросфера практи­чески полностью затопила нашу планету (табл.9).

Ранний архей, 4,0-3,5 млрд лет назад. Возникновение про- токонтинентальной коры, первое оледенение, появление микроор­ганизмов.

В это время начала формироваться континентальная кора. На суше появились гидрогеологические массивы, сложенные гранитог- нейсами и другими метаморфическими породами. Значительное ме­сто на суше занимали и вулканогенные бассейны, а в прибрежной шельфовой зоне появились артезианские бассейны, чехол которых был сложен терригенными отложениями. В период 3865-3830 млн лет назад при активном участии микроорганизмов образовались железистые кварциты. Это время можно считать началом появле­ния биосферы. Суша только начинала формироваться, и главное место на Земле занимали океаны и океаническая кора. Основной гидрогеологической структурой океанической коры были субокеа- нические бассейны.

Средний архей, 3,5-3,0 млрд лет назад. Образование границ зеленокаменных поясов и первых континентальных блоков.

Изменения гидрогеологической обстановки на этом этапе мало заметны: продолжалось расширение области распространения гидрогеологических массивов, сложенных зеленокаменными поро­дами и гранитогнейсами, где закладывались блоки континентальной коры. Терригенные отложения накапливались в мелководных мо­рях, получили развитие субаквальные артезианские бассейны. На океанских склонах и большей глубине образовывались турбидиты, на основе которых впоследствии формировались субокеанские бассейны. Земля готовилась к крупным событиям: закладывались рифты, активизировались крупные плюмы и начиналось движение тектонических плит.

Поздний архей, 3,0-2,5 млрд лет пазад. Образование зре­лой континентальной коры, зарождение первого суперконтинен­та, первое оледенение, образование криосферы и многолетней мерзлоты.

Гидрогеологическая жизнь на этом этапе развивалась моно­тонно: в связи с образованием новых блоков гранитоидных пород росла область распространения гидрогеологических массивов, про­должалось развитие субаквальных артезианских бассейнов на дне мелких морей. Заметно активизировались тектонические процессы, началось движение тектонических плит, был заложен первый супер­континент. К концу архея мощность коры достигла 30-40 км, а мощ­ность литосферы выросла до 200 км. Важным событием стало пер­вое оледенение 2,9 млрд лет тому назад. На Земле впервые появи­лась многолетняя мерзлота и первые признаки криосферы.

Ранний протерозой, 2,5-1,65 млрд лет назад. Распад и за­ложение второго суперконтинента, базальтовый вулканизм, обра­зование вулканогенно-осадочных толщ.

Архейский суперконтинент распался примерно 2,2 млрд лет тому назад, и его место заняли 30 малых тектонических плит, кото­рые 1,9-1,8 млрд лет тому назад объединились и образовали нижне­протерозойский суперконтинент. Все это время продолжался базаль­товый вулканизм, метаморфизация пород достигла гранулитовой ста­дии, а во впадинах продолжалось накопление осадочных пород.

В нижнем протерозое были заложены будущие платформы, на месте которых впоследствии сложились артезианские области. Земная кора оставалась твердой и хрупкой, поэтому в ней образовы­вались глубокие рифтовые зоны. Внутреннее ядро Земли стало твер­дым, что имело определенные геодинамические последствия. Гео­химия осадков стала более разнообразной: наряду с терригенными отложениями, в морских условиях возникли осадки, обогащенные железом, что подготовило появление железистых кварцитов. Впер­вые стали образовываться карбонаты. Это означало, что хотя поло­жение пресных вод оставалось господствующим как в подземной, так и наземной гидросфере, их потеснили солоноватые воды.

Средпий протерозой, (нижний и средний рифей) 1,65- 1,0 млрд лет назад- Образование суперконтинента Родиний. Обра­зование гранитогнейсовых и вулканогенных поясов. Островодуж- ный вулканизм, субдукция. Погружение океанических плит под кон­тинентальную кору. Образование мощных артезианских бассейнов, появление соленых вод.

Появление суперконтинента Родиний относят к среднему рифею (позже 1,35 млрд лет тому назад). Для него был характерен спокойный тектонический режим. Однако в ряде мест образовыва­лись крупные синеклизы, в которых накапливались карбонатно- терригенные отложения мощностью до 10 км и рифто-грабены, ко­торые заполнялись вулканогенно-осадочными образованиями. Сна­чала эти структуры представляли собой артезианские бассейны, но впоследствии водовмещающие породы подверглись интенсивной литификации, а в некоторых случаях и гранитизации, и стали со­держать преимущественно трещинно-жильные воды. В начале этапа (до 1,5 млрд лет назад) заметным событием стало образование вул­каногенных поясов, в конце раннего и в среднем рифее широкое развитие получили гранитогнейсовые пояса. Таким образом, на су­ше получили развитие все три основных типа гидрогеологических структур. Ведущее место среди них занимали гидрогеологические массивы, широко распространены были вулканогенные бассейны, получили самостоятельное значение артезианские бассейны. На гра­нице 1,3-1,2 млрд лет тому назад возникли солоноватоводные бас­сейны, в которых накапливался гипс. Это привело к тому, что в Ми­ровом океане воды стали солоноватыми, а в некоторых местах и со­леными. В артезианских бассейнах гидрохимический разрез стал двухзональным: под зоной пресных вод появилась зона соленых. В горных странах начала формироваться высотная гидрогеохимиче­ская поясность: с понижением отметок рельефа постепенно увели­чивалась минерализация подземных вод, хотя ее конечные значения вряд ли превышали 1 г/л. Особо следует отметить, что на границе среднего и верхнего протерозоя океан набрал примерно 80 % своего объема. В дальнейшем темпы поступления воды в Мировой океан из недр заметно снизились.

Поздний протерозой (поздний рифей - венд) - кембрий, 1,0-0,5 млрд лет назад. Распад Робиния, образование Гондваны, рождение Тихого океана. Заложение главных артезианских об­ластей. Байкальская складчатость. Начало галогенеза, образова­ние рассолов.

