3. Подземные воды

3.1. Общие сведения. Согласно современным данным , вода в земной коре может находиться в жидком, газообразном (водяной пар), твёрдом (лёд) и надкритическом (уплотнённый флюид) состояниях.

По отношению к вмещающим породам выделяется три вида воды: 1) свободная (гравитационная, капиллярная и вакуольная), 2) физически связанная, включающая прочносвязанную (гигроскопическую) и рыхлосвязанную (плёночную и осмотическую), и 3) химически связанная (кристаллизационная, цеолитная и конституционная). Взаимопереходы одних видов воды в другие в значительной мере определяют суть геологического круговорота воды. Свободная и физически связанная вода зоны насыщения (фреатической) объединяются понятием "собственно подземные воды". Основным объектом исследования гидрогеологов служат свободные гравитационные воды.

3.2. Химический состав и минерализация. Эти характеристики подземных вод очень разнообразны. Диапазон общего солесодержания подземных растворов лежит между значениями менее 0,2 г/л для ультрапресных (по А.М. Овчинникову) вод верхних частей литосферы гумидного пояса и 500–600 г/л и более для предельно насыщенных (по Е.В. Пиннекеру) рассолов подсолевых, межсолевых и внутрисолевых горизонтов соленосных бассейнов. Главные анионы подземных вод — НСО₃^–, S0₄^2–,C1^–, катионы — Nа⁺, Са²⁺, Мg²⁺. Вообще же в подземной гидросфере обнаружено более 70 химических элементов.

3.3. Зональность химического состава. Существует тенденция к увеличению минерализации подземных вод с глубиной, в результате чего пресные воды (общая концентрация солей менее 1 г/л) сменяются солёными (1–35 г/л) и глубже — рассолами (свыше 35 г/л). Изменение ионно–солевого состава подземных растворов в целом согласуется с зональностью распределения их общего солесодержания.

Пресные воды чаще всего гидрокарбонатные кальциевые, в районах развития доломитовых пород — гидрокарбонатные кальциево–магниевые. Глубже располагается зона солёных вод смешанного химического состава: гидрокарбонатно–хлоридных натриевых, сульфатно–гидрокарбонатных натриевых, хлоридно–сульфатных натриевых и других, переходящая в зону распространения солёных и рассольных хлоридных натриевых вод.

Приведенная в самых общих чертах картина гидрогеохимической зональности, свойственная, главным образом, карбонатно–терригенным разрезам платформенных бассейнов, часто и существенно искажается. В связи с условиями геологического развития региона и литологическим составом формаций гидрогеохимические зоны гипертрофируются по мощности, появляются специфические типы вод, наблюдаются разные виды инверсии солёности (рисунок). В пределах аридного пояса даже в самых верхних частях осадочного чехла нередко залегают солёные воды, а в прилегающих к кристаллическим щитам гидрогеологических резервуарах солёные воды и рассолы могут вообще отсутствовать. В бассейнах с мощными галогенными толщами формируются высокоминерализованные рассолы хлоридного кальциевого состава, а в подошве осадочного чехла таких бассейнов нередко отмечается снижение минерализации рассолов.

Для областей развития гипсо– и ангидритоносных формаций и отложений с сульфидными скоплениями характерно наличие выраженной сульфатной гидрогеохимической зоны.

Весьма специфичны по составу и солёности подземные растворы нефтяных, газовых, угольных, рудных месторождений, районов современного вулканизма и вечной мерзлоты.

3.4. Щёлочно–кислотные свойства. Эти свойства подземных вод сильно изменяются. Наиболее высокие значения рН (10, редко до 13,5) свойственны содовым водам и гидротермам, низкие (4–2, редко до О) — водам зоны окисления сульфидных месторождений, вулканическим термам и крепким хлоридным кальциевым рассолам. Степень щёлочности–кислотности растворов зависит как от их состава (ионного и газового), так и от температуры.

3.5. Газы. В подземных водах, газонасыщенность которых колеблется от 15 до 10000 мл/л, наиболее распространены кислород, азот, углекислый газ, водород, серововород, аммиак, метан и инертные газы. Распределение водорастворённых газов в земной коре подчинено определённым закономерностям. В верхних частях подземной гидросферы преобладают газы воздушного происхождения: N₂, O₂, СО₂. Кроме того, здесь, особенно в субмаринных областях, велика также роль биохимических газов (СО₂, СН₄, N₂, Н₂S, NН₃).

Присутствие воздушного кислорода в водах отмечается до глубины 1 км, а его содержание в растворах достигает 15 мг/л. Обогащённость подземных вод верхних частей осадочного чехла кислородом обусловливает существование здесь окислительной геохимической обстановки. Вместе с тем, в верхних частях чехла в случае интенсивной генерации биохимических газов нередко возникают восстановительные условия.

