Лекция по Гидрогеологии

--PAGE_BREAK--2.2.1. Общие закономерности распределения воды в литосфере
Вода втвердой фазе в земной коре широко распространена в районах криолитозоны (многолетней мерзлоты), характеризующейся отрица­тельными среднегодовыми температурами.

Жидкая воданаиболее широко распространена в верхней части земной коры. Она охватывает практически весь разрез континен­тальной коры до глубины критической температуры воды; за исключением мерзлых зон и участков нефтяных и газовых ме­сторождений.

Температура кипения воды зависит от давления, с увеличением которого она резко возрастает и приближается к критической точке, равной 374° С. Так как природная вода представляет собой сложный химический раствор, ее критичес­кая точка кипения фактически несколько выше и может достигать 400 и даже 450° С. Благодаря тому, что давление в земной коре возрастает значительно быстрее, чем соответствующая температура кипения воды, последняя может находиться в жидком состоянии до критической точки, т.е. до 374-450° С.

Американский ученый Ф. Г. Смит, например, считает, что жидкая вода в земной коре может находиться до глубины 30 км.Ниже распространен пар, находящийся под большим давлением и образующий новое надкритическое состояние воды — водный флюид, свойства которого до сих пор изучены недостаточно.

В магме вода находится в растворенном и диссоциированном со­стоянии. По современным воззрениям, магма содержит 5-7% воды, из которых большая часть диссоциирована не только на ионы Н+ и ОН-, но также образует О2-, являющийся индикатором щелочности расплава. При остывании магмы большая часть воды выделяется в виде пара и по зонам разломов поднимается к поверхности.

С глубиной изменяются не только фазовое состояние и струк­тура воды, но и ее количество. При погружении пород на большую глубину подземные воды испытывает все большую тенденцию к восходящему движению. При этом с глубиной роль связанных вод в общем объеме гидросферы увеличивается, а общее количество воды уменьшается.

В пределах изученной части зем­ной коры с точки зрения распределения подземных вод выделяют два этажа:

1)                нижний этаж,представляющий собой основание платформ и сложенный плотными метаморфическими породами, гнейсами, гранитами, метаморфическими сланцами, практически яв­ляется водоупором. Подземные воды в породах этого типа развиты в ограниченном количестве по зонам тектонических нарушений и в коре выветривания.

2)                верхний этаж,представляющий собой чехол платформ и складчатые сооружения. Для него характерно наличие крупных скоплений подземных вод в виде бассейнов различного типа, глав­ным образом в породах осадочного происхождения, реже в пори­стых эффузивах. Именно эти бассейны подземных вод представля­ют наибольший практический интерес.

Верхняя граница распространения подземных вод, как правило, не совпадает с дневной поверхностью, а находится несколько ниже последней, поэтому по характеру распределения подземных вод выделяют обычно зону аэрации и зону насыщения.

Граница между зоной насыщения и зоной аэрации определяется положением местного базиса эрозии.

Наибольший практический интерес представляет зона насыщения, однако последняя получает питание через зону аэрации, которая особенно активно осваивается человеком. Именно через зону аэра­ции техногенные загрязнения поступают в водоносные горизонты. Засоление земель происходит также в зоне аэрации. Вырубка лесов, осушение заболоченных территорий, разработка полезных ископае­мых, создание водохранилищ — все это изменяет характер зоны аэрации, ее строение и свойства. В этом смысле познание процессов и роли зоны аэрации особенно актуальны в наше время — время глобальных экологических проблем.

.2.2. Коллекторские свойства горных пород



Пористостьв горных породах обусловлена мелкими промежут­ками, существующими между отдельными минералами и частицами горной породы. Она свойственна всем горным породам — магматическим, метаморфическим и осадочным, но происхождение пор в них различно. По размеру поры обычно подразделяются на макропоры (больше 1 мм) и микропоры (меньше 1 мм). Макропоры образуют пустоты, называемые иногда скважностью. Микропоры диаметром менее 0,1 мм выделяют в отдельную группу и называют ультракапиллярными порами.

Величину пористости определяют отношением объема пустот к объему всей породы в сухом состоянии и выражают в долях единицы или в %. Объем всех пустот в породе независимо от их размера характеризуется общей пористостью:

Общая пористость породы выражается также в виде коэффици­ента пористости   или приведенной пористости, представляющей собой отношение объема пор в породе к объему, занимаемому только скелетом породы.  Открытая пористость характеризуется отношением объёма сообщающихся между собой открытых пор ко всему объёму породы.

Кроме общей и открытой пористости, различают также эффективную пори­стость (динамическую), по которой возможно передвижение жидкости или газа.

Если все поры запол­нены водой, порода называется насыщенной.

2.2.3. Виды воды в горных породах

В настоящее время схема подразделения видов воды в горных поро­дах может быть представлена в более современном виде:

I.                     Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов или химически связанная вода:

1)       конституционная;

2)       кристалли­зационная;

3)       цеолитная;

II.                   Физически связанная вода горными породами:

1)       прочно связанная или адсорбированная;

2)       рыхло- или слабо связанная;

III.                 Свободная вода:

1)       капиллярная;

2)       гравитационная;

IV.                 Вода в твердом состоянии — лед;

V.                   Вода в состоянии пара.

I. Вода, входящая в состав кристаллической решетки минералов, образует химически единое целое с другими элементами решетки и по степени связи с ними делится на конституционную, кристалли­зационную и цеолитную.

Конституционнаявода входит в состав решетки минералов в виде отдельных ионов, ее удаление возможно только путем нагре­вания при высоких температурах и перестройке решетки.

Кристаллизационнаявода входит в кристаллическую решетку минералов в виде молекул Н2О.

Цеолитнаявода связана с минералами весьма непрочно, она выдeляeтcя при низких температурах, и количество ее зависит от температуры и влажности воздуха. При нагревании она удаляется постепенно, минералы при этом сохраняют свою кристаллическую структуру, меняя лишь оптические свойства.

II. Физически связанная водаобладает резко отличными свой­ствами от свободной воды, на чем и основано ее выделение.

Связанная вода содержится в горных породах в виде гидратных оболочек, облекающих мельчайшие минеральные частицы, слагаю­щие породы, и подразделяется на прочносвязанную (или адсорбиро­ванную) и рыхло- или слабосвязанную.

Прочносвязаннаявода присуща главным образом глинистым породам, состоящим из частиц коллоидных размеров. На их поверхности эта вода удерживается молекулярными и электрическими силами сцепления и может перемещаться только при переходе в парообразное состояние.

Рыхлосвязанная
(осмотически впитанная, или пленочная) вода образует пленку поверх прочносвязанной воды, когда влажность породы становится выше ее максимальной гигроскопичности. Поэтому прочность связи этой катего­рии воды с породой значительно меньше, чем у гигроскопической.

Рыхлосвязанная и прочносвязанная вода объединяются иногда под единым названием молекулярная вода. Максимальное количе­ство последней, удерживаемое породой в конкретных условиях, А.Ф. Лебедев назвал максимальной молекулярной влагоемкостьюпороды. Этот показатель характеризует количество физически свя­занной воды в породе, находящейся под действием сил молекуляр­ного притяжения.

III
. Свободная водав отличие от других видов обладает свой­ствами жидкой воды и способна передвигаться под действием силы тяжести, ее количество в горной породе зависит от размера пор и трещин.

Отличительная особенность гравитационной воды — ее передвижение под влиянием силы тяжести и напорного градиента. Свободная вода передает гидростатическое давление. Различают инфильтрующуюся воду зоны аэрации, которая просачи­вается сверху вниз, и фильтрующуюся воду зоны полного насыще­ния — она движется в виде потока по водоносному горизонту.

IV. Вода в твердом состоянииобразуется при отрицательных температурах и содержится в породах в виде кристаллов льда, ледяных прослоек или жил. В зоне многолетней мерзлоты, где лед особенно широко распространен, его кристаллы играют часто роль цемента, скрепляющего отдельные минеральные частицы, превращая рыхлую породу в монолитную. Вне развития многолетнемерзлых пород вода переходит в лед только в зимнее время и при этом лишь в слое зимнего промерзания.

V
.Вода в форме пара занимает поры, свободные от жидкой воды. Она образуется из других видов воды при их испарении, а при изменении температуры или давления вновь может конденсиро­ваться.

2.2.4. Водные свойства горных пород

Наличие в горных породах той или иной природы действующих сил определяет и их водные свойства: влагоемкость, естественную влажность, водоотдачу, недостаток насыщения и водопроницаемость.

Влагоемкость—способность горных пород вмещать и удержи­вать определенное количество воды. По степени влагоемкости все породы можно подразделить на весьма влагоемкие (торф, ил, суг­линок, глина), слабо влагоемкие (мергели, мел, рыхлые песчаники, лёсс, мелкие пески) и невлагоемкие (массивные изверженные и осадочные породы, галечник, гравий, песок и т.д.).

Количество воды, соответствующее полному насыщению породы, определяет ее полную влагоемкость.

Все виды влагоемкости выражаются обычно в % массы соответствующего вида воды к массе сухой породы.

Различают также естественную влажность We, которая харак­теризует горные породы в естественном их залегании, и дефицит насыщения породы Dп— разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью породы.

Определение естественной влажности имеет большое практичес­кое значение, особенно при оценке физико-химических свойств горных пород.

Водоотдача
—способность водонасыщенных пород отдавать гравитационную воду путем ее свободного вытекания.

Водопроницаемость—способность горных пород пропускать через себя воду при наличии перепада давления. Водопроницаемость не зависит от пористости, а зависит от размера пор..

2.2.5. Понятие о водоносных пластах и горизонтах, комплексах и бассейнах подземных вод

Различные пористость и трещиноватость горных пород приводят к неравномерному распределению воды не только в зоне аэрации, но и в зоне насыщения. Поры и трещины небольшого размера хотя и позволяют породе содержать значительные количества воды, но затрудняют ее движение, что делает породу слабо проницаемой, и, наоборот, большие поры и трещины способствуют свободному перемещению подземных вод. Поэтому в гидрогеологическом отно­шении все породы делятся на три группы:

1) водопроницаемые — галечники, гравий, песок, рыхлые песча­ники и все сильно трещиноватые породы;

2) полупроницаемые — глинистые пески, лёсс, известняки, пес­чаники и слабо трещиноватые метаморфические и магматические породы;

3) практически непроницаемые — глины, суглинки и все мас­сивные кристаллические и осадочные породы, если они не трещи­новатые.

2.2.5.1.Водопроницаемые и полупроницаемые породы образуют в земной коре систему водоносных горизонтов. Водоносным горизонтом на­зывается водопроницаемый пласт, насыщенный водой, находящей­ся в постоянном движении благодаря гидравлической связи и перепаду давления, существующих во всем пласте, и ограничен­ный водонепроницаемыми породами снизу и сверху или только снизу. Пласт, подстилающий водоносный горизонт, называется подошвой, а пласт, перекрывающий его, — почвой водоносного горизонта. Поверхность, образованная подземными водами, носит название зеркала подземных вод. Для первого от поверхности водоносного горизонта, воды которого называются грунтовыми, зеркало является границей, разделяющей зону аэрации и зону полного насыщения.

Различают напорные и безнапорные водоносные горизонты.

Без­напорные водоносные горизонты не имеют перекрывающих проница­емых горных пород, вследствие чего питание атмосферными осадка­ми происходит по всей площади их распространения и подземные воды испытывают только атмосферное давление.

Напорные водоносные горизонты, наоборот, перекрыты трудно проницаемыми горными породами и поэтому характеризуются давлениями, превышающими атмосферное. Питание этих горизонтов атмосферными осадками мо­жет осуществляться только на отдельных участках, где отсутствуют перекрывающие слабо проницаемые породы. Часто напорные водо­носные горизонты могут переходить в безнапорные и наоборот.

Для напорных водоносных горизонтов, кроме реально существу­ющей поверхности подземных вод, различают еще пьезометрическую поверхность.

На картах зеркало подземных вод изображается с помощью гидроизогипс, а пьезометрическая поверхность — гидроизопьез.Следовательно, первые представляют собой линии равных отметок реально существующей поверхности, водоносного горизонта, а вто­рые — линии равных напоров или отметок пьезометрической по­верхности.

Основными элементами водоносного горизонта являются область питания, область распространения и область разгрузки, которые представляют собой участки поверхности или части геоло­гических структур, определяющие гидродинамику водоносного горизонта (скорость, направ­ление движения, напор и т.д.).