На этом этапе тектоника плит приобрела черты, характерные для современной эпохи. В частности, появились островодужный

вулканизм, субдукция океанических плит, полная серпентинизация нижнего слоя океанической коры. Родиний распался 0,82-0,75 млрд лет тому назад. После некоторого перерыва, уже в конце этапа, на­чалось зарождение Гондваны. В это же время проявилась Байкаль­ская складчатость, были заложены вулканогены в платформенных областях. Там же, в артезианских бассейнах, формировался нижний этаж осадочного чехла. В венде и кембрии проявилась первая эпоха галогенеза. Накопление соленосных толщ сопровождалось образо­ванием рассолов. Гидрохимический разрез артезианских бассейнов стал трехзональным. Наряду с зонами пресных и соленых вод поя­вилась зона рассолов. Воды Мирового океана приобрели соленость, близкую к современной. Под его уровень ушли срединные океани­ческие хребты.

Ордовик - триас, 0,5-0,2 млрд лет. Исчезновение Гондваны, возникновение Пангеи. Каледонская и Герцинская складчатости. Образование палеозойских океанов. Циклы литогенеза. Возрастание роли артезианских бассейнов.

Присоединение Гондваны к Пангее произошло примерно 320 млн. лет назад (начало карбона). Каледонская и Герцинская складчатости завершили создание орогенных структур. В палеозой­ское время продолжалось формирование котловины Тихого океана и появились другие океанические котловины. В палеозое происходило дальнейшее накопление осадочного чехла артезианских бассейнов. Состав слагающих его пород был исключительно разнообразен: тер­ригенные, карбонатные, угленосные, соленосные, вулканогенные. Кроме кембрия, эпохи галогенеза наблюдались также в девоне и перми. В перми большинство артезианских бассейнов вышло из-под уровня моря, образовалась зона аэрации и усилилось влияние окис­лительных процессов.

На этом этапе эволюции геосфер, по Н.Н. Страхову, получи­ли развитие все четыре стадии литогенеза: вулканогенно-осадочный, гумидный, аридный и ледовый. Для каждого из них характерны спе­цифические условия питания подземных вод, что определило гидро­химическую зональность водоносных систем. При вулканогенно­осадочном литогенезе гидрогеохимический разрез структур чаще всего становился пестрым. Это объясняется тем, что на него повлия­

ли три фактора: степень солености седиментационных бассейнов, вулканические процессы и климатические условия. Гумидный лито­генез способствовал образованию мощной зоны пресных вод. В аридном литогенезе верхние водоносные горизонты чаще всего ока­зываются засоленными, а при ледовом верхняя часть гидрогеологи­ческого разреза промораживается.

В палеозое оледенения встречались четырежды: на границе венда и кембрия, ордовика и силура, девона и карбона, в конце па­леозоя. Крупные платформы и связанные с ними артезианские бас­сейны постепенно занимали ведущее место в гидрогеологическом строении континентов. В пермо-триасовое время ряд этих структур подвергся интенсивному рифгингу и трапповому магматизму (Вос­точная Сибирь, южное полушарие). Внедрение магмы, вскипание рассолов привело к коренному преобразованию этих структур.

Юра - кватер, 200 млн лет назад. Распад Пангеи. Альпий­ская складчатость. Образование современных океанов. Послед­нее оледенение. Формирование современных гидрогеологических структур.

Континентальный рифтинг, оживление мантийного магматизма и проявление субдукции на окраинах Пангеи привели к ее разрушению. Начало этого процесса датируется юрой. Интенсивный толеит- базальтовый вулканизм проявился вдоль будущей котловины Атланти­ческого океана. Протяженность этой зоны составляла 4,5 тыс.км. Аль­пийская складчатость сформировала основные орогенные структуры вдоль Средиземноморской и вокруг Тихоокеанской геосинклиналей. Главные тектонические события развернулись на океанских просто­рах: в юрское — меловое время определилось положение современ­ных океанов. В юре началось образование верхнего осадочного слоя океанической коры. Вокруг Тихого океана и в других местах появи­лись океанические желоба и островные вулканические дуги. На гра­нице эоцена и олигоцена наша планета существенно приблизилась к современному структурно-тектоническому облику. В конце олиго­цена началось последнее оледенение на нашей планете. Оно захва­тило сначала Антарктиду, а потом перешло на северные и южные окраины континентов и проявилось в высокогорных областях. По­следствия этого оледенения сохранились в виде ледяных покровов в

Антарктиде и Гренландии, а также многолетней мерзлоты в высоких широтах континентов.

В теплые и влажные времена межледниковья создавались благоприятные условия для формирования зоны пресных вод. Такая обстановка создавалась во многих современных аридных областях: пустынях Каракум, Кызылкум, Муюнкум, Сахара и др. Следы пре­сных вод межледниковых эпох обнаруживаются в этих районах и в настоящее время. Обновление водных ресурсов подземной гидро­сферы происходило непрерывно, на последнем этапе ее развития наиболее активным оно было в области Альпийской складчатости, где формировались гидрогеологические массивы, вулканогенные бассейны и артезианские бассейны орогенного типа. В артезиан­ских бассейнах платформ самое широкое развитие получили про­цессы вытеснения соленых вод пресными инфильтрационными во­дами в гумидных областях и образования пестрых по составу вод в аридных областях.

Земля постоянно и постепенно замедляла свое вращение. В фанерозое количество суток в году сократилось примерно на 40, а длительность суток увеличилась почти вдвое. Изменение продолжи­тельности внутригодовых и многогодовых циклов (климатических, гидрологических, гидрогеологических) несомненно повлияло на водный и тепловой режим и баланс Земли. В конце рассматриваемо­го этапа возникла новая геологическая сила - человек, влияние его жизни и деятельности на ход гидрогеологических процессов в верх­них водоносных горизонтах стало вполне ощутимым.