С глубиной гамма газов атмосферного и биохимического происхождения сначала дополняется, а затем сменяется газовой ассоциацией химического генезиса (СО₂ — до 40 г/л; H₂S — 4 г/л и выше; N₂ — 1210 мл/л; H₂ — 1513 мл/л; СН₄ и его гомологов — до 12900 см³/л и др.), определяемого взаимодействием вод и пород при возрастающих температурах и давлениях, и газами радиогенно–ядерного происхождения (Не — до 10 мл/л и Rn — до 36000 эман). Здесь господствует восстановительная обстановка. Однако на значительных глубинах (2–3 км и более) возможно присутствие свободного кислорода, связанного с радиолизом воды. В целом для глубинных зон осадочного разреза характерны метановые, азотно–метановые, углекисло–метановые и сероводородно–азотно–метановые растворы и рассолы. Сложен и специфичен состав водорастворённых газов районов современного вулканизма. Здесь отмечены фтор–хлористые, сернисто– и азотно–углекислые, сероводородно– и водородно–углекислые, водородные и метановые газоводные растворы.

3.6. Изотопы. Большое значение для установления природы подземных растворов и расшифровки условий литогидрогеохимических процессов имеет изучение изотопного состава водорода и кислорода, составляющих молекулу воды. Из стабильных изотопов этих элементов наиболее распространены в природе и геологически исследованы D и ¹⁸O.

Основным природным процессом, контролирующим фракционирование водорода и кислорода, является испарение-конденсация: водяной пар и его жидкие дериваты по изотопному составу облегчаются, остаточная вода утяжеляется. В итоге метеорные осадки и неглубокозалегающие подземные воды содержат меньше D и ¹⁸О (D = –185 ...–30 ‰; ¹⁸O = –24...–5 ‰), чем морские воды (D = –14...+15 ‰; 18O = –0,9...+1,2 ‰) и глубинные солёные подземные растворы. Наиболее минерализованные рассолы подсолевых и внутрисолевых горизонтов (Припятский, Ангаро–Ленский прогибы) характеризуются аномально лёгким изотопным составом (D до –170 ‰; ¹⁸O до –17 ‰), что объясняется глубокой инверсией в поведении концентраций изотопов на поздних стадиях эвапоритового процесса.

Согласно современным данным, изучение концентрации дейтерия даёт более ясные по сравнению с тяжёлым кислородом указания на первоисточник подземного раствора. Изотопный же состав кислорода существенно зависит от взаимодействий между водой и породой, в результате которых нередко имеет место обогащение воды и обеднение породы по ¹⁸О — так называемый кислородный сдвиг.

3.7. Фильтрация и диффузия. Формирование состава подземных вод происходит в ходе сложных процессов массопереноса, который осуществляется конвективным и диффузионным способами. Наиболее изучены конвективные процессы, которые обычно отождествляются с механическим массопереносом. Такой перенос вещества, преобладающий в движущемся подземном потоке под влиянием напорного градиента, связанный с движением собственно подземных вод, называется фильтрацией. Фильтрационные течения подземных вод разнообразны по скорости, местоположению источника зарождения, причинам возникновения, проявлению в осадочно–породных бассейнах.

3.8. Гидродинамическая зональность. Еще в 30–40–х годах нашего столетия Н.К. Игнатович сформулировал представления о гидрогеодинамической зональности осадочного разреза. В соответствии с его схемой, основанной на снижении активности водообмена с глубиной, выделяются три гидрогеодинамические зоны: верхняя — интенсивного водообмена, средняя — замедленного водообмена, нижняя — пассивного водообмена.

3.9. Виды фильтрации. Согласно А.Е. Гуревичу и др., фильтрация подземных вод представлена двумя видами течений: гравитационным и элизионным. Причина первого — влияние на воду поля гравитации Земли. Возможность гравитационного движения может реализоваться в случае негоризонтальности уровней и неравновесности распределения плотности подземных вод. Движущей силой гравитационной фильтрации является гидростатический напор. Гидрогеодинамический режим пластовых систем, обладающих такого рода напором, называют гидростатическим. В виде классического варианта, для которого свойственно наличие отчетливо выраженных областей метеорного питания, стока и разгрузки водоносных горизонтов, гидростатический режим доминирует главным образом в верхней гидрогеодинамической зоне осадочно–породных бассейнов (инфильтрационные системы). Однако возможны его существенные проявления и в глубоких частях гидрогеологического разреза.

Элизионное движение подземных вод вызывается изменением объёма порового пространства или содержащегося в нём раствора. Реализация элизионных течений возможна в результате ряда процессов, среди которых превалирующее значение имеют механическое уплотнение (разуплотнение) отложений, заполнение порового пространства вторичными минералами (растворение пород), дегидратация (гидратация) минералов, синтез (разложение) воды, термическое изменение объема жидкой фазы. Наиболее распространенный и изученный вид элизионных систем характеризуется геостатической природой напора, возникающего при отжиме растворов из уплотняющихся отложений. В этом случае говорят о геостатическом режиме динамики подземных вод. Такой режим ярко проявляется в субмаринных и молодых осадочно-породных бассейнах. В нижних, глубокопогруженных, частях осадочного чехла на первый план выходят негеостатические факторы элизионных течений: дегидратация минералов, синтез воды, термическое расширение жидкой фазы и т.д.