1
.Область питания— это зона, в пределах которой атмосфер­ные осадки могут проникать в гидравлическую систему. Преобла­дающими направлениями движения подземных вод в этой части водоносного горизонта могут быть нисходящее вертикальное и частично горизонтальное. Водоносный горизонт в этой зоне непосред­ственно связан с зоной аэрации, обеспечивающей его питание. Вместе с тем питание водоносных горизонтов происходит не только атмосферными осадками или поверхностными водами, но и за счет других водоносных горизонтов. В этом случае говорят о закрытой или внутренней области питания.

2
. Область распространения (напора) подземных вод— про­межуточная зона между областями питания и разгрузки, которая является основной по площади развития. В пределах этой области преобладающим направлением движения подземных вод является горизонтальное. Для безнапорных водоносных горизонтов эти две первые области, как правило, совпадают.

3. Область разгрузки—зона, в пределах которой подземные воды выходят на поверхность земли или переливаются в другой водонос­ный горизонт (скрытая разгрузка). Направления движения подзем­ных вод могут быть вертикальными восходящими или нисходящими.

В местах выхода подземных вод на поверхность образуются источники или родники, представляющие собой по существу сво­еобразные природные сооружения, из которых непрерывно ведется откачка воды и около которых всегда наблюдается депрессия в водоносном горизонте.

А.М. Овчинников предлагает различать сток и разгрузку подзем­ных вод. Первое характерно для вод, имеющих свободную повер­хность, а второе — для напорных вод.

Расход, или дебит, любого родника зависит от четырех основ­ных переменных:

1)       проницаемости пород;

2)       площади области питания;

3)       объема питания

4)       геологического строения места выхода воды.

2.2.5.2.Более крупной единицей гидрогеологической стратификации является водоносный комплекс, который представляет собой группу гидравлически связанных между собой водоносных горизонтов, одинаковых или разных по литологическому составу, разделенных слабо водопроницаемыми породами относительно небольшой мощно­сти и имеющих близкие условия питания и разгрузки. В отличие от водоносных горизонтов в водоносном комплексе напоры подземных вод могут, хотя и незначительно, изменяться в вертикальном разрезе, что определяется степенью проницаемости пород отдельных горизонтов.

2.2.5.3.Система водоносных комплексов, связанная единой областью питания и разгрузки, образует бассейн подземных вод. Последние широко развиты в пределах различных геологических структур: синеклиз, мульд, краевых и предгорных прогибов, межгорных впадин, грабенах, зонах тектонических разломов и т.д. Бассейны, заполнен­ные напорными водами, называются артезианскими.

Самым крупным подразделением геологической стратификации является гидрогеологический этаж или водоносная формация(мнение исследователей в этом вопросе расходятся). В нее объеди­няются водосодержащие литологически и генетически однородные, хотя часто и разновозрастные бассейны, характеризующиеся близ­кими условиями залегания, распространения, питания и разгрузки подземных вод.

Водоносные формации часто разделяются регионально выдер­жанными водоупорами и включают несколько водоносных комплек­сов. Каждая такая формация отличается от другой историей палеогидрогеологического развития, гидродинамическими и гидрогеологи­ческими особенностями.

2.2.6. Геологический круговорот воды

Геологический круговорот воды в земной коре в отличие от климатического обусловлен непрерывным движением отдельных ее участков в вертикальном и горизонтальном направлениях в связи с общей тектонической жизнью Земли. Начало этого круговорота связано с бассейнами осадконакопления.

Свежесформированный осадок в бассейнах седиментации пред­ставляет собой в подавляющем большинстве случаев рыхлое или текучее тело, резко обводненное, богатое микроорганизмами и со­стоящее из весьма разнородного химико-минералогического матери­ала. Важ­нейшей чертой этого осадка является наличие большого количества воды. По мере того, как происходит погружение зоны осадконакопле­ния в результате давления перекрывающих слоев и уплотнения илов, ведущего к превращению их в породы, содержание воды в илах начинает уменьшаться. Уплотнению подвергаются и образую­щиеся из илов глины вплоть до превращения их в сланцы. При этом идет снижение пористости и выжимание воды. Последнее особенно характерно для глинистых осадков.

Несмотря на то, что пористость горных пород с глубиной неуклонно уменьшается, но даже на значительных глубинах (6-10 км) встречаются зоны с высокой пористостью и проницаемостью.

Отжимаемая из иловых осадков вода сначала возвращается в водоем, где происходит осадконакопление. В дальнейшем она отжи­мается в коллекторские пласты, преимущественно песчаные, залега­ющие между уплотняемыми слоями глин. В песчаных пластах с самого начала их образования тоже находится седиментационная вода, но она постепенно уступает место водам, выдавливаемым из глин, так как геостатическое давление, господствующее в уплотня­ющихся слоях глин, в 2 раза и более превышает гидростатическое давление, господствующее в практически несжимаемых песчаниках. Геостатическое давление в глинах, передаваясь на заключенные в них воды, создает в них давление, превышающее давление в кол­лекторах. В дальнейшем движение вод в водоносных горизонтах происходит в соответствии с гидравлическим уклоном, направлен­ным от мест наибольшего прогибания и выжимания к местам от­носительно меньшего тектонического движения.

Основная часть свободных вод отжимается уже на первых сотнях метров погружения осадка, но на этом отжатие вод не прекраща­ется, поскольку в дальнейшем в этот процесс включаются связан­ные воды вплоть до адсорбированных и кристаллизационных.

Следовательно, первый этап геологического круговорота воды, связанный с захоронением осадков на большие глубины, может быть назван седиментационным. Его формирование происходит в услови­ях отжатая воды из захороняющихся горных пород, т.е. в условиях элизионногорежима.

Геологический круговорот воды седиментационным этапом не заканчивается, так как продолжающе­еся прогибание территории приводит к дальнейшему погружению осадочных пород и связанных с ними подземных вод.

После уплотнения и полной литификации осадков оставшиеся в них поровые воды составляют еще 2-5% от их объема. Эти воды в виде свободных выделяются при попадании осадочных толщ в зону прогрессивного метаморфизма, который, сопровождаясь пере­кристаллизацией пород, приводит к выделению в свободную фазу не только поровых, но и всех их кристаллизационных и конститу­ционных разностей, входящих в состав глинистых минералов. При этом происходит не просто освобождение воды или дегидратация горных пород, но и их дегидроксилирование, т.е. выделение гидроксильной группы ОН", а также ионов водорода и кислорода, которые, соединяясь, синтезируют молекулу воды. В этих условиях формируются вновь синтезированные, или возрожденные воды. Синтез воды делает зону метаморфизма качественно новым этапом геологического круговорота, который предлагается называть метаморфогенным.

Выде­ление воды при метаморфизме происходит медленно по мере пере­кристаллизации минералов, но этот процесс характерен практически для всех его этапов. Тем самым захороненная первоначально в осадочных отложениях вода в процессе метаморфизма постепенно полностью освобождается и занимает трещины и межгранулярные пространства горных пород, а также образует восходящие потоки к поверхности земли. Таким путем свободные воды по системе сообщающихся сосудов из зоны метаморфизма оказываются выве­денными снова к дневной поверхности, тем самым замыкая геоло­гический круговорот воды и создавая флюидные потоки из коровых (15-30 км) и мантийных недр земли.

Третий этап геологического круговорота – магматический связан с тем, что расширяющиеся и углубляющиеся разломы земной коры, процес­сы магматической деятельности способствуют активной миграции захороненных вод среди различных пород и вовлечению их в сферу действия климатического круговорота. В этих условиях формиру­ются разнообразные минеральные, газоносные, гидротермальные и другие воды. Подымающиеся и раскрывающиеся структуры подвер­гаются воздействию метеорных факторов, что еще усложняет гид­рогеологические условия и способствует вовлечению глубинных вод в общий круговорот.

Геологический круговорот воды, в отличие от климатического, совершается в различных термодинамических оболочках земной коры.

С развиваемых позиций пол­ный геологический круговорот воды складывается из трех этапов: седиментационного, метаморфогенного и магматического, каждый из которых в определенном смысле носит самостоятельный характер. В то же время все они являются частью более общего круговорота, играющего важнейшую роль в земной коре.

Геологический круговорот воды не изолирован от других источников воды — экзоген­ных (вадозных) и эндогенных (ювенильных). Так, по представле­ниям многих исследователей, в земную кору поступают воды из мантии, количество которых в настоящее время точно не известно.

2.2.7. Отличие геологического круговорота воды от климатического
    продолжение
--PAGE_BREAK--
1.      
Разный источник энергии движения воды.

В климатическом круговороте — это солнечная энергия, в геологическом — энергия земных недр, природа и источники которой до сих пор окончательно не установлены.

2.Принципиально различный механизм движения воды в горных породах.

Если в случае климатического круговорота вода заполняет уже существующие пустоты и поры горных пород и в них пере­мещается под действием сил гравитации от участков с более вы­соким уровнем воды к участкам с более низкими его отметками, то в случае геологического круговорота картина совершенно иная. Вода захватывается горной породой в момент ее образования, а не после, как в первом случае, и перемещается вместе с горной породой на значительные глубины, постепенно выдавливаясь из нее в результате уменьшения размера пор, обусловленного процессами уплотнения. Вода в этом случае движется от участков большого сжатия породы к участкам меньшего ее уплотнения.

3. Разная направленность изменения фазового состояния воды.Если климатический круговорот невозможен без перехода воды в парообразное состояние с последующей ее конденсацией, то геоло­гический невозможен без перехода подавляющей части, воды через физически связанное состояние.

4. Формирование генетически разных подземных вод.

Климати­ческий круговорот формирует на земле пресные воды инфильтрационного генезиса, значительная часть которых проникает в землю, образуя зону маломинерализованных растворов, создающих основу для жизни человека.

Геологический круговорот формирует ветвь соленых вод седиментационного генезиса, определяющих ход многих новых геологических процессов и явлений, также необходимых для жизни человека.

5. Гидродинамика формирующихся бассейнов различна.

В случае климатического круговорота вода в порах горных пород не испы­тывает механического давления стенок, так как находится под действием только собственного веса, на какой бы глубине вода не находилась.

Иная ситуация складывается в процессе геологического круго­ворота. В этом случае вода практически всегда испытывает в той или иной мере давление стенок горной породы. Ведь для того, чтобы выдавить воду из породы, необходимо создать то или иное избыточное давление. Поэтому наличие избыточного давления, т.е. превышающего собственный вес воды, — это естественное состо­яние гидродинамических систем, формирующихся в процессе геоло­гического круговорота. Все это сказывается и на характере фор­мирующихся водообменных систем.

6. Разное направление движения воды.

Климатический кругово­рот обеспечивает подъем воды с океана в атмосферу, перенос ее на континент и нисходящее движение в горных породах от высоких отметок поверхности к более низким.

Геологический круговорот захватывает воду и перемещает ее в обратном направлении — вниз относительно морского дна. Затем под давлением вода перемещается из погружающихся частей бассейна в боковые его структуры, включая континент, и по зонам разломов движется к дневной поверхности навстречу фильтрационному потоку.

7. Гидрогеохимическое различие формирующихся водообменных систем. Здесь лишь отметим, что направленность и механизмы, а значит, и геологический результат всех геохимических процессов в этих двух типах круговоротов различны, что много­кратно разнообразит геохимическую среду, контролирующую ход геологических процессов.
Круговорот воды и проблемы экологии

Как было сказано выше, климатический круговорот воды опре­деляет наиболее важные предпосылки существования и развития жизни на Земле. К сожалению, человек, став геологической силой, стал воздействовать на окружающую среду глобально. Вследствие этого уже началась трансформация круговорота воды, пока не только не оцененная количественно, но и даже не осознанная человечеством.

Техногенное воздействие на круговорот воды осуществляется через все его основные звенья: океан, атмосферу, речной и подзем­ный стоки. Океан, став для людей главнейшей «дорогой» нашей планеты, непрерывно подвергается загрязнению, которое изменяет масштабы испарения воды с его поверхности и тем самым подры­вает «фундамент» климатического круговорота воды.

Не меньшее воздействие на круговорот воды оказывается и на поверхности земли. Создание многочисленных водохранилищ, вы­рубка лесов, распахивание почв, разработка полезных ископаемых, мелиоративные работы, переброска рек, рост городов — все это резко меняет фильтрационные свойства горных пород, степень и масштабы испарения воды, ведет к перераспределению стока, меняет соотношение между поверхностной и подземной его составляющими. В конечном счете, это ведет к изменению интенсивности водообмена на конкретном участке территории, а значит, и к изменению ее ландшафтных особенностей.