Влияние палеогидрогеологических условий на современ­ную гидрогеологическую обстановку. Из анализа основных этапов развития подземной гидросферы (табл. 10) следует, что формирова­ние резервуаров подземных вод продолжалось непрерывно с момен­та их зарождения. Это касается, прежде всего, емкостных свойств водовмещающих пород, которые подвергались различным процес­сам: литогенезу, метаморфизму, вулканизму, орогенезу, криогенезу, денудации и эрозии. Сами ресурсы подземных вод непрерывно об­новлялись. Быстрее всего эти процессы развивались в инфильтра- ционных системах, гораздо медленнее в седиментационных систе­мах. С глубиной водообменные процессы заметно замедлялись.

Пустотное пространство пород уменьшается, усиливается роль ли­тогенных, элизионных и других глубинных процессов. Поэтому с глубиной возраст подземных вод постепенно растет. Если в зоне аэрации и грунтовых вод он обычно составляет месяцы - несколько лет, то в верхней части зоны напорных вод он увеличивается уже до сотен-тысяч лет, а на глубинах более 2-3 км - до сотен тысяч и даже первых миллионов лет. Таким образом, можно говорить о существо­вании возрастной зональности подземных вод, о том, что воды обычно значительно моложе вмещающих пород. В этом случае речь идет о ее физической составляющей - растворителе. Как уже упо­миналось, вода находится в системе порода - газ — живые организ­мы, и в процессе нахождения в этой системе вода обогащается раз­личными компонентами: химическими соединениями, растворен­ными газами и микроорганизмами. Можно сказать, что химический состав подземных вод - это продукт их взаимодействия с вмещаю­щей средой. Эти две исходные позиции следует учитывать при изу­чении палеогидрогеологической обстановки.

Пресные палеоводы. Пресные воды залегают в верхней час­ти гидрогеологического разреза и потому являются самыми моло­дыми. Их возраст обычно и • 10-п • 10³ лет, в глубоких зонах до п ■ 10⁴ лет. В отдельных случаях его значения могут достигать п • 10⁵ и даже и- 10⁶ лет. Из сказанного следует, что основная масса пре­сных вод сформировалась в четвертичный период, а точнее в меж­ледниковое и постледниковое время. Сход покровного оледенения и деградация многолетней мерзлоты сопровождались образованием зоны пресных вод, возраст которых обычно не более 10-20 тыс. лет. Теплый и влажный климат межледниковья способствовал накопле­нию пресных вод в песках современных пустынь.

В гл.7 были рассмотрены условия формирования ресурсов подземных вод. Наиболее крупные месторождения пресных вод приурочены к аллювиальным долинам, предгорным шельфам, арте­зианским бассейнам, карстовым структурам, флювиогляциальным зонам, некоторым вулканогенам и крупным разломам. Общими для этих месторождений являются возраст вод (и • 10-и • 10³ лет), хоро­шие коллекторские свойства пород и высокая подвижность подзем­ных вод. Возраст водовмещающих пород может быть самым разно-

(от архейского до современного), как разнообразна и их геохимиче­ская основа: пески, песчаники, известняки и практически любые дру­гие породы, кроме соленосных. Таким образом, пресные воды явля­ются продуктом разновременно возникших факторов. Среди них сле­дует отметить следующие: емкостные свойства пород резервуара, его структурные особенности; физико-химическая среду, в которую по­падают подземные воды; время взаимодействия воды с водовмещаю­щими породами; тип исходных вод (атмосферные, поверхностные), которые являются физико-химической основой будущих скоплений пресных вод; антропогенное воздействие, влияющее на режим, ресур­сы и состав подземных вод. Таким образом, как видно из сказанного, палеогидрогеологическая составляющая пресных вод может иметь различное происхождение и разное время возникновения, которое может проявляться как на макро-, так и на микроуровнях.

Соленые палеоводы. Минерализация этих вод меняется в диапазоне 1-35 г/л. Накопление в них солей может быть следствием испарительных процессов, выщелачивания соленосных отложений, проникновения вод морского генезиса, обогащения продуктами вул­канических эксгаляций. Соленые подземные воды близко залегают к поверхности земли в районах континентального засоления в услови­ях аридного климата вблизи морских побережий, на участках раз­грузки глубокозалегающих водоносных систем, вблизи выходов со­леносных пород. Обычно соленые воды залегают на глубине более 200-300 м и мощность зоны соленых вод достигает 2-3 км. Соленые воды встречаются на глубине 5-6 км и более, поэтому возраст соле­ных вод колеблется в широком диапазоне (от первых месяцев до многих миллионов лет), нередко соленые воды могут быть сингене- тичны с водовмещающими породами седиментационных бассейнов. Соответственно реконструкция палеогидрогеологических условий формирования соленых вод сложнее, чем пресных. До конечной фа­зы своего образования минерализованные воды могут пройти не­сколько промежуточных стадий разбавления и концентрирования солей. Чаще всего соленые воды используют для лечебных целей. В этом случае изучают, прежде всего, состав, микрокомпонентную и газовую его составляющие. Каждый из названных компонентов ча­ще всего образуется самостоятельно. Химический состав вод отра­

жает общую гидрохимическую обстановку в водоносной системе. Целебные микрокомпоненты возникают обычно в результате спе­цифических процессов: обменных, микробиологических, окисли­тельно-восстановительных и др. Газовая фаза формируется во мно­гих случаях за пределами водоносной системы, например в глубин­ных разломах (углекислый газ, радон и др.). Из сказанного следует, что соленые воды образуются в результате сочетания комплекса различных физико-химических процессов, имеющих неодинаковую природу и время протекания. При эксплуатации месторождений таких вод важно сохранить равновесие между показателями их бальнеологических свойств. В противном случае возможно разбав­ление минеральных вод и потеря ими лечебных качеств.