3.10. Генетические типы. Минерализация, ионно–солевой, газовый, изотопный состав подземных вод, характер отношения к горным породам связаны с их генезисом. Г.Н. Каменский в 1947 г. впервые свел воззрения о существовании различных генетических типов подземных вод в схему, которая лежит в основе современных генетических классификаций. По первоисточнику ресурсов выделяются четыре основные генетические разновидности подземных вод: атмогенные, талассогенные, петрогенные и мантийногенные (таблица). В этих терминах запечатлено происхождение вод: атмогенные — из атмосферы, талассогенные — из моря (таласс... — море), петрогенные — из камня (петро...— камень), мантийногенные — из мантии.

Атмогенные (иначе метеогенные) подземные воды формируются, главным об-разом, в результате просачивания в недра атмосферных осадков. Перемещаются эти воды в земной коре под действием гидростатического напора от областей питания, где они пресные и ультрапресные, к областям разгрузки, в пределах которых их соленость в случае пересечения водным потоком масс легкорастворимых пород может возрастать до 320 г/л. В гидрогеологической практике такие воды чаще называются инфильтрогенными, при этом подчёркивается способ их проникновения в водоносный горизонт. Следует отметить, что метеогенные воды могут быть захоронены вместе с отложениями при озёрном или речном осадконакоплении. В таких случаях это — седиментогенные воды, движущиеся под влиянием существенно геостатического напора.

Появление талассогенных подземных вод в разрезе осадочно–породных бассейнов обусловлено, как правило, захоронением морских вод при осадконаконлении. Поэтому термины (талассогенные воды) и (седиментогенные воды) обычно применяются как синонимы. Реже воды морских и лагунных бассейнов могут стекать в подстилающие горизонты под действием сил гравитации (инфильтрогенные талассогенные воды). Преимущественно седиментационный характер талассогенных подземных вод отражается в зависимости минерализации растворов от литологического состава формаций, слагающих гидрогеологические бассейны. В бассейнах с карбонатно-терригенным выполнением минерализация вод обычно не поднимается выше 80–100 г/л (например. Западная Сибирь). В гипсо– и ангидритоносных разрезах отмечаются более концентрированные рассолы (200–250 г/л). Рассолы высокой и высочайшей минерализации (320–600 г/л) встречены лишь в крупных галогенных бассейнах с каменной и калийными солями.

Движение талассогенных вод обычно элизионное, возникающее под действием геостатических сил, в меньшей мере температуры и сокращения порового пространства пород при вторичном минералообразовании. Сначала из уплотняющихся при погружении отложений в более проницаемые пласты отжимаются свободные (гравита­ционные) воды. По мере погружения пород масса гравитационных вод пополняется за счёт физически связанной воды. По некоторым оценкам, к глубинам 550–600 м из отложений выжимается вся свободная вода, а в интервале 1500–2000 м в глинах отсутствует уже и рыхлосвязанная.

Петрогенные (иначе возрождённые, метаморфогенные) подземные воды появляются в результате освобождения водных молекул из минералов, содержащих кристаллизационную и цеолитную воду, а также синтеза молекул Н₂O при разложении и перекристаллизации гидроксил– и водородсодержащих минералов. Процесс формирования петрогенных вод начинается на стадии катагенеза. В качестве примеров назовём процессы ангидритизации гипса, содержащего 20,9 % кристаллизационной воды, полностью удаляющейся в эксперименте при 140–220С, гидрослюдизации монтмориллонита, в котором содержание межслоевой воды, составляющее 12–24 %, начинает снижаться в интервале температур 100–135С.

На стадии метаморфизма формирование петрогенных вод продолжается. Большая роль здесь принадлежит глубокой перекристаллизации глинистых минералов, в которых на долю лишь конституционной воды приходится 10–28 %. Надо иметь в виду, что в литогенезе наряду с пополнением резерва гравитационно–подвижной воды за счёт петрогенной идёт и обратный процесс разложения водных молекул: определённая их часть трансформируется в конституционную воду новообразованных минералов. Главным импульсом эмиграции из минералов петрогенных вод является температура. Следует отметить, что, несмотря на грандиозные масштабы процесса возрождения воды, наблюдать петрогенные воды в чистом виде невозможно вследствие их смешения с другими генетическими типами вод, чаще всего талассогенными растворами. Вместе с тем, судить о факте эмиграции из пород химически связанной воды в ряде случаев удаётся по опреснению нижних частей гидрогеохимического разреза.

Ещё более сложны для изучения мантийногенные (иначе ювенильные) подземные воды. Представляя себе реальность существования этого типа вод, источником генерации которых является мантия, мы в практике гидрогеологических исследований можем говорить, с большей или меньшей степенью достоверности, лишь о доле ман-тийногенной воды в конкретной полигенетической водной смеси. Это связано с тем, что водная фаза, отделяемая из глубинных магм, служащих транспортом мантийногенной воды, наследует черты атмогенных, талассогенных и петрогенных растворов боковых пород, ассимилированных магматическим потоком. Даже в районах современного вулканизма гидротермы носят гибридный, преимущественно метеогенный, характер. Так, по оценкам В.И. Кононова, доля магматических флюидов в водном балансе современных гидротермальных систем обычно не превышает 10 %.