К сожалению, масштабы изменения человеком разных аспектов климатического круговорота пока практически не изучались, и они не оценены в должной мере. Это задача ближайшего будущего. Однако экологический вред уже сегодня очевиден: обмелели многие реки, но подтоплены города, загрязнены поверхностные воды и атмосфе­ра, катастрофически загрязняются подземные воды, моря и океаны. Проблема чистой воды стала одной из наиболее острых на земном шаре.

3. ОСНОВНЫЕ ФОРМЫ И ЗАКОНЫ ДВИЖЕНИЯ ВОДЫ В НЕДРАХ

3.1. Физические свойства подземных вод

Температураподземныхвод изменяется в широких пре­делах и зависит от геологического строения и истории геологиче­ского развития структур, физико-географических условий и режима их питания. В области распространения многолетнемерзлых пород соленые воды на отдельных участках имеют отрицательную темпера­туру порядка —15°С и даже ниже. Температура неглубоких подзем­ных вод в средних широтах в зависимости от местных климатических и гидрогеологических условий изменяется от 5 до 15° С. В областях молодой и современной вулканической деятельности, а также на участках выхода воды на поверхность из глубоких частей земной коры известны источники с температурой воды свыше 100° С (гей­зеры Камчатки, Исландии, Японии, Америки и др.).

Во внутреннейгеотермической зоне глубокими буровыми сква­жинами (3—4 км) вскрываются перегретые подземные воды с темпе­ратурой около 150° С и выше.

Прозрачностьподземныхвод зависит от количества рас­творенных в них минеральных веществ, содержания механических примесей, органических веществ и коллоидов.

По степени прозрачностиподземные воды подразделяются на че­тыре категории: 1) прозрачные, 2) слегка мутные, 3) мутные и 4) очень мутные. Чаще подземные воды оказываются прозрачными.

Цветподземных вод зависит от их химического состава и наличия примесей. Большей частью подзем­ные воды бесцветны. Жесткие воды имеют голубоватый оттенок, закисные соли железа и сероводород придают воде зеленовато-голубую окраску, органические гуминовые соединения окрашивают воду в желтоватый цвет, взвешенные минеральные частицы — в серова­тый.

Запахв подземных водах обычно отсутствует, но иногда он ощущается. Так, например, сероводород придает воде запах тухлых яиц; застойная вода в некоторых колодцах, закрепленных деревом, нередко обладает неприятным затхлым запахом; неглубокие подзем­ные воды при их связи с болотными водами имеют специфический «болотный» запах. Установлено, что запах воды чаще связан с дея­тельностью бактерий, разлагающих органические вещества.

Питьевая вода не должна иметь запаха. Для определения этого свойства воду рекомендуется предварительно подогревать до 40— 50° С. Подогретую воду надо налить в бутылку до половины, закрыть горлышко бутылки пробкой или пальцем, сильно встряхнуть 3— 5 раз, а затем быстро произвести определение.

Вкус
и привкусводе придаютрастворенные в ней мине­ральные соединения, газы и посторонние примеси.

При содержании в воде гидрокарбонатов кальция и магния, а также углекислоты вода имеет приятный вкус. Большое количество органических веществ придает воде сладковатый вкус; солоноватый вкус обусловлен растворением значительного количества хлористого натрия, а горький — наличием в воде сульфатов магния и натрия. Ионы железа придают воде своеобразный «ржавый» вкус.

Плотность   воды количественноопределяется отношением ее массы к объему при определенной температуре. За единицу плотности воды принята плотность дистиллированной воды при температуре 4  С.

Обычно плотность воды измеряется помощью ареометра или пик­нометра

Сжимаемостьпоказываетизменение объема воды под дей­ствием давления. Степень сжимаемости воды в основном зависит от количества, растворенного в ней газа, температуры и химического состава. Число, показывающее, на какую долю первоначального объема жидкости уменьшается объем при увеличении давления, называется коэффициентом сжимаемости или коэффициентом объемной упругости .

В глубоких частях земной коры вода подвергается действию не только давления, но и температуры и растворенного в ней газа. Причем давление способствует уменьшению объема воды, а температура и растворенный газ — увеличению.

Вязкостьхарактеризуетвнутреннее сопротивление частиц жидкости ее движению. Различают динамическую и кинематическую вязкости.

Вязкость подземных вод в основном зависит от температуры и количества растворенных в них солей (минерализации). Причем с увеличением температуры вязкость уменьшается, а с увеличением минерализации подземных вод вязкость повышается. Влияние давления на вязкость воды и растворенных в ней газов является незначительным.

Электропроводностьподземныхвод обусловлена тем, что они являются растворами электролитов. Она находится в прямой зависимости от количества растворенных в воде солей. Дистиллиро­ванная вода не является проводником электрического тока. О вели­чине электропроводности судят по удельному электрическому сопро­тивлению.

3.3.
Движение воды как физического тела

Свободная вода, когда она не связана никакими силами с гор­ными породами, ведет себя как самостоятельное физическое тело, подчиняясь только законам гравитационного, теплового, геофизи­ческого полей. Главным в этом случае выступает гравитационное поле, под действием сил которого вода стремится занимать наиболее низкое положение на Земле или в ее недрах. Если бы вся вода когда-либо смогла занять наиболее низкое положение на Земле, ее движение как физического тела полностью прекратилось. Но этого не происходит благодаря развитой на Земле системе кругооборотов.

В тепловом поле Земли вода меняет свое фазовое состояние и соответственно законы движения. Пар движется преимущественно от участков большего давления и температуры к участкам меньшего их значения. Лед может перемещаться как обычное твердое тело, но применительно к зоне криогенеза движется сложным спо­собом, постоянно меняя фазовые состояния даже при отрицатель­ных температурах.

Движение жидкойводы, которое мы рассмотрим более подроб­но, происходит в результате передачи гидростатического давления от участков более высокого напора к участкам его более низких значений. Поэтому прежде чем переходить к рассмотрению вопроса о движении жидкой воды необходимо разобраться с характером пластовых давлений, формирующихся в водоносном горизонте.

3.3.1.
Пластовое давление в водоносных горизонтах

Свободная вода в водоносном пласте, если она его заполнила после образования самой породы, т.е. в процессе климатического круговорота, располагается между частицами отдельных минералов и поэтому непосредственно не подвержена давлению горной породы, а находится под влиянием только гидростатического давления, т.е. веса вышележащего столба воды.

Накопленныек настоящему времени опытные данные действи­тельно подтверждают, что в водоносных горизонтах верхней гид­родинамической зоны пластовые давления совпадают с расчетными; т.е. равны гидростатическим. Иначе и не должно быть, так как в природе нет сил, которые заставили бы воду мигрировать в зону давлений, превышающих ее собственную массу.

Углубление скважин в нефтегазоносных районах и более точные замеры пластовых давлений, т.е, давлений, наблюдаемых в реаль­ном пласте, показали, что начиная с глубины первых километров пластовые давления в водоносных горизонтах становятся выше расчетных гидростатических в 1,3-1,6 раза. Такие давления стали называть аномально высокими. В ряде случаев аномальное давление достигает значений геостатическогоили литостатического(Рл), создаваемого весом вышележащих пород.

Все это позволяетв разрезе земной коры выделить три гидродинамичес­кие зоны, различающиеся характером пластовых давлений.

1.                 Зону гидростатических пластовых давлений, распространяю­щуюся до глубины 2-3 км, с преобладанием нисходящего и гори­зонтального движения подземных вод инфильтрационного генезиса.

2.        Зону переходных между гидростатическим и литостатичес­ким пластовых давлений, нижняя граница которой может достигать 7 км. В пределах этой зоны распространены в основном седиментационные воды.

3.        Зону литостатических давлений, в пре­делах которой содержатся в основном физически связанные воды и редко свободные. Во второй и третьей зонах преобладают вос­ходящие потоки подземных вод.

3.3.3. Гидродинамическая зональность земных недр

В связис установлением фактов аномально высоких пластовых давлений в подземной гидросфере изменилось представление о природе и характере гидродинамической зональности земной коры. Началась разработка новых схем гидродинамической зональности земных недр.

В соответствии с гидродинамической зональностью в недрах земли выделяются и разные типы гидродинамического режима подземных вод, под которым следует понимать характер движения воды, обусловленный величиной пластовых давлений и степеньюгидродинамической закрытости водоносных систем. Обычно выде­ляют три типа гидродинамического режима:

1. Режим инфильтрационного типа, в пределахкоторого движе­ние подземных вод происходит вследствие разности напоров в зоне современной инфильтрации и зоне разгрузки. Пластовое давление подземных вод равно гидростатическому. При благоприятных усло­виях режим этого типа может существовать до глубины 5~6 км. В этом случае важно только, чтобы была единая гидрав­лическая система и область питания превышала область разгрузки.

2. Режим элизионного(выжимающего) типа. Движение вод происходит вследствие их выжимания из пород, уплотняющихся под действием геостатического давления или возникающих тектоничес­ких напряжений. Этот тип режима наблюдается обычно на глуби­нах, превышающих 1000 м. Пластовое давление, как правило, выше гидростатического, но значительно ниже литостатического.

3. Режим глубинного типахарактерендля водонапорных систем, залегающих в глубоких частях подземной гидросферы. Основными причинами движения вод в зоне действия этого режима является воздействие на них геостатического и тектонического давлений. Такое воздействие возможно лишь в условиях существенной изоля­ции глубинных водонапорных систем, ибо при наличии хорошего оттока жидкости внешнее давление воспринимается преимуществен­но скелетом породы. Пластовое давление может достигать значений геостатического давления и даже его превышать.

Таким образом, в настоящее время в земной коре выделяются несколько резко отличающихся по характеру пластовых давлений типов гидродинамического режима. В пределах каждого из этих типов режима законы движения подземных вод носят различный характер. В настоящее время наиболее изученным в этом отношении является инфильтрационный тип режима, в пределах которого выделяется два подтипа: режим грунтовых (безнапорных) вод и режим артезианских (напорных) вод. Однако прежде чем перехо­дить к этому вопросу необходимо хотя бы кратко познакомиться с основными элементами фильтрационного потока.

.4. Линейный закон фильтрации, или закон Дарси

Закон Дарси формулируется следующим образом: количество воды
Q
, просачивающейся через породу в единицу времени, про­порционально величине падения напора при фильтрации Н и площади поперечного сечения породы
S
и обратно пропорциональ­
но длине пути фильтрации
L
, измеряемой по направлению дви­жения воды
:


О =
k
(
H
/
L
)
S
,


где k
— коэффициентпропорциональности, зависящий от физичес­ких свойств породы и фильтрующейся жидкости. Этот коэффици­ент получил название коэффициента фильтрации. Обозначив от­ношение падения напора  Нк длине пути фильтрации Lчерез напорный или гидравлический градиент I
,получим:

Q
=
kIS
.
Это уравнениепредставляет собой  в общем виде выражениерасхода фильтрационного потока. Разделив обе части уравнения на S
, получим

Q
/
S
=
V

=
kI
.

Уравнение выражает закон Дарси, отражающий линейную
зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом.
Если принять I= 1, то V= k. Отсюда вытекает физический смысл
коэффициента фильтрации, представляющий собой скорость фильтрации воды при гидравлическомградиенте, равном единице. Поэто­му размерность коэффициента фильтрации та же, что и скорости движения воды, т.е. см/с, м/ч или м/сут.

Следует учитывать, что скорость фильтрации, рассчитанная по формуле, не равна действительной скорости движения воды в порах или трещинах породы, так как вместо реального рассмат­ривается фиктивный поток. Чтобы получить реальную скорость движения подземных вод U
, необходимо скорость фильтрации V
разделить на пористость породы  п.

Так как пвсегда меньше 1, то получаемая из закона Дарси скорость
фильтрации всегда меньше действительной скорости движения.
Непосредственнодействительные скорости движения воды не зависят от свойств зерен минералов, слагающих водоносный горизонт, но косвенно минеральный состав породы влияет, так как он определяет характер и структуру пор. Чем больше размеры пор, тем больше скорости движения подземных вод.