Палеорассолы. Минерализация рассолов превышает 35 г/л, достигая иногда 500-600 г/л и более. Наиболее широкое развитие они получили в провинциях галогенеза. Эпохи галогенеза проходи­ли на нашей планете в кембрии, девоне, юре и неогене. Высокоми­нерализованные воды образуются также при радиолизе (радиоак­тивном разложении растворителей), растворении солей, криогенезе и других процессах. Рассолы занимают нижнюю часть гидрогеохи­мического разреза и залегают обычно на глубине более 2-3 км. Близ­ко к поверхности Земли они подходят на участках неглубокого зале­гания соленосных пород и в очагах разгрузки глубинных вод. Рассо­лы относятся к наиболее древним водам нашей планеты. Маточные рассолы могут сохраняться в «запакованном» виде в линзах, внутри соленосных толщ. Весьма значительным должен быть возраст и рас­солов, встречающихся в допалеозойских кристаллических щитах (Балтийском, Украинском, Канадском и др.), где они подвергаются радиогенному разложению. Минерализация рассолов, их состав, со­держание микрокомпонентов (брома, йода, бора, лития, меди и др.) зависит от происхождения и возраста. Наиболее высокая минерали­зация (до 625 г/л) и наиболее богатый микрокомпонентный состав установлены для седиментационных вод кембрийских солей Вос­точной Сибири. Воды выщелачивания, которые формируются в верхней части кембрийских солей, минерализованы меньше (до 100-150 г/л) и их микрокомпонентный состав относительно беден. Специфический состав и разную минерализацию (100-300 г/л) име­

ют воды, появившиеся в результате радиолиза и криогенных про­цессов. Пестрым составом и минерализацией отличаются молодые воды областей континентального засоления (Средняя Азия).

Палеотермы. Гидротермальная деятельность наиболее ак­тивна в областях современного вулканизма. Ее проявления носят цикличный характер и зависят от режима вулканических и сейсми­ческих процессов. Современным вулканам на Камчатке, например, несколько десятков тысяч лет. За это время у вулканов сложился определенный ритм жизни, которому подчиняются гидротермаль­ные проявления. То же самое можно сказать и о районах тектоно- магматической активатизации, здесь также можно наблюдать отло­жения древних термальных источников: травертинов и гейзеритов. Тот, кто бывал на Кавказских Минеральных водах, должен был бы заметить, что там много белых гор. Они сложены травертинами - отложениями древних углекислых источников. Жильные образова­ния рудных месторождений гидротермального типа представляют собой следы прежней гидротермальной деятельности. Они могли функционировать десятки и даже сотни миллионов лет тому назад. А в рифтовых зонах, на месте ранее действовавших субаквальных источников, обнаружены каркасы рудных тел, сложенных сульфи­дами. Примеров древней гидротермальной деятельности известно очень много.

Температура подземных вод с глубиной растет. На молодых платформах этот процесс происходит быстрее, чем на древних. На глубине около 3 км температура вод приближается к 100 °С, на боль­ших глубинах горячие воды можно встретить практически везде, но в отличие от вулканических областей, где эти воды имеют совре­менный возраст (10-15 лет), их возраст исчисляется многими тыся­чами и миллионами лет. Палеогидрогеологический анализ в услови­ях формирования термальных вод глубинных частей гидрогеологи­ческого разреза не поддается однозначной расшифровке. Состояние этих водоносных систем сложилось под влиянием современных теп­ловых процессов, палеотермоволн прежних климатических эпох и многих других факторов, роль которых учесть весьма трудно.

В заключение отметим важность палеогидрогеологического анализа для понимания современных гидрогеологических обстано­

вок. Знание прошлого позволяет правильно определить современные приоритеты и найти оптимальные направления гидрогеологических исследований. Нельзя при этом не учитывать трудности, которые воз­никают при проведении палеогидрогеологического анализа. С его по­мощью можно установить временные, пространственные и генетиче­ские закономерности, эволюцию гидрогеологической обстановки, что требует использования комплекса методов, широких познаний не только в области гидрогеологии, но и в смежных науках, а также и это, пожалуй, самое главное - гццросферного мышления.

Задание для самопроверки

1. В чем состоит необратимость гидрогеологического разви­тия Земли?

2. Как называются главные геодинамические циклы?

3. Сколько циклов Вильсона выделяется в истории Земли и на каком основании они определяются?

4. В чем заключается суть ротационно-пульсационной кон­цепции?

5. К какому времени относятся эпохи нефте- и угленакопления?

6. Сколько крупных оледенений произошло на нашей плане­те за последние три миллиарда лет?

7. Когда началось последнее оледенение, какие территории оно охватило?

8. Какой фактор способствовал возникновению парникового эффекта на Земле?

9. Когда произошло зарождение наземной гидросферы?

10. Когда на Земле происходили наиболее крупные регрессии и трансгрессии, и какие последствия они имели для подземных вод?

11. Какие методы палеогидрогеологических реконструкций предлагает Е.А. Басков?

12. Какие геологические признаки используются для прове­дения палеогидрогеологических реконструкций?

13. В чем различие методики и сути палеогидрогеологиче­ских реконструкций платформ и складчатых областей?

14. Когда произошло зарождение биосферы и какими причи­нами оно было вызвано?

15. Когда и как зародилась подземная гидросфера?

16. Каков был состав подземных и поверхностных вод в на­чале образования Земли в архее? По какому сценарию происходили изменения их состава?

17. Какое значение для химии подземных вод имело образо­вание карбонатных, гипсоносных и галогенных толщ? Как это ска­залось на изменении гидрогеохимической зональности?

18. Когда были заложены главные артезианские области Земли?

19. Когда проявились главные стадии галогенеза на Земле и какие это имело для нее последствия?

20. Какие последствия имел трапповый магматизм для арте­зианских бассейнов?

21. Каков диапазон оценки возраста пресных подземных вод? Какие события в прошлом способствовали их образованию?

22. Как можно использовать соленые воды? Приведите при­меры такого использования.

23. Как объяснить, что рассолы относятся к самым древним водам артезианских бассейнов?

24. Какие следы деятельности термальных вод в прошлом можно найти на суше и на дне океана?