3.5. Границы применимости закона Дарси

Линейный закон фильтрации применим не для всех типов вод. Первое ограничение по его применению связано с определенной скоростью фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нарушается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока (верхний предел применимости). При малых скоростях фильтрации на движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения, действующие со стороны минеральных частиц горной породы. В том и другом случае нарушается прямая зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Закон Дарси применим поэтому только для ламинарного типа движения. Третье ограничение рассматриваемого закона связано с тем, что он разрабатывался для условий свободной фильтрации жидкости, т.е. для вод климатического круговорота. Распространять его действие на воды геологического круговорота, механизм движения которых иной, пока нет оснований. Элизия воды из глинистых отложений при их уплотнении происходит также при определенном начальном градиенте. Применительно к процессам элизии, механизм которых можно уподобить поршневому вытеснению, расход форми­рующегося потока определяется не градиентом напора, а многими другими факторами. Поэтому ожидать прямой за­висимости между расходом потока и градиентом напора нет основа­ний. Необходимы в этом плане специальные исследования.
    продолжение
--PAGE_BREAK--
3.6. Конвективное движение волы

Наряду с фильтрацией воды в горных породах имеет место ее конвекция— тепло- и массоперенос движущимися потоками веще­ства, в данном случае дополнительный перенос воды не обязательно в направлении ее основного движения. Особенновелико значение конвекции в переносе в водном растворе растворенных в них солей.

Однимиз примеров конвективного переноса является вертикаль­ное перемещение в гравитационном поле подземных вод, имеющих разные плотности. В этом случае более тяжелая вода может опус­каться в нижние горизонты, а более легкая — в верхние. Правда, этот эффект может значительно проявляться только в том случае, если боковое движение воды (фильтрация) будет незначительным.

Различиев плотности природной воды может быть обусловлено их разной температурой или концентрацией растворенного вещества. В первом случае конвективное движение называется тепловым, во втором — концентрационным.

Особенно ярко тепловая конвекция проявляется в том случае, когда меняется фазовое состояние воды. Фильтрующаяся в глубо­кие горизонты вода, нагреваясь и переходя в пар, резко меняет свою плотность, что заставляет ее как более легкую двигаться вверх. Поднимаясь и охлаждаясь, пар снова переходит в жидкость, которая опускается. Так возникает явление газлифта— способа подъема воды, обусловленного разрежением за счет попадания газа или образования пара. Такой способ подъема воды использу­ется и человеком, когда в воду специально нагнетается воздух и она, становясь более легкой, поднимается. В этом случае метод подъема воды получил название эрлифт.

3.7. Понятие об установившейся фильтрации

Фильтрация подземных вод в пористой или трещиноватой среде горных пород может иметь установившийся или неустановившийся характер. Строго говоря, движение подземных вод в горных породах всегда является в той или иной мере неустановившимся, т.е. переменным во времени. Неустановившееся движение проя­вляется в изменениях уровня подземных вод, что обусловливает изменения напорных градиентов, скоростей фильтрации и расхода подземного потока. Изменения эти могут быть вызваны влиянием естественных или искусственных факторов, определяющих условия питания, движения и разгрузки подземных вод. К числу таких фак­торов можно отнести неравномерное выпадение и инфильтрацию ат­мосферных осадков, колебания горизонтов поверхностных водоемов паводки на реках, сооружение и функционирование водохранилищ и каналов, процессы орошения и осушения земельных территорий откачки подземных вод из скважин и горных выработок, захороне­ние сточных вод и др.

В районах, где условия питания и разгрузки подземных вод из­меняются во времени незначительно, движение подземных вод можно рассматривать как установившееся, т. е. практически не изменяющееся во времени. При установившейся фильтрации уровни и скорость движения подземных вод в одних и тех же точках не из­меняются во времени, являясь лишь функцией координат простран­ства.

Установившееся и неустановившееся движение подземных вод на­блюдается как в безнапорных, так и в напорных водоносных гори­зонтах. Особенно резко выраженный неустановившийся характер носит движение подземных вод в первый период работы водозабор­ных сооружений. При этом следствием неустановившегосядвижения в безнапорных водоносных горизонтах является осушение части водо­носного горизонта (в пределах создаваемой депрессии), происходя­щее при понижении уровня в процессе откачки воды. Осуше­ние пласта в зоне влияния откачки происходит постепенно, вы­зывая изменение уровня, скорости движения и расхода подземного потока.

При изученииусловий движения подземных вод неглубоких безнапорных водоносных горизонтов упругие свойства воды и горных
пород обычно не учитываются, а соответствующий этому режим фильтрации называется  жестким.

В напорных водоносных горизонтах неустановившееся движение определяется упругими свойствами воды и горных пород. При вскры­тии напорных вод скважинами и снижении напоров при откачках про­исходит разуплотнение воды с одновременным упругим расширением пород, под влиянием чего вода как бы выдавливается из пласта в сква­жины (водозаборные сооружения). Так возникает своеобразныйупру­гийрежим подземных вод, соответствующий неустановившемуся ха­рактеру их фильтрации.

3.8. Движение физически связанных вод

3.8.1. Капиллярная форма движения воды

Хотя капиллярные воды относят к свободным, их движение наряду с гравитационными силами обеспечивается дополнительно силами поверхностного натяжения, которые возника­ют под действием молекулярного притяжения жидкости к твердому телу. Давно замечено, что в тонкой стеклянной трубке, опущенной в воду, вода поднимается на некоторую высоту. Это обусловлено тем, что при смачивании водой стенок сосуда за счет сил повер­хностного натяжения поверхность воды стремится приобрести фор­му шара с образованием вогнутого мениска. Если же жидкость не смачивает стенки, которые являются гидрофобными в отличие от гидрофильных (смачивающихся), то формируется мениск выпуклой формы и соответственно уровень воды в трубке становится, ниже уровня свободной воды.

В природных условиях за редким исключением породы являются гидрофильнымии, соответственно, формируется капиллярная кайма или подзона. Высота капиллярного поднятия Нкзависит от грану­лометрического состава горных пород: в мелкозернистых разностях она больше, в крупнозернистых меньше.

Явление капиллярногоподнятия воды в пластах горных пород имеет большое практическое значение. Капиллярная вода может служить источником питания растений.

3.8.2. Молекулярно-диффузионное движение


Молекулыгазов, жидкостей и растворенных в них веществ находятся в постоянном тепловом движении. Если к системе не приложены никакие силы, то через любое ее сечение встречные потоки молекул каждого вида равны между собой. Такое движение молекул обеспечивает лишь постоянное их перемешивание, но не дает направленного потока и поэтому называется самодиффузией.

В случае приложения каких-либо сил к системе формируется молекулярный поток вещества в направлении, обратном градиенту поля. В этом случае говорят, что происходит молекулярная диф­фузия вещества, стремящаяся к его выравниванию.

Если системаразделена перегородкой, непроницаемой для одного или нескольких видов молекул и проницаемой для другого (или других), то такая диффузия «с неравными возможностями» назы­вается осмосом.

Молекулярнаядиффузия происходит под действием градиентов концентрации, температуры, давления, электрического, магнитного, гравитационного и других полей. Однако важнейшими выступают силы гравитации, теплового и концентрационного полей.

3.9. Движение воды как геологического тела

Гидрогеологияизучает воду, прежде всего как геологическое тело, хотя форма последнего может меняться непрерывно. В этой связи напомним, что природным телом называется любая матери­альная вещь в природе с фиксированными пространственно-времен­ными границами. Гидрогеологическое тело, в свою очередь, является разновидностью геологического тела.

Как и в геологии в целом, границы гидрогеологических телпроводятся на разных иерархическихуровнях: горизонта, комплек­са, бассейна, генетического типа воды и т.д.

Необычностьгидрогеологического тела состоит в том, что оно не занимает полностью геологическое пространство, а только часть его, не занятую горной породой, минералом, включая мельчайшие пространства в пределах кристаллической решетки. Вода проника­ет во все без исключения геологические тела, пронизывает их тончайшей сетью волосных капилляров и только местами образу­ет массовые скопления, называемые бассейнами, резервуарами, ме­сторождениями.

Вместе с тем распределение воды в недрах земли во многом определяется характерам и типом горной породы, ее сложением, составом, геологической структурой региона, историей ее развития и эволюции. Поэтому издавна в гидрогеологии сформировалось представление о геологической структуре, которая характеризует «пространственное распределение подземных вод и их взаимоотношение с вмещающими породами» в недрах земли. Следовательно, геологическая структура и ее элементы выступают одной из форм проявления геологического тела воды.

Следовательно, когда мы говорим о геологическом движении воды, то имеется в виду не только и не столько движение воды через поры горных пород, сколько ее движение вместе с горной породой, т.е. ее размещение на определенной глубине, в определен­ном типе породы, форме такого размещения, взаимоотношения с породой и т.д. Если к этому добавить, что состав воды также является результатом ее геологического движения, то станет оче­видной специфическая форма этого движения воды.

Геологическоедвижение водных растворов — результат более общих тектонических и геолого-структурных движений, обусловлен­ных глубинными силами Земли. Оно неразрывно связано с геоло­гическим круговоротом вещества в недрах Земли и определяется такими явлениями, как движение литосферных плит, уплотнение и разуплотнение горных пород, выжимание и выдавливание воды, переход ее из связанного состояния в свободное и наоборот, гид­ратация и дегидратация пород на различных стадиях литогенеза, включая метаморфизм, химическое разложение и синтез воды и др. Ярким примером тому — движение воды в процессе ее захоронения в осадочных бассейнах.

В самом деле, в земной коре широко распространены седиментационные воды, которые занимают в основном нижние части разреза осадочных бассейнов. Возникает вопрос, каким путем и в какой форме морская вода оказалась погребенной на глубине 3-5 км и более.

Образование седиментационных вод обязано геологическому круговороту вещества, при котором вода вместе с вмещающими еепородами медленно погружается на значительные глубины по мере опускания отдельных участков земной коры, которое компенсирует­ся накоплением осадочных пород соответствующей мощности. При этом захороняются различные виды воды: конституционная, кристаллизационная, гигроскопическая, пленочная, свободная и др. По мере погружения и захоронения осадка соотношение между отдельными видами воды непрерывно меняется, один вид переходит в другой, часть ее молекул химически разлагается, часть отжимается из этой системы и т.д. Все эти процессы совершаются на фоне общего погружения осадков, которые и обеспечивают перенос воды на большие глубины в результате сил тектонической природы.

                       
Элизионное движение воды

Элизия (выдавливание) воды из горных пород начинается с первых моментов их захоронения в седиментационном бассейне. Решающее значение при этом имеет уменьшение порового пространства отложений, происходящее с течением време­ни двумя взаимосвязанными, но различными по своей природе путями:

1)               механического (консолидационного) уплотнения за счет массы вышележащих пород, либо тектонических движений;

2)               физико-химической переработки горных пород водой с заполнением пор вторичным цементом.

Особенноактивно вода отжимается из глинистых отложений в силу того, что они обладают двумя специфическими свойствами в начальный период седиментации:

1)       чрезвычайно высокой пористо­стью, быстро сокращающейся при уплотнении,

2)       наличием минералов с большим количеством кристаллизационной и конституци­онной, воды, способной переходить в свободное состояние, начиная с определенного термобарического уровня.

Пористость толькочто отложившихся глинистых осадков состав­ляет 70-90%. Начальная пористость песков 30-50%. Темп сокраще­ния пористости уплотняющегося глинистого ила существенно зави­сит от глубины седиментационного водоема и скорости осадконакопления.

Все сказанное показывает, что водоносные горизонты, формиру­ющиеся в процессе геологического круговорота воды, получают в основном питание не из внешних источников, что характерно для климатического круговорота, а из внутренних. Другими словами, водоносные горизонты получают питание за счет воды, выделяю­щейся из горных пород в процессе их уплотнения. Все это позво­ляет сформулировать представление о внутрипластовой области питанияводоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполнен­ных седиментационными водами.

3.9.2. Движение глубинных вод

Под глубиннымив данном случае понимаются генетические типы вод, сформированные на значительных глубинах в результате гео­логического и мантийно-океанического круговоротов, т.е. возрож­денные, ювенильные и талассогенные. Генезис таких вод связывают не с отжатием их из горных пород в процессе уплотнения, а с возрождением (синтезом) молекул воды в процессе метаморфизма или выделением их из остывающего расплава в процессе кристаллизации последнего. Движение этого типа вод обусловлено высокими пластовыми давлениями, приближавшимися к литостатическим, и приурочено в подавляющем большинстве случаев к зонам глубоких разломов, образующимся, вероятно, не без участия самих возрожденных или иных вод.

Динамикаподземных вод в условиях глубинного гидродинами­ческого режима изучена крайне слабо в силу большой сложности этой проблемы. Сложность связана с тем, что на глубинах более 5-6 км не совсем ясными остаются термодинамические условия залегания воды. Кроме того, большая часть воды здесь находится в химически и физически связанном состоянии, определяющем особыеусловия движения. Поэтому важнейшей проблемой для этого типа вод является проблема их перехода из связанного в свободное состояние. По своей сути эта проблема является геохимической.

Одной из важнейших эмпирически установленных закономерно­стей движения воды в рассматриваемой зоне является ее восходя­щее движение. Об этом прежде всего свидетельствует многолетний опыт изучения гидротермальных месторождений.

Важная особенность глубинных вод состоит в том, что их, движение происходит в породах с исключительно низкой пористо­стью, которая для интрузивных и метаморфических разностей со­ставляет только 0,1-1,5% и носит межзерновой характер, т.е. обус­ловлена неплотным прилеганием слагающих породу минеральных зерен друг к другу. Элементарной ячейкой порового пространства является капиллярный канал непостоянных сечения, длины и фор­мы. Течение растворов по системе проводников весьма затруднено силами трения и возможно лишь в том случае, если извне к раствору приложено давление большее, чем сопротивление течению. Проницаемость таких пород также является весьма низкой.
.   ОСНОВЫ ГИДРОГЕОХИМИИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

4.1. Состав подземных вод и их классификации

Все химические элементы в зависимости от их содержания в подземных водах принято делить на 4 группы.

Макрокомпонентывключают преобладающие элементы и комплексные соединения. Они определяют химический тип воды.

Микрокомпоненты— химические элементы или их соединения, содержащиеся в подземных водах. Они оказывают  значительное влияние на специфические особенности её состава и влияют на биологические процессы. Микрокомпоненты используются для выяснения условий формирования подземных вод, а так же могут являться поисковым критерием на рудные полезные ископаемые.

Радиоактивные элементыпредставляют собой неустойчивые изотопы, в результате чего происходит их непрерывный распад.

Макрокомпоненты составляют основу солёности воды, которая оценивается общей минерализацией – суммой ведущих солей, растворённых в воде. Общая минерализация подсчитывается либо по результатам химического анализа отдельных компонентов, либо путём выпаривания 1 литра воды. Получаемый осадок носит название сухого остатка. Общая минерализация измеряется обычно в г/л.

Классификация подземных вод по  общей минерализации

Класс вод

Подкласс вод

Минерализация, г/л

Пресные

Ультрапресные

менее 0,2



Умеренно пресные

0,2 – 0,5



Собственно пресные

0,5 – 1,0

Солоноватые

Слабосолоноватые

1 – 3



Умеренно солоноватые

3 – 10

Солёные

Слабосолёные

10 – 30



Сильносолёные

30 – 50

Рассолы

Слабые

50 – 100



Крепкие

100 – 320



Сверхкрепкие

320 – 500



Предельно насыщенные

Более 500
    продолжение
--PAGE_BREAK--


Другой важный параметр воды – жёсткость, которая обусловлена суммой ионов кальция и магния. Различают общую, устранимую и постоянную жёсткость.

Общая жёсткостьобусловлена общим содержанием в воде ионов Са и Мg
.

Устранимая (временная) жёсткость
– определяется той частью названных ионов, которая выпадает в осадок при кипячении.

Постоянная жёсткостьобусловлена содержанием в воде той части ионов Са и Мg
, которая остаётся в воде после кипячения.

Классификация пресных подземных вод по общей жёсткости

Очень мягкие

до 1,5 мг-экв/л

Мягкие

1,5 – 3,0 мг-экв/л

Умеренно жёсткие

3,0 – 6,0 мг-экв/л

Жёсткие

6,0 – 9,0 мг-экв/л

Очень жёсткие

более 9,0 мг-экв/л

Ещё одной важной характеристикой подземных вод является ионно-солевой состав. Он определяется генетическим типом вод и характеризуется их химическим составом. Классификация В.А. Александрова  основана на трёх главных признаках: 1. Преобладающие анионы2. Биологически активные элементы3. Физические свойства

По этим признакам все воды делятся на 6 групп: гидрокарбонатные, хлоридные, сульфатные, комбинированные, воды предыдущих 4-х групп, но содержащие значительное количество биологически активных микрокомпонентов, воды предыдущих 5-ти групп, но содержащие значительное количество газов

Классификация природных вод по О.А. Алекину

Важной составляющей подземных вод являются газы. Наиболее расространёнными являются кислород, углекислый газ, сероводород, водород, метан, тяжёлые углеводороды, азот и благородные газы. Содержание газа в воде определяется газонасыщенностью. Способность газов к растворению в воде неодинакова и определяется коэффициентом растворимости.

Все подземные воды содержат растворённые органические вещества, среди которых доминируют вещества гумусового и нефтяного ряда.

Отбор проб производится в стерильную посуду. При опробовании скважин пробы отбирают после 2 – 3 смен объёмов воды.

Водородный показатель и понятие  об окислительно-восстановительном потенциале

Водородный показатель (рН)характеризуется концентрацией ионов водорода в воде. Вода диссоциирует на ионы:

Н2О = Н+ + ОН-

Константа диссоциации (ионное произведение) К в равна

К в = (Н+) х (ОН-) = 10 –7 х 10 –7 = 10 –14

В нейтральной воде  концентрации Н+ и ОН — одинаковы, следовательно, концентрация (Н+) =10 –7

Значение активности водорода показывается в виде отрицательного натурального логарифма т.е. рН = 7

По величине рН воды делятся на:

Тип воды

рН

Сильнокислые

менее 3

Кислые

3,0 – 5,0

Слабокислые

5,0 – 6,5

Нейтральные

6,5 – 7,5

Слабощелочные

7,5 – 8,5

Щелочные

8,5 – 10

Сильнощелочные

более 10



В питьевых водах рН должен быть в пределах 6,5 – 8,5

Окислительно-восстановительный потенциал(Еh) имеет большое значение для установления форм нахождения и условий миграции элементов. Окисление и восстановление связаны с изменением валентности, проявляемой элементом. Окисление связано с отдачей электронов, а восстановление с их присоединением. Величиной, определяющей направление, в котором протекает окислительно-восстановительный процесс, является химический потенциал. Активность электронов понимается в смысле вероятности появления новых электронов. Эта вероятность тем выше, чем сильнее восстановительные свойства раствора.

Принято считать, что потенциал газообразного водорода  в стандартном состоянии равен нулю. Поскольку электрический потенциал в растворе измерить невозможно, ограничиваются измерением разности потенциалов. Для удобства в работе вместо водородного полуэлемента используют хлор-серебряный или хлор-таллиевый электрод. В качестве второго электрода используют электрод из благородного металла (золото, платина).

В природных водах окислительно-восстановительный потенциал определяется всей совокупностью происходящих в ней окислительных и восстановительных процессов.

4.2. Водная миграция элементов и формирование состава подземных вод

4.2.1. Миграция химических элементов

Водная миграция – важнейшая часть переноса и перераспределения атомов в земных недрах. Вода – «кровь» Земли, которая обеспечивает приток и отток химических элементов в разные структуры земной коры.

Различают внутренние ивнешние факторы миграции. К внутренним факторам относятся свойства химических элементов образовывать летучие или растворимые соединения, осаждаться из растворов или расплавов, сорбироваться и т.д. Все эти свойства определяются строением атомов. К внешним факторам относятся параметры обстановки миграции – температура, давление, кислотно-щелочные иокислительно-восстановительные.

Формы миграции

В природных водах химические элементы мигрируют в коллоидной, взвешенной иистинно растворённой формах.

Интенсивность водной миграции

Разные элементы характеризуются разной интенсивностью миграции. Зная содержание элемента в минеральном остатке воды и в водовмещающей породе (или  кларк в литосфере) можно вычислить коэффициент миграции и построить ряды миграции элементов.

Геохимические барьеры

Выделяют два типа барьеров: природные и техногенные. Природные, в свою очередь делятся на три класса: механические, физико-химические и биогеохимические. Среди физико-химических различают окислительные, восстановительные, щелочные, кислые и пр. Геохимические барьеры имеют важное практическое значение

4.2.2. Формирование состава подземных вод является результатом миграции вещества в земной коре в конкретных геологических условиях.

-          Физико-географические
(рельеф, климат, водообмен, выветривание)

-          Геологические (геологическая структура, тектонические движения, тип пород, магматизм и др. процессы)

-          Физико-химические (кислотно-щелочные, и окислительно-восстановительные, хим.свойства элементов, растворимость хим.соединений)

-          Физические (температура, давление)

-          Биологические (живое вещество, почвы, ландшафт)

-          Искусственные (деятельность человека)

4.3. Обработка и систематизация химических анализов подземных вод

4.3.1. Типы химических анализов

-          Содержание химических анализов и степень точности их результатов определяются задачей и стадией исследований.

Химические анализы подземных вод подразделяются на следующие типы: полевые, сокращённые, полные испециальные.

Полевой анализводы включает определение физических свойств, рН, анионов Cl, SO4, NO3, HCO3, CO3, катионов Ca, Fe,  а также О2, СО2, Н2S. Вычислением находят Na+ K, Mg, временную жёсткость, сумму минеральных веществ. Полевые анализы проводятся в большом количестве для получения предварительной характеристики состава подземных вод. Он не даёт возможности провести контроль определений.

Сокращённый анализопределяет большее количество катионов и анионов. Он осуществляется с применением более точных методов в стационарных лабораториях и даёт возможность проводить контроль анализа по сухому остатку.

Полный анализвключает ещё и определение Еhи даёт возможность проведения контроля определений как по сухому остатку, так и по суммам милиграмм-эквивалентов катионов и анионов.

Специальный анализприменяется для определения  микрокомпонентов или других веществ, которые не устанавливаются при полном анализе.

ПОДЗЕМНЫЕ ВОДОНОСНЫЕ СИСТЕМЫ И ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

5.1. Структурно-гидрогеологические подразделения и классификация типов подземных вод

Геологическая структура в первую очередь определяет условия залегания подземных вод, которые формируют подземную водоносную систему. Под последней следует понимать участок земной коры, состоящий только из свойственных ему соотношений во­доносных, спорадически обводненных и водоупорных или сдренированных горизонтов, комплексов и бассейнов подземных вод, зале­гающих в пределах одной геологической структуры.

В свою оче­редь, геологические структуры с однотипными гидрогеологическими условиями принято называть гидрогеологическими.

Под гидрогеологической структуройпонимается геологическое тело, в пределах которого остаются более или менее одинаковыми и непрерывными характер распределения под­земных вод, условия формирования их ресурсов и состава.

Гидрогеологические структуры, по Н.К. Игнатовичу, делятся:

1)по степени закрытости: на раскрытые, частично раскрытые и закрытые;

2) по степени проточности: на проточные, частично проточные и непроточные

3) по степени промытости: на промы­тые, частично промытые и непромытые.

К раскрытым проточным и промытым структурам относятся горно-складчатые области, к закрытым, непроточным и непромытым — глубокие части платфор­менных впадин. Остальные гидрогеологические струк­туры занимают промежуточное положение.

Следовательно, гидрогеологическая структура одновременно выступает и природной емкостьюдля подземных вод, и водообменной системой. Первая характеризуется объемом воды, который может вместить геологическое тело, т.е. статическими запасами, вторая — количеством воды, проходящим через нее в единицу времени, т.е. динамическими запасами.

Поэтому следует различать две функции, выполняемые гидрогеологической структурой как геологическим телом:

1)     
вместилища воды (резер­вуар, бассейн, массив и т.д.)

2)     
проводника воды (водообменная, водонапорная, геогидродинамическая система).

5.2. Гидрогеологическая структура как емкость подземных вод


С позиций емкостных свойств гидрогеологическая структура представляет собой водоносную систему разных строения, размеров, объема, в зависимости от которых ее называют бассейном, резер­вуаром, массивом и т.д. Подразделение таких емкостей учитывает прежде всего этажное строение верхней части земной коры.

Для фундамента характерны в основном трещинные и трещинно-жильные воды, для чехла — поровые и разнообразные пластовые воды.