Часть 2. Методические основы и практические приложения гидрогеологии

Глава 9. Методы гидрогеологических исследований

1. Виды гидрогеологических исследований

Гидрогеология возникла и формировалась на стыке геологи­ческих, географических, экологических и технических дисциплин. Поэтому специалисту гидрогеологу приходится овладевать самыми разнообразными методами исследований: от дешифрирования кос­мических снимков до конструирования приборов для гидрогеологи­ческих наблюдений и измерений.

Вода — самый динамичный компонент геологической среды. Она постоянно находится в движении, во взаимодействии с вме­щающими породами и биотой. При изучении воды следует получить пространственно-временные характеристики ее положения, количе­ства, состава, свойств, состояния, изучить физико-химические усло­вия ее взаимодействия с окружающей средой, фильтрационные и миграционные возможности водоносных систем. Этот перечень не исчерпывает всех сведений, которые необходимо получить при изу­чении гидрогеологических условий территорий. По важности, спо­собам получения и назначению их можно сгруппировать в три бло­ка: 1) прямые и косвенные признаки; 2) расчетные показатели; 3) ис­тинные и научные факты.

Прямые признаки представляют собой гидрогеологические характеристики водоносных систем.. К ним, например, относятся мощность водоносных пород, глубина залегания подземных вод, их температура, состав, окислительно-восстановительный потенциал, дебит источника и др. Эти данные создают основу фактического ма­териала, который используется при описании и картографировании изучаемой территории, при выборе расчетных показателей и реше­нии практических задач.

Косвенные признаки - это своеобразный фон, который фиксирует, как создается гидрогеологическая обстановка, в каких

условиях развиваются процессы движения и формирования подзем­ных вод. В категорию косвенных признаков включают сведения о структурно-геологическом строении, литолого-фациальном посто­янном составе разреза, геофизических полях, геоморфологии мест­ности, ландшафтно-климатических особенностях, гидрологии и гид­рографии речных систем, почвах, растительности и т.д.

Расчетные параметры используются для количественной характеристики подземных вод и водоносных систем. Для гидро­динамических расчетов наибольшее значение имеют коэффи­циенты фильтрации, уровнепроводности и пьезопроводности, мощность водоносного горизонта, напор подземных вод, радиус влияния, длина фильтра и радиус скважины, дебит скважины, ко­лодца, источника, амплитуда колебания уровня подземных вод за расчетный период, величина инфильтрационного питания водо­носного горизонта и др. С помощью расчетных данных оценивает­ся производительность водозаборных сооружений, составляются проекты опытной откачки, осушения горных выработок, ведутся расчеты эксплуатационных запасов и прогнозируется режим под­земных вод. Физико-химические параметры (Eh, pH, температура, минерализация, концентрация растворенных веществ и газа и др.) позволяют описать водную миграцию химических компонентов, установить возможность загрязнения или условия очистки подзем­ных вод, дать прогноз изменений их состава в различных физико­химических обстановках.

Истинные факты представляют собой ту часть прямых гидрогеологических признаков, которые можно наблюдать и изме­рять. Их устанавливают при изучении конкретных водопунктов: ис­точника, колодца, скважины. Все, что относится к их характеристи­кам, и представляет собой истинные факты. Важное значение при наблюдении и измерении этих фактов имеет степень достоверности получаемых результатов. Само гидрогеологическое проявление со­мнений не вызывает. Но его характеристики зависят от чувствитель­ности применяемых методов, наблюдений и измерений. Эта чувст­вительность может обеспечивать высокую достоверность результа­тов (отклонение в несколько процентов от истинных), но может да­вать только качественные результаты (по принципу есть - нет).

Научные факты появляются в результате анализа и обоб­щения проведенных исследований и позволяют судить, например, о режиме подземных вод (изменениях уровня, состава, температуры вод во времени), условиях питания и разгрузки водоносного гори­зонта, выявить гидрогеохимическую зональность и инверсии.

Оптимальные соотношения истинных и научных фактов обеспечивают наибольшую результативность проводимых гидро­геологических исследований. При этом необходимо стремиться к максимальной репрезентативности (представительности) изучаемых гидрогеологических объектов.

Количество методов исследований, которые применяются в гидрогеологии, в настоящее время весьма велико, поэтому совре­менный специалист вряд ли может в полной мере освоить их все. Обычно в научно-производственной деятельности гидрогеолог спе­циализируется в каком-либо направлении, например, овладевает приемами гидрогеологической съемки либо поисково-разведочных работ, мониторинга, гидрогеохимических исследований, моделиро­вания и др. Однако специализация не освобождает гидрогеолога от необходимости знакомиться с новинками гидрогеологической науки и практики. За время обучения в институте будущий специалист должен научиться быстро оценивать геологическую и гидрогеологи­ческую ситуацию на изучаемом объекте, представлять себе возмож­ные воздействия на окружающую среду, связанную с изменением обстановки под влиянием функционирования изучаемого объекта, водозабора, горных выработок, технического сооружения, ясно по­нимать масштаб своей работы, ее место в последовательном ком­плексе исследований, понимать необходимость получения конкрет­ных данных, а не заменять их общими рассуждениями, не впадать в эйфорию при получении каких-либо интересных конкретных дан­ных, забывая о целостной сути решаемой проблемы. Чтобы свое­временно знакомиться с новыми методиками, нужно знать, где, в каких организациях можно получить необходимую методическую помощь и консультации.

Методика проведения гидрогеологических исследований рассматривается в специальных монографиях, инструкциях и учеб­никах [18, 35]. На старших курсах методы гидрогеологических ис­

следований будут изучаться достаточно подробно, поэтому в на­стоящей главе эти сведения даются предварительно и в общем виде, формулируются наиболее важные задачи, которые должен решать специалист-гидрогеолог, устанавливается план его действий при проведении гидрогеологических исследований.