Выделяют следующие основные типы гидродинамических структур: артезианские бассейны и гидрогеологические массивы, позже к этому перечню добавили вулканогенные бассейны и обводненные разломы.

Артезианские бассейны—это погружения, выполненные пре­имущественно слоистыми осадочными породами и состоящие из чехла и подстилающего его фундамента, которые развиты в основ­ном на платформах и реже в горно-складчатых сооружениях. Они свойственны отрицательным тектоническим формам — мульдам, впадинам, синклиналям с прилегающими склонами, котловинам и т.д. Для верхних горизонтов характерны грунтовые порово-пластовые воды.

Прева­лируют напорные пластовые воды. По ведущим водно-коллекторским свойствам пород артезианский бассейн образует резервуар разнооб­разных пластовых вод.

Гидрогеологические массивы—это выступы фундамента, обыч­но лишенные чехла, в которых господствующее значение имеют трещиноватые кристаллические породы, и развитые преимущественно в горно-складчатых областях и реже на платформах. Они свойствен­ны положительным тектоническим формам. Это поднятия складча­тых сооружений, в которых слоистость существенно утратила гидрогеологическое значение.

Вулканогенные бассейныпредставлены многочисленными покро­вами эффузивных пород, потоками лав и сопутствующими им вулканогенными породами. Они широко развиты в областях совре­менного и древнего вулканизма.

Обводненные разломы—это зоны тектонических нарушений и разрывов в горных породах, иногда с открытыми полостями в зоне сбросовых или сдвиговых дислокаций, в которых развиты в основ­ном трещинно-жильные воды. Последние широко распространены в горно-складчатых областях.

Артезианские и вулканогенные бассейны, а также гидрогеологи­ческие массивы и обводненные разломы встречаются в виде отдельных гидрогеологических тел или в виде взаимосвязанных систем. В последнем случае  они объединяются в группы, а занимаемые ими территории называются областями

Артезианская областьпредставляет собой группу связанных между собой бассейнов пластовых вод, залегающих в погруженных осадочных породах чехла. Внутри артезианской области могут встре­чаться гидрогеологические массивы, вулканогенные бассейны и обводненные разломы. Гидрогеологическая складчатая область— это сочетание не­скольких гидрогеологических массивов, вулканогенных бассейнов и разделяющих их межгорных артезианских бассейнов.

Вулканогенная область—это группа взаимосвязанных несколь­ких вулканогенных бассейнов и обводненных разломов с подчинен­ным влиянием межгорных артезианских бассейнов.

Область обводненных разломов—это сочетание глубинных и региональных разломов, протягивающихся на тысячи километров и секущих разновозрастные геологические структуры. Глубинные разломы пронизывают земную кору и уходят иногда корнями в верхнюю мантию. Это крупные тектонические швы, ширина кото­рых нередко превышает первые десятки, а протяженность — пер­вые тысячи километров.

Еще более крупными структурными единицами емкостей подзем­ных вод служат тектонически устойчивые территории — плат­формы и тектонически мобильные регионы — горно-складчатые области.

Платформа, как емкость подземных вод, представляет собой гидрогеологический кратоген, а складчатое сооружение — гидрогеологический ороген.

Гидрогеологический кратоген— сочетание систем бассейнов и массивов (иногда с наложенными бассейнами). Подобными емкос­тями подземных вод служат, в первую очередь, древние платфор­мы.

К гидрогеологическому орогену относится система гидрогеоло­гических структур, которая включает часть планетарного подвиж­ного пояса, т.е. совокупность складчатых областей, связанных общностью структурного плана и возрастом создавшей их складча­тости.

5.3. Гидрогеологическая структура как водообменная и водонапорная система

Способность гидрогеологических структур пропускать (обмени­вать) то или иное количество воды является фундаментальным их свойством. Одновременно они обладают способностью создавать напор воды на огромном расстоянии. Отсюда одни исследователи называ­ют эти структуры водообменными (П.Ф. Швецов, А.А. Коноплянцев), другие — водонапорными (А.М. Овчинников, П.П. Климен­тов).

В пределах одной гидрогеологической структуры водообмен раз­личен в разных ее частях. Одним из важнейших факторов водообмена выступает глубина залегания водоносных горизонтов, кон­тролирующая коллекторские свойства горных пород. По мере углубления в недра Земли, наблюдается замедление дви­жения воды, которое имеет закономерный характер и выражается в наличии трех гидродинамических зон водообмена: активного, замедленного и затрудненного.

Водообменные свойства любой гидро­геологической структуры зависят не только от глубины залегания и геологического строения ее отдельных блоков (пространственные параметры), но и этапа ее геологического развития, степени литификации пород и т.д. (временные параметры). Кроме того, от ее размеров, литологического состава водовмещающих пород, их коллекторских свойств, от соотношения областей питания и разгрузки, а так же степени расчлененности рельефа.

Одним из важнейших показателей интенсивности водообмена служит скорость движения воды, которая в соответствии с законом Дарси прямо пропорциональна коэффициенту фильтрации и гидравлическому уклону.

Кроме скорости движения воды водообменные свойства гидро­геологической структуры характеризуются коэффициентом водооб­мена, представляющим ежегодную долю обмениваемой воды в конкретном бассейне, и циклом водообмена— временем полной смены воды в бассейне.

Водообменные свойства горных пород изменяются не только с глубиной, но и по мере протекания процессов литогенеза от раннего диагенеза (начальная стадия захоронения пород) до позднего мета­генеза (метаморфизма). 5.4. Гидрогеохимическая зональностьНедостаток знаний о скоростях движения подземных вод и про­ницаемости горных пород, особенно в глубоких водоносных гори­зонтах, на практике компенсируют путем изучения их химического и газового состава. Химический состав подземных вод во многом зависит от скорости их движения и интенсивности водообмена, т.е. времени взаимодействия воды с горными породами. Наличие высокоминерализованных вод седиментационного генезиса всегда говорит о весьма слабом водообмене в гид­рогеологической структуре или в какой-то ее части. Характер соста­ва воды, например наличие азотных терм, углекислых терм, также свидетельствует об определенном водообмене. Поэтому гидродина­мическая зональность в бассейнах в определенной мере коррелиру­ется с гидрогеохимической. Однако следует иметь в виду, что состав воды — не прямой показатель водообмена, так как он зависит от многих факторов  и его использование требует дос­таточно большого опыта от исследователя.

.5. Пространственные формы залегания подземных вод

Трудность составления классификации заключается в том, что подземные воды развиты в земной коре практически повсеместно, но залегают в разнообразных по форме, размеру, строению геологических телах, которые с большим трудом поддаются системной классификации. В силу этого разные исследователи по-разному трактовали формы залегания подземных вод.

Наиболее логично построена классификация A
.
M
. Овчинникова, который выделяет три основных типа подземных вод — верховодка, грунтовые и артезианские, выделив два особых подтипа, характерные для районов многолетней мерзлоты и активного вулканизма.

Типы подземных вод по характеру залегания (по Е.В. Пиннекеру).
    продолжение
--PAGE_BREAK--
5.5.1. Верховодка

Под верховодкойпонимают первый от поверхности временно существующий водоносный горизонт, залегающий в зоне аэрации на водоупорах ограниченного размера. Отличие верховодки от других типов вод заключается в том, что она располагается выше посто­янно существующего горизонта подземных вод, т.е. в зоне проса­чивания, и приурочена к поверхности слабопроницаемых горных пород, заключенных среди водопроницаемых. Ниже верховодки обычно наблюдается зона неполного насыщения. Вслед­ствие этого верховодка оказывается как бы подвешенной или висячей, занимающей в некотором роде несвойственное гравитационным водам положение. Отсюда ее временность и ограниченность в простран­стве, так как через некоторый промежуток времени подвешенная вода стекает в зону полного насыщения.

Верховодка образуется в зоне аэрации только в случае наличия водоупорных пород. Последние могут быть представлены линзами глин и суглинков различного генезиса, погребенными почвами, ледниковой мореной, мерзлыми породами, останцами коренных пород и т.д. Своим происхождением верховодка обязана инфильтрации атмосферных осадков. Некоторое количество воды может поступать также в результате конденсации.

По особенностям водного режима в зоне аэрации выделяется три подзоны: переменного увлажнения, транзита и капиллярной каймы. Атмосферные осадки, которые просачиваются в зону аэрации аккумулируются преимущественно в почвенном слое (верхние 20 см)

Мощность верховодки чаще всего равна 0,4-1 м, редко дости­гает 2-5 м- Формируется она главным образом в супесчано-суглинистых грунтах. Время ее существования в значительной мере определяется климатическими условиями, формой и размерами водоупорногослоя глубинойего залегания; водопроницаемостью вме­щающих пород и рельефом местности.

На водоупорах относительно больших разме­ров создается возможность более длительного хранения гравитаци­онных вод, так как увеличиваются пути и времяих растекания.

Глубина залегания водоупорного слоя регулирует степень воздей­ствия процессов испарения на верховодку. На глубинах более 2-3 м испарение уже практически не играет роли.

В пределах городов и промышленных пло­щадок образованию верховодки способствуют также фундаменты зданий, уплотняющие грунты.

Режим верховодки всецело определя­ется количеством инфильтрующихся атмосферных осадков, а на территориях городов и промышленных площадок — и объемом сбрасываемых в зону аэрации сточных вод.

Вследствие неглубокого залегания и отсутствия водоупорной кровли верховодка легко загрязняется и поэтому является ненадеж­ным источником водоснабжения. Тем не менее верховодка иногда 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 водоснабжения небольших населен­ных пунктов.

К разновидностям верховодки A.M. Овчинников относит почвен­ные воды, болотные воды и воды песчаных дюн.

Почвенные воды— это совокупность всех типов вод почвенного слоя, которая определяет структуру, свойства и водный режим почв. Среди почвенных вод наибольшее значение для растений имеют пленочные, капиллярные и свободные.

Болотные воды
.Болотом называется избыточно увлажненный участок земной поверхности, покрытый слоем торфа глубиной не менее 30 см в неосушенном и 20 см в осушенном виде. Все избыточно увлажненные земельные площади, не имеющие слоя торфа глубиной менее 30 см в неосушенном состоянии, называются заболоченными землями.

Возникновение болот связано с различными причинами. Главные из них — наличие подстилающего водоупорного слоя, отсут­ствие поверхностного стока, слабое испарение, преобладание осадков над испарением. По характеру растительности и торфя­ной залежи болота делятся на три типа: верховые, низинные и переходные.

Воды песчаных дюнчасто встречаются в засушливых (пустын­ных) районах и вызывают большой интерес поскольку являются пресными. Происходит это в том случае, когда зона аэрации сильно проницаема (песок), что позволяет воде весной при таянии снега или выпадании дождя быстро проникать на глубину большую, чем критическая глубина испарения (обычно 2-3 м), и при наличии водоупора с мульдообразным рельефом оставаться в песках в те­чение длительного времени. Примерно также формируются пресные воды в песчаных дюнах на побережьях морей, где они залегают выше соленой морской воды.

5.5.2. Грунтовые воды

Грунтовыми называют свободные воды первого от поверхности постоянно существующего водоносного горизонта, залегающего в зоне полного насыщения.Следовательно, главное отличие грунто­вых вод от вод верховодки заключается в том, что первые зале­гают в зоне полного насыщения, вторые — в зоне аэрации. Отсюда и другие отличия, связанные с масштабами их распространения, временем существования, мощностью водоносных горизонтов, режимом, составом, глубиной залегания.

Грунтовые воды развиты повсеместно. В любом месте, где бы мы ни стали бурить или копать колодец, мы встретим воду. Как правило, это будет грунтовая вода и значительно реже верховодка. Если такие воды залегают в порах осадочных пород, то они называются пластовыми, если в трещинах скальных пород — трещинными или грунтово-трещинными.

Чаще всего грунтовые воды не имеют сверху водонепроницае­мых пород и поэтому являются безнапорными. Но это не главный их отличительный признак, как полагают некоторые исследователи. На отдельных локальных участках водоупор может присутствовать и в таком случае они становятся напорными, но это никак не меняет сути явления.

Область питания грунтовых вод, как правило, совпадает с об­ластью их распространения. Грунтовые воды тесно связаны с ат­мосферными осадками, поверхностными водами и верховодкой и поэтому зональны. Режим их находится под непосредственным влиянием гидрометеорологических факторов и характеризуется се­зонными колебаниями уровня, дебита и химического состава. По возрасту грунтовые воды являются современными, но в геологи­ческом смысле, так как абсолютный возраст их может достигать 50 тыс. лет.