В перечень наиболее важных методов гидрогеологических исследований включены следующие виды работ:

1. гидрогеологическая съемка;

2. опытно-фильтрационные и опытно-миграционные работы;

3. геофизические работы;

4. режимные наблюдения и мониторинг;

5. лабораторные исследования;

6. сбор, хранение и обработка информации;

7. моделирование гидрогеологических процессов и про­гнозирование;

8. научно-исследовательские работы.

одновременно работает как геолог, а часто и как геофизик, ведущий радиометрические наблюдения, и от того, насколько он овладел всем комплексом полевых работ, насколько зорко он видит геологи­ческую и гидрогеологическую натуру, насколько правильно умеет ее интерпретировать и изображать, зависит качество геологических, гидрогеологических и других карт, которые будут составлены в ре­зультате проведенных работ.

Гидрогеологическая съемка представляет собой комплекс исследований, целью которых является составление гидрогеологи­ческой карты территории [18, 27, 28, 35].

Мелкомасштабная съемка (1:1 ООО ООО - 1:500 ООО) имеет целью расчленение разреза на водоносные комплексы, горизонты и водоупоры, общую оценку качества, условий питания и разгрузки подземных вод, получение общего представления о ресурсах. Со­ставление карты мелкого масштаба может производиться либо по имеющимся материалам отдельных частных исследований, либо по специально поставленным полевым гидрогеологическим съемочным работам мелкого масштаба.

Среднемасштабная съемка (1:200 ООО - 1:100 ООО) также ставит задачей расчленение гидрогеологического разреза, изучение режима подземных вод, физико-геологических явлений, инженерно­геологических условий территории. На ее основе часто производит­ся ориентировочный подсчет эксплуатационных запасов подземных вод. Среднемасштабная съемка, как правило, проводится на терри­ториях, покрытых мелкомасштабной, но в случае необходимости может выполняться и на территории, не охваченной гидрогеологи­ческой съемкой. В закрытых районах среднемасштабная гидрогео­логическая съемка сопровождается значительным объемом буровых и опытных гидрогеологических работ. Среднемасштабная гидрогео­логическая съемка чаще всего производится в масштабе 1:200 000, который соответствует масштабу государственной гидрогеологиче­ской карты России [27].

Крупномасштабная съемка (1:50 000 - 1:10 000 и круп­нее) предназначена для решения прикладных задач: общее водо­снабжение; водоснабжение на площадях развития отдельных типов минеральных вод; для целей мелиорации территорий; в связи с круп­

ным гидротехническим строительством; на участках строительства крупных шахт и рудников и т.д. Характер и объемы работ опреде­ляются при крупномасштабном картировании не только задачами съемки, но и особенностями объекта.

Гидрогеологическая съемка, как правило, производится по листам международной разграфки, которую надо твердо усвоить из курса геодезии.

В настоящее время среднемасштабной гидрогеологической съемкой покрыта существенная часть территории России (в основ­ном европейская часть, в меньшей степени районы Сибири). На тер­риториях, для которых гидрогеологические карты составлены более 10 лет назад и не отвечают требованиям кондиционности масштаба, проводят гидрогеологическое доизучение площадей (ГГД). Гидро­геологическую съемку (ГГ) в последнее время комплексируют с эколого-геологическими исследованиями и картографированием (ЭГИК), что совершенно необходимо для хозяйственно-освоенных районов, где интенсивно растет негативное воздействие хозяйствен­ной деятельности на геологическую среду [43].

Среднемасштабная гидрогеологическая съемка с ЭГИК мо­жет выполняться в комплексе с геологической съемкой (комплекс­ная геолого-гидрогеологическая съемка), с геологической съемкой четвертичных отложений, с геологическим доизучением террито­рий. Комплексность съемки позволяет лучше решить многие задачи: гидрогеологическое изучение территории немыслимо без хорошей геологической основы, а с другой стороны, гидрогеологические данные (выходы источников, химический состав подземных вод и пр.) могут быть хорошим подспорьем при проведении геологиче­ских границ и расшифровке многих особенностей геологической структуры района.

Гидрогеологические съемки с ЭГИК масштаба 1:200 ООО подразделяются на полистную (в границах одного листа междуна­родной разграфки) и групповую (на площадях нескольких листов с учетом границ бассейнов подземного стока). Групповые ГГД и ЭГИК наиболее рационально проводить в границах бассейна под­земных вод, охватывающего два-четыре съемочных листа. В качест­ве основных задач этих съемок выделим следующие:

• оценка перспектив территории на хозяйственно-питьевые, минеральные или термальные и промышленные воды;

• оценка техногенного воздействия на изменения качества подземных вод, выявление очагов и областей загрязнения подзем­ных вод и геологической среды в целом;

• создание основы для планирования дальнейших работ по выбору площадей для постановки поисковых работ различного на­значения, выбора объектов для ведения мониторинга геологиче­ской среды.

При проведении съемочных работ следует четко разделять зону картографирования и зону изучения. По детальности картогра­фирования выделяют три зоны глубин:

• зону картографирования, отражающую гидрогеологические условия верхней части геологического разреза, изученной с деталь­ностью масштаба картографирования;

• зону изучения, отображающую эти условия в более глубо­ких горизонтах в масштабе следующей градации картографирования;

• зону схематического изучения наиболее глубоких частей гидрогеологических структур, которая характеризуется по результа­там бурения опорных скважин и глубокого бурения на нефть и газ и для которой результаты региональных геофизических исследований интерпретируются на основе достаточно общих геологических и гидрогеологических предпосылок.

Зона картографирования в зависимости от задач ограничива­ется подошвой водоносного горизонта, как правило, перспективного для водоснабжения, или глубиной влияния шахт и карьеров. В зоне картографирования выполняется наибольшая часть запланирован­ных работ. Мощность этой зоны обычно от 150 до 400 м. Зона изу­чения связана с необходимостью получения информации о глубоких водоносных горизонтах разреза. Результаты исследования зоны кар­тографирования получают в виде карты соответствующего масшта­ба, а зона изучения отображается на гидрогеологических разрезах, картах-схемах более мелкого масштаба, кроме того, ее характери­стики показывают на гидрогеологической колонке.

Для каждого масштаба съемки выбирается густота точек на­блюдения и глубинность изучаемого разреза, что говорит о конди­

ционности гидрогеологических карт. Так, карта масштаба 1:200 ООО признается кондиционной, если по объему, точности и достоверно­сти гидрогеологической информации она отвечает целому ряду тре­бований. Например, одна информационная точка, дающая представ­ление об уровне грунтовых вод или химическом составе первого от поверхности водоносного горизонта, должна относиться к площади не более 25 км², данные о фильтрационных параметрах выделенных гидрогеологических подразделений характеризуются по одному оп­ределению на площади не более 100 км² и т.д. Критерий глубинно­сти зависит от геологических и гидрогеологических особенностей территории (глубина залегания кристаллического фундамента, по­ложение регионального водоупора, глубина положения нижней гра­ницы зоны пресных вод и пр.). Надо твердо помнить, что не только густота точек, но и достоверность характеристики каждого гидро­геологического подразделения в разрезе и по площади определяет кондиционность карт. Так, экспертной комиссией были переведены из масштаба 1:200 000 в масштаб 1:500 000 несколько гидрогеоло­гических карт, составленных в конце 50-х гг. XX в. Густота точек на этих картах была очень высокой, но, как правило, это были зако­пушки глубиной до 50-60 см, колодцы и источники. Бурения почти не было, и изученными оказались только водоносные горизонты четвертичных отложений, в то время как наибольший интерес для водоснабжения на заснятых территориях представляют водоносные горизонты дочетвертичных отложений, защищенные от поверхност­ного загрязнения.

Объемы гидрогеологических работ, необходимые и доста­точные для составления листа гидрогеологической карты зависят от категории сложности гидрогеологических условий территории. Полевые работы включают маршрутные исследования, буровые, опытно-фильтрационные, геофизические, гидрогеохимические и другие работы.

1. Факторы, определяющие объем работ при гидрогеологических съемках

Нормы времени и затраты труда на съемку определяются ви­дом съемки (геологическая, гидрогеологическая, комплексная), сложностью гидрогеологических условий, дешифрируемостью аэ­рофотоснимков, проходимостью местности.

По сложности гидрогеологических условий различают три категории территорий:

• простая - преобладают пластовые водоносные горизонты, выдержанные по простиранию и мощности; подземные воды при­урочены к литологически однородным горным породам; химиче­ский состав подземных вод сравнительно одинаков; количество ес­тественных и искусственных водопроявлений невелико;

• средняя — преобладают пластовые водоносные горизонты, не выдержанные по простиранию и по мощности; подземные воды приурочены к неоднородным горным породам; химический состав подземных вод различен; естественные и искусственные водопрояв- ления развиты умеренно. В такой обстановке формируются, напри­мер, подземные воды таликовых зон территории сплошного разви­тия многолетней мерзлоты;

• сложная - встречаются различные типы подземных вод со сложной взаимосвязью; химический состав вод весьма изменчив. В качестве примера назовем карстовые воды; подземные воды области островной многолетней мерзлоты и таликов, верховодку, а также воды конусов выноса.

Аналогичные классификации разработаны по критериям сложности геологического строения, четвертичного покрова, инже­нерно-геологических условий.

В настоящее время проведение гидрогеологической съем­ки немыслимо без предварительного дешифрирования аэрофото­снимков, позволяющего значительно сократить «исхаживание» территории, уточнить многие контуры, правильно спланировать маршруты с точки зрения проходимости местности человеком, лошадью, проезда автотранспорта, посадок гидросамолета, верто­лета и т.д.

По степени дешифрируемости аэрофотоснимков различают следующие территории:

• хорошая - дешифрируется более 60 % картируемых эле­ментов, подлежащих изображению на составляемых картах, при­чем многие из них определяются на этапе предварительного де­шифрирования;

• средняя - дешифрируется от 30 до 60 % картируемых элементов, многие из них определяются на этапе полевого де­шифрирования;

• плохая — дешифрируется менее 30 % картируемых эле­ментов, большинство из них определяется на этапе полевого де­шифрирования.

Естественно, что сложность работ и затраты труда зависят от проходимости местности. Проходимость подразделяется по сущест­вующим нормативам на 10 категорий. Выделим основные группы территорий по проходимости:

• хорошая - плоские и плосковолнистые равнины и склоны крутизной до 5°; «обнаженные» покрытые мелкоземом, поросшие лесом средней густоты или редким без кустарника, слабо расчле­ненный или холмистый рельеф, речные долины и балки;

• удовлетворительная — водоразделы плоские или ували­стые, открытые с рыхлым снежным покровом от 40 до 60 см; за­болоченные или занятые болотами с ровной поверхностью; по­росшие густым лесом с кустарником средней густоты; водоразде­лы грядово-холмистые и склоны крутизной 5-10°, поросшие ле­сом; грядовые пески, дно балок и понижений (впадин) забо­лоченное, дно каньонов, ущелий и V-образных долин, высокогорные равнины и пр.;

• плохая — водоразделы плоские или увалистые и заболочен­ные или занятые болотами, местность с овражным рельефом при очень густой овражной сети, горный рельеф без ледников и трудно­проходимых скалистых гребней, с относительными превышениями до 600 м с крутизной склонов свыше 20° и пр.;

• очень плохая - водоразделы с резкими формами в сред­негорье, открытые склоны крутизной 26-35°, поросшие лесом разной густоты с густым кустарником, пересеченные лесные за­

болоченные поймы рек, горный рельеф с ледниками, труднопро­ходимыми скалистыми гребнями; районы горной многоярусной тайги со сплошными завалами; пустыни с незакрепленными пес­ками и барханами.

Все перечисленные факторы определяют состав гидрогеоло­гической партии и сроки работ. Примерный типовой состав полевой партии при комплексной геолого-гидрогеологической съемке сред­него масштаба: начальник партии (отряда), ведущий гидрогеолог, ведущий геолог, два-три гидрогеолога, техник-геофизик, два-четыре техника разной категории, от трех до восьми рабочих III разряда; буровой отряд из пяти-восьми человек; геофизический отряд до пя- ти-шести человек.