В зависимости от условий залегания грунтовых вод различают грунтовый поток и грунтовый бассейн. Первый характеризуется движением воды, происходящим под влиянием силы тяжести в направлении уклона свободной поверхности, второй — наличием в водоупорном ложе понижений и движением воды на отдельном отрезке в восходящем направлении. Тот и другой имеют ряд разновидностей, а местами наблюдаются сложные их комбина­ции.

Глубина залегания и форма поверхности грунтовых вод, ко­торую принято называть зеркалом, обусловливается глубиной эро­зионного расчленения рельефа. На карте она изображается гидроизогипсами— линиями одинаковой высоты зеркала.

Неглубокое залегание грунтовых вод на первом от поверхности региональном водоупоре определяет направление их движения под действием силы тяжести в соответствии с уклоном зеркала, а разгрузку, как правило, у подножий склонов. Питание их в основ­ном осуществляется через зону аэрации за счет инфильтрации ат­мосферных осадков (дождевых, талых и паводковых вод) по всей площади их распространения и в меньшей мере конденсирующейся влаги в зоне аэрации. В каждом конкретном районе могут существо­вать и другие источники питания (речные воды, поступление воды из оросительных каналов, переток артезианских вод из более глу­боких водоносных горизонтов и т.д.).

Поверхность грунтовых вод приближенно повторяет рельеф региона. На водоразделах глубина залегания грунтовых вод значительно больше, чем в долинах. Особенно велико их различие в горных областях, где разница отметок долин и водораз­делов нередко достигает 500-700 м. В равнинных областях это соотношение значительно меньше и не превышает 100 м.

Условия питания грунтовых вод определяют и их режим, т.е. изменение их запасов, уровня, состава и свойств во времени под действием природных и искусственных факторов.

Наиболее интенсивное влияние естественных факторов сказыва­ется на неглубокие грунтовые воды. По мере увеличения глубины их залегания влияние многих факторов ослабевает или полностью прекращается. В наше время режим грунтовых вод часто опреде­ляется в основном искусственными факторами, обусловленными деятельностью человека. Распашка земель, вырубка лесов, создание водохранилищ, строительство городов, сооружение водозаборов глобально меняют условия питания, залегания и разгрузки подзем­ных вод. Все это сказывается на запасах, качестве и составе подземных вод в целом. Этот фактор стал доминирующим и требует особо пристального изучения.

Грунтовые воды, как и все воды верхней части земной коры, зональны. Их состав закономерно изменяется в соответствии с изменением климатических особенностей территории.

5.5.3. Артезианские воды

Артезианскими называют все подземные воды, кроме первого от поверхности водоносного горизонта, залегающие между водоупорными слоями и имеющие напор.Такие воды встречаются в основном в дочетвертичных отложениях, образующих крупные геологические структуры как на платформах, так и в горно-складчатых областях.

Для артезианских вод характерны следующие особенности:

1.        они относятся к межпластовым водам, поскольку сверху и снизу изолированы водоупорами;

2.        при вскрытии уровень этих вод устанавливается выше кровли содержащего их горизонта, а иногда и выше поверхности земли (скважины на таких участках фонтани­руют);

3.        распространены в большом интервале глубин от несколь­ких десятков метров до 15 км;

4.        они в значительно меньшей степени, чем грунтовые, подверженывоздействию экзогенных факторов и обладают относительно стабильным режимом;

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

6.        сложная и обычно затрудненная взаимосвязь межплас­товых вод, преимущественно вертикальное (сверху вниз) их перетекание на периферии структур и снизу вверх в областях наиболь­шего прогибания фундамента или низких абсолютных отметок зем­ной поверхности.

Артезианские воды обычно занимают геологические структуры отрицательной формы: синеклизы, впадины, мульды, краевые и межгорные прогибы, грабены и т.д. В течение долгого времени считали, что артезианские воды формируются за счет внешней об­ласти питания, расположенной в местах выхода водоносного гори­зонта на дневную поверхность, а движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки водо­носных горизонтов. В этом случае пластовое давле­ние не может превышать гидростатическое, а гидродинамический режим остается на всем протяжении бассейна инфильтрационным.

Однако по мере накопления новых данных, выяснилось, что такое представление верно только для части артезианских бассейнов небольшого размера, рас­положенных преимущественно в предгорных или горных областях.

Для большинства же артезианских бассейнов платформенного типа такое представление далеко от действительности и требует пересмот­ра. Это связано с тем, что большинство артезианских бассейнов на платформах и особенно крупные из них всегда содержат седиментационные воды, характеризуются наличием аномально высоких пластовых давлений, элиэионным типом гидродинамического режима и т.д. Значительная часть воды таких бассейнов сформирована не путем инфильтрации в процессе климатического круговорота, а захоронена в результате геологического круговорота. Последний же по многим гидродинамическим, генетическим, гидрогеохимическим параметрам принципиально отличается от первого. Все это требует разделения артезианских бассейнов на два типа:

инфильтрационные и элизионные.

Артезианские бассейны инфильтрационного типа
заполнены водой только метеорного генезиса. Имен­но для артезианских бассейнов такого типа выделяют три области:инфильтрационного питания (внешняя и внутренняя); напораразгрузки.

       В этом случае движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки, пла­стовое давление в любой части бассейна остается по своей природе гидростатическим. Размеры областей питания и разгрузки являются относительно области напора незначительными, хотя первые и рас­полагаются часто в горной (внешней) части бассейна, а также в междуречных пространствах, локальных возвышенностях, мелких хребтах, гривах и т.д.

Область распространения напора (стока) находится внутри ос­новной площади артезианского бассейна. В ее пределах водоносным горизонтам (комплексам) свойственны напорные уровни, которые принято именовать пьезометрическими. Расстояние по вертикали от кровли водоносного горизонта до пьезометрического комплекса называется напором подземных вод. Напор характеризует запас потенциальной энергии воды.

Область разгрузки артезианских вод располагается на более низких абсолютных отметках по сравнению с областью питания. Область разгрузки представляет собой, как правило, совокупность открытых и скрытых очагов (разгрузка в рыхлые четвертичные отложения, русла рек, на дне морей). В зависимости от гипсометрического положения областей пита­ния и разгрузки, а также их местонахождения в пределах артези­анского бассейна интенсивность подземного стока бывает самой разнообразной. Очень часто встречаются артезианские бассейны с замедленным водообменом в погруженных частях, когда области питания имеют примерно одинаковое высотное положение, а видимые области разгрузки отсутствуют.

Иногда разгрузка подземных вод происходит по тектонически ослабленным зонам, а также через слабопроницаемые или водоупорные (при значительной разности напоров) породы кровли на всей площади их распространения.

Артезианские бассейны элизионного типаформируются на уча­стках прогибания земной коры и заполнения их осадочным материалом в процессе геологического круговорота. Изначально такие бассейны заняты солеными морскими водами, которые погружаются (захороняются) в недра земли вместе с горными породами. В этом случае напор и движение вод возникают не за счет превышения области питания над областью разгрузки, а под влиянием нарастающего веса вышележащих пород и дополнительно тектонических напряжений. В этих условиях происходит отжим связанных глинами вод и перенос их в водоносные горизонты, регулярное перераспределение напоров, возникновение аномально высоких пластовых давлений.
Бассейн не получает воду из внешних или внутренних областей питания. Источником ее служат водовмещающие горные породы, которые при уплотнении и уменьшении пористости выдавливают воду, ранее захваченную из морского бассейна. Интенсивность такого элизионного отжатия воды с глубиной зату­хает, но в тех или иных размерах продолжается на всех этапах захоронения горных пород. Эти процессы протекают в течение десятков и даже сотен миллионов лет. Наряду с физически связан­ными глины отдают и химически связанные воды, так как в бассейне происходит глубокая трансформация минерального веще­ства на всех стадиях литогенеза.

Из сказанного вытекает важный вывод о том, что артезианские бассейны элизионного типа отличаются наряду с другими призна­ками наличием принципиально иной, отличной от уже упоминавших­ся выше внешней и внутренней областью питания. Эту область мы предлагаем называть внутрипластовой.Последняя, следовательно, представляет собой систему пластов горных пород, отдающих раз­личные виды воды, изначально захваченной в бассейне седимента­ции, в процессе их уплотнения под действием массы вышележащих пород или возникающих тектонических напряжений. Отжатие воды из пород происходит на всех стадиях литогенеза (диагенеза, катагенеза и даже метагенеза).

Внутрипластовая область питания располагается в самом артези­анском бассейне, в его внутренней (захороненной) части и почти полностью может совпадать с областью распространения напора и соответственно стока. Более того, внутрипластовая область пита­ния гипсометрически располагается ниже области разгрузки, т.е. картина оказывается как раз обратной той, котораяобязательна «для классического артезианского бассейна.При этом чем более мощными являются слои водоупорных пород (глин), тем больше при прочих равных условиях отжимается воды и соответ­ственно выше напор. Особенно велик напор в центральной, наибо­лее погруженной части бассейна, которая испытывает наибольшее прогибание и аккумулирует больше осадочных пород.

Водоносные горизонты не получают никакого количества дополнительной воды, кроме той, которая от­жимается из горных пород. Отсюда гидродинамика бассейна опреде­ляется только элизионным типом режима.

Артезианские бассейны инфильтрационно-элизионного типа. Сразу после отступления моря в водоносные горизонты, заполнен­ные морской водой, устремляются инфильтрационные воды, т.е. начинается процесс вытеснения или замещения седиментационных вод инфильтрационными — один из важнейших гидрогеологических процессов, широко развитый в артезианских бассейнах. Процесс замещения начинается с самых верхних горизонтов и областей их питания. Постепенно этот процесс захватывает все более и более глубокие горизонты и новые площади. В конце концов за геоло­гически достаточное время все седиментационные воды из бассейна могут быть вытеснены инфильтрационными. Соответственно артези­анский бассейн перейдет из типа элизнонного, который он представ­лял изначально, в инфильтрационный.

Большая часть современных артезианских бассейнов на плат­формах и некоторая часть в горно-складчатых областях находят­ся на той или иной стадии вытеснения соленых вод пресными. Поэтому они относятся к инфильтрационно-элизионному типу.

Основные факторы, контролирующие скорость и объемы замещения одних вод другими:

1. Возраст бассейна. Чем более древним в геологическом смысле является бассейн, тем при прочих равных условиях он будет более промыт, т.е. в большей мере и на большую глубину заполнен инфильтрационными водами.

2. Размер бассейна. При одинаковом возрасте бассейны неболь­ших по размеру и мощности отложений будут промыты значительно быстрее, чем бассейны больших по размеру и глубине заложения.

3. Геологическое строение бассейна. Наличие выдержанных по простиранию хорошо проницаемых отложений способствует более быстрому замещению соленых вод пресными и, наоборот, литологическая неоднородность пород, их фациальная изменчивость, пре­обладание глинистых разностей способствуют сохранению седимен­тационных вод. Особенно велико значение мощных региональных водоупоров, развитых по всему бассейну. Как правило, это спо­собствует крайне застойному гидродинамическому режиму и со­хранению седиментационных вод ниже водоупора в течение сотен миллионов лет.

4. Рельеф и соотношение областей питания и разгрузки. Расчле­ненный рельеф определяет большие перепады напоров в бассейне, способствующие поддержанию интенсивного водообмена. Равнинный плоский рельеф, удаленность областей питания от областей разгруз­ки создают слабый водообмен и сохраняют в течение длительного времени седиментационные воды. Этому же способствует отсутствие в бассейне больших по размерам внутренних областей питания.

5. Мощность и интенсивность генерации воды внутрипластовой областью питания — при интенсивной элизии воды из глинистых отложений и плохой проницаемости коллекторов в бассейне созда­ются высокие напоры, включая зоны АВПД (аномально высоких пластовых давлений), которые препятствуют или сдерживают проникновение в бассейн инфильтрационных вод.

6. Климат и палеоклимат. Влажный климат, изобилующий боль­шим количеством атмосферных осадков, способствует промыванию бассейна и, наоборот, сухой с небольшим количеством осадков замедляет этот процесс. Естественно, что необходимо учитывать не только современный климат, нои климат прошлых эпох, втечение которых происходило промывание бассейна.