точников (геологических отчетов о проведенных на данной террито­рии исследованиях, паспортов скважин, кадастров буровых скважин на воду, информационных бюллетеней Государственного монито­ринга состояния недр, учитываются также лицензионные материа­лы, химические и бактериологические анализы проб воды). Кроме того, на этом этапе производится предварительное дешифрирование аэрофотоснимков и собираются основные данные по климату, гид­рологии, экономике района, наличию техногенных объектов (про­мышленные и сельскохозяйственные предприятия, шахты, карьеры, свалки, хвостохранилища и пр.).

В подготовительный период составляют карту изученности территории, карту имеющегося фактического материала, предвари­тельную гидрогеологическую карту основных водоносных горизон­тов, каталог имеющихся буровых скважин, включающий сведения по геологическому разрезу, гидрогеологическому опробованию, хи­мическому составу воды, конструкции скважин, т.е. основу базы данных (БД), которая будет постоянно пополняться в процессе про­ведения работ.

Тщательно проведенный сбор материалов и, главное, толковая систематизация и обработка позволяют правильно запроектировать необходимые объемы работ, выявить «белые пятна», экономично распределить маршруты, не открывать уже известное (это иногда случается при съемке из-за спешки в период сбора материалов).

В комплекс подготовительных работ входят полевые гидро­геологические и эколого-геохимические исследования, в том числе рекогносцировочные маршруты с отбором проб почв, донных осад­ков, подземных и поверхностных вод, сбор и систематизация мате­риалов по ГГД и ГЭИК. Опыт, приобретенный в предпроектный пе­риод, позволяет достаточно обоснованно составить проект, опреде­лить приоритетные элементы-загрязнители, обосновать методику и объемы экологических исследований и в последующем корректно провести полевые работы на всей территории. Период подготови­тельных работ нередко выполняется по самостоятельному сметно­финансовому расчету.

Проектирование. Исходным документом для проектирова­ния является геологическое задание, которое утверждается террито­

риальными организациями субъектов РФ. Проект съемочных работ обычно состоит из четырех частей: общей, методической, производ­ственной и сметы. Общая часть содержит краткую характеристику физико-географических, геологических и гидрогеологических усло­вий района, составленную по имеющимся материалам. Методиче­ская часть посвящена обоснованию объемов работ, методов иссле­дования, выбору оборудования. В ней намечаются линии рекогнос­цировочных и детальных маршрутов, планируется объем бурения и расположение буровых скважин, порядок обследования водозаборов и техногенных объектов и т.д. В производственной части дается рас­чет затрат времени на все виды работ, в том числе транспортных расходов, и расчет штата партии. Заканчивается проект сметой. Проектно-сметная документация рассматривается на научно- техническом совете территориальной геологической организации, и после проведения экспертизы утверждается руководителем регио­нального (территориального) агентства по недропользованию по федеральному округу.

После утверждения проект становится документом, обяза­тельным для исполнения. Если по ходу работ необходимо изменить какие-то статьи проекта, составляется специальное дополнение к проекту. Выполнение запроектированных объемов работ контроли­руется руководством объединения или экспедиции и организацией, финансирующей работы (региональным агентством по недропользо­ванию по федеральному округу).

Организация работ. Съемочная партия формируется с учетом объема и состава работ и может включать съемочный, бу­ровой, геофизический, топографический, геоботанический и дру­гие отряды. Обычно на съемке заняты от 10 до 20-25 человек. В период подготовки к проведению полевых работ составляется программа полевых работ, которая должна быть согласована с местными организациями; выбираются и арендуются помещения для полевых баз; составляется график поставки проб в лаборато­рии; производится проверка приборов; оформляются акты готов­ности выезда партии (отряда) на полевые работы. Партия обеспе­чивается необходимым имуществом, продовольствием, горючим, транспортом и т.п.

Аэровизуальное обследование территории. Облет всей территории на вертолете или небольшом самолете позволяет полу­чить общее представление о районе, его рельефе, обнаженности, проходимости, наметить посадочные площадки, если в дальнейшем для перевозки отряда будет использоваться самолет, наметить ме­стоположение временных баз отрядов. Наиболее оптимальной для рекогносцировки считается высота полета 200-400 м.

Полевые работы. Полевые работы носят комплексный ха­рактер. Это означает, что наблюдения по всем направлениям, если есть необходимость, то и геологическое доизучение, ведутся парал­лельно. В комплекс работ входят рекогносцировочно-увязочные, де­тальные, гидрогеологические, специальные геолого-экологические маршруты, бурение скважин и опытно-фильтрационные работы, об­следования действующих водозаборов, техногенных объектов, оп­робование источников водоснабжения различных природных сред. Для всех точек изучения документируются необходимые сведения: привязка на местности, характеристика точки и изучаемого объекта, количество отобранных проб и пр. Все точки привязываются по то­пографической карте и фиксируются приемником GPS для опреде­ления местоположения с помощью Системы глобального позицио­нирования, которая позволяет снимать координаты (широту, долго­ту) с точностью до секунд. Определение геодезических координат автономными спутниковыми методами необходимо, так как совре­менные гидрогеологические карты создаются с использованием ме­тодики географических информационных систем (ГИС), адаптиро­ванной к решению задач геологического содержания.

Рассмотрим кратко каждый вид исследования.

Гидрогеологические и эколого-геологические маршруты. Маршруты выполняются по схеме, составленной и проработанной в предполевой период. В гидрогеологических маршрутах особое вни­мание уделяется глубинам залегания подземных вод, различным во- допроявлениям, водоснабжению населения, производится опробова­ние источников водоснабжения. Маршруты задаются так, чтобы пе­ресечь вкрест простирания основные водоносные горизонты, про­следить изменения литологического состава, водопроницаемости, водообильности. Необходимо пройти маршрутом по долинам глав­