7. Проницаемость отложений. Кроме литологического состава проницаемость горных пород зависит от многих других факторов; наличия мерзлоты, карстовых явлений, зон тектонических нарушений, торфяной подушки, степени трещиноватости и т.д. Все это влияет на скорость замещения одного генетического типа воды другим.

Различное сочетание и многочисленность факторов определяют разную степень вытеснения седиментационных вод инфильтрационными в каждом конкретном бассейне. Как правило, верхние водо­носные горизонты промыты и заполнены инфильтрационными во­дами, а нижние сохраняют соленые седиментационные, естественно, измененные по составу в процессе длительной геологической эво­люции. Промежуточные горизонты содержат воды, смешанные в той или иной степени, т.е. инфильтрационно-седиментационные.

5.5.4. Трешинные и карстовые воды

Трещинные и карстовые воды по условиям залегания могут быть либо грунтовыми, либо артезианскими. В таком случае на них распространяется вся та характеристика, которая дана выше. Вместе с тем в отдельных случаях условия их залегания и распределения в горных породах резко отличаются от таковых грунтовых и артезианских, что заставляет исследователей выделять их в отдель­ный тип. Это связано, в первую очередь, с тем, что элементарными ячейками, в которых движется вода, здесь являются различные по размерам пустоты (трещины, каверны, жилы) разных генезиса и характера„формирующие неравномерно проницаемую среду. В дан­ном разделе мы только кратко остановимся на особых условиях залегания таких вод.

Трещинные водыприурочены к региональной трещиноватости выветривания, трещинам тектоно-литогенетической природы либо локально проявляющимся зонам тектонических нарушений (приповерхностным разломам и глубинным разломам)

Региональная трещиноватость проявляется в зоне выветривания до глубины 100-150 м. В более глубоких горизонтах она связана с образованием слоистых текстур, трещин напластования и контактов в осадочных породах, контракционных трещин и трещин отдельности в магмати­ческих породах. С глубиной региональная трещиноватость незако­номерно затухает. Соответственно и резко уменьшается водообильность горных пород.

Особо важную категорию трещинных вод составляют трещинно-жильные и жильные их разновидности, связанные с зонами текто­нических нарушений и разломов.
    продолжение
--PAGE_BREAK--
Карстовые воды.Карст — геологическое явление, связанное с конгруэнтным растворением подземными или поверхностными вода­ми относительно легко растворимых пород (известняков, доломи­тов, гипсов, солей) и образованием сложной системы полостей, пещер, каналов и т.д.

Вторым обязательным условиемразвития карста (после наличия относительно легко растворимых пород) является активный водообмен. Карстовые процессы протекают тем действеннее, чем больше скорость движения воды, которая определяется разницей в отмет­ках областей питания и разгрузки и водопроводимостью карстующихся пород.

Третьим важным условиемразвития карста в карбонатных поро­дах выступает наличие агрессивной угольной кислоты.

Главная особенность режима карстовых вод состоит в необычно резком изменении их уровня и дебита,

5.5.5. Подземные воды криолигозоны

Многолетняя мерзлота (криолитозона) — это часть криосферы (области отрицательных температур), включающая в себя верхние слои земной коры, характеризующиеся наличием льда в слагающих их горных породах и отрицательной температу­рой, которая в течение многих веков может изменяться в связи с изменением географической среды и геологических условий, оста­ваясь отрицательной.

Многолетнемерзлые породы — продукт современного сурового климата, характеризующегося отрицательными среднегодовыми тем­пературами, и одновременно реликт прошлой более холодной гео­логической эпохи (ледниковой).

На фоне широтной зональности распределения мерзлых пород прослеживается также высотная зональность. Поэтому в горных породах с высотой местности мощность мерзлых пород возрастает, а их температура уменьшается.

По взаимоотношению подземных вод с мёрзлыми породами выделяют надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные воды.

В последующем к этим типам вод были добавлены еще два: внутримерзлотные и воды таликов.

Надмерзлотные водыпо условиям залегания соответствуют верховодке. Отличие состоит в том, что они периодически полно­стью промерзают и затем оттаивают. Это обстоятельство приводит к появлению специфических криогенных явлений: морозному пуче­нию грунта, образованию бугров пучения, гидролакколитов, нале­дей, термокарста, формированию выцветов солей на поверхности, криогенной сортировки обломков пород и т.д.

Подмерзлотные воды
по условиям залегания являются либо грунтовыми, либо артезианскими. Отличие их состоит только в том что мерзлота затрудняет условия их питания и разгрузки стабилизирует режим и иногда ограничивает зону их распространения. Воды таликов представляют особый интерес для северных регионов. Талики — это своеобразные кровеносные сосуды мерзлой зоны земли, обеспечивающие постоянный круговорот воды в этих казалось бы насквозь промороженных породах.
5.5.6. Подземные воды районов активного вулканизма

Активный современный вулканизм приурочен в основном к регионам, где континентальная кора соседствует с океанической: островным дугам, глубоководным желобам, побережьям внутренних морей и редко к молодым разломам, расположенным на континен­тах. Подземные воды в таких регионах образуют водоносные си­стемы со специфическими условиями их строения, питания, разгруз­ки и состава воды. Высокая температура развитых здесь подземных вод, разнообразие их фазового и химического состава обусловили применение к ним особого термина — гидротермы (современные или древние), широко используемого в геологии. К гидротермам относятся струи пара, жидкие горячие водные растворы, пароводя­ные смеси, т.е. все виды горячих вод и пара, широко распростра­ненных в рассматриваемых регионах.

Гидротермальные системы районов современного вулканизма ~ это крупные емкости, в которых активно проявляется гидротермальная деятельность, связанная с аномально высоким привносом тепла из глубоких частей земли. С гидрогеологических позиций — это бассейны горячих вод и пара, которые часто разгружаются на поверхности земли.

Большинство гидротермальных систем связано с вулкано-тектоническими депрессиями либо обширными древними кальдерами, реже с наложенными грабенами горно-складчатого обрамления. Участки непосредственной гидротермальной деятельности в пре­делах депрессий часто приурочены к локальным структурным поднятиям (сложным горстам), ограниченным крутопадающими разломами.

Многообразие гидротерм и геологических условийих прояв­ления приводит и к формированию специфических формихразгрузки, которые не встречаются в районах вне проявления гидротермальной деятельности. К основным видам форм прояв­ления такой разгрузки относятся фумаролы, гейзеры, паровые струи и термальные родники.

Фумаролы—это вулканические эманации в виде парогазовых струй или спокойных выделений газов из трещин и каналов в жерлах, на внутренних стенках; внешних склонах вулканов (первич­ные фумаролы) или на поверхности неостывших лавовых потоков и пирокластических покровов (вторичные фумаролы).

Фумаролы разделяются на: собственно фумаролы (преиму­щественно хлористо-сернисто-углекислые газы с температурой до 800о С); сольфатары (парогазовые струи с преобладанием сероводорода или сернистого газа и температурой 90-300° С); мофеты (преимущественно углекислые парогазовые струи с температурой до 100° С).

Гейзеры—это своеобразные родники, периодически, строго закономерно выбрасывающие воду и пар. Морфологически гейзер представляет систему; состоящую из канала, подводящую перегре­тую воду или горячий пар к находящемуся вблизи от поверхности подземному резервуару (камере), в который по боковым каналам или трещинам поступает холодная или метеорная вода. От камеры также идет канал к поверхности, венчающийся чашеобразной ворон­кой. Выход воды из резервуара к поверхности затруд­нен. Чтобы такой выход (извержение) начался, требуется создание в резервуаре определенного давления, после достижения, которого канал приоткрывается и вода с паром выходит в виде фонтана.

6. УПРАВЛЕНИЕ ВОДНЫМИ РЕСУРСАМИ

6.1. Пресные воды

Проблема чистой воды выходит на одно из первых мест в мире и по своей значимости опережает такие глобальные проблемы человечества, как изменение климата, деградация озонового слоя, засоление и эрозия почв, защита атмосферы от загрязнения, сохранение чистоты океана и др. Это обусловлено той особой ролью воды, которую она играет в становлении биосферы и развитии жизни.

Вода не просто источник жизни — она, как справедливо заметил известный французский писатель и путешественник Сент-Экзюпери, — сама жизнь. Но далеко не любая вода — жизнь. Загряз­ненная вода становится опасной для той же жизни. Сегодня вода больше не является неограниченным безвредным естественным продуктам. И эта реальность должна быть глубоко осознана всеми, а специалистами тем более. Водные ресурсы в наше время требуют совершенно нового подхода при их изучении и использовании.

Прежде чем говорить о сути таких подходов, рассмотрим, сколько же воды имеется на нашей планете, так как именно от нее зависят жизнь на суше и хозяйственная деятельность человека. Оценки запасов пресной воды появились сравнительно недавно, и их точность пока недостаточна, хотя общее представление они дают:

Приблизительное количество пресной воды на Земле представлено в табл. 6.1.

Таблица 6.1 Пресные воды гидросферы

Как видно из приведенных данных, основные запасы пресной воды (85%) сосредоточены в ледниках. Однако использование ледников как источника пре­сных вод остается пока проблематичным, по крайней мере, в течение ближайших десятилетий. Вслед за льдами, идут подземные воды, хотя среди них доля пресноводной составляющей минимальна (толь­ко 6,7%). Суммарно ледники и подземные воды составляют 99% запасов пресной воды на Земле.

Общий объем пресных вод на планете достигает 28,3 млн. км3, что составляет только около 2% общего объема гидросферы. Но если из этого объема выбросить часть вод, законсервированных в воде полярных ледников, недоступных для использования, то объем пресной воды составит только 4,2 млн. км3, или 0,3% объема гидросферы. В пересчете на одного человека это составит 0,8-106 м3 воды.

В каче­стве одного из критериев обеспеченности населения водой прини­мается объем поверхностного и подземного стока на душу населения конкретной страны или региона в целом.

В целом каждый житель земного шара в среднем обеспечен 9,1 тыс. м3/год пресной воды, в том числе за счет подземного стока 2,7 тыс. м3/год. Естественно, что насе­ление не всех континентов обеспечено водой одинаково: наиболее благоприятная ситуация характерна для Австралии с Океанией и Южной Америки, менее благоприятная — для Европы, а по ресур­сам подземных вод — для Азии.

Приведенные данные будут, тем не менее, абстрактными, если мы не разберемся в количестве используемой человеком воды.

По мере совершенствования и развития производства человек потребляет все больше и больше воды. Поэтому мнение о том, что развитие цивилизации можно измерять в литрах потребляемой на душу населения воды, является справедливым. Человек каменного века потреблял, видимо, менее 10 л воды в сутки. В настоящее время только на бытовые нужды в среднем в мире приходится более 200 л. При этом потребляется тем больше воды, чем более развита страна. Так, во многих развивающихся странах и в настоящее время потребление воды не превышает 30 л/сут, а в высокоразвитых составляет 500-600 л/сут. Римляне в период расцвета Римской империи потребляли до 700 л/сут, т.е. намного больше, чем большая часть населения земного шара в наши дни. Следовательно, расцвет и упадок цивилизаций, стран  и городов также можно оценивать в литрах потребляемой воды.

Хотя потребление воды в мире непрерывно растет (с началаXX в. оно выросло в 6 раз), все же имеется огромный резерв неиспользуемой пресной воды. Проблема питьевой воды заключается не столько в ее количестве, сколько в качестве, которое вызывает особое беспокойство.6.2. Минеральные лечебные воды

Минеральными   (лечебными)   подземными водами  называют такие, которые оказывают благотворное физиологическое воздействие на человеческий организм в силу общей минерализации, ионного состава, содержания в воде газов, наличия терапевтически активных микрокомпонентов, содержания радиоактивных элементов, щелочности и кислотности, а также повышенной температуры.

К минеральным питьевым лечебным водам относят воды с общей минерализацией от 8 до 12 г/л. На отдельных месторождениях в зависимости от химического состава допускается применение лечебных вод и более высокой минерализации. Минеральные воды могут быть солоноватыми, солеными и рассолами. Общая минерализация их изменяется от 2 до 35 г/л и выше. Известны курорты, на которых используются рассолы с минерализацией от 35 до 150 г/л (Усолье Сибирское, Серегово, Усть-Кут, Лугела и др.). Химический состав минеральных вод самый разно­образный.

По температуреминеральные воды подразделяются  на: холодные с температурой менее 20° С; те­плые — от 20 до 37° С; горячие — от 37 до 42° Сочень горячие с температурой выше 42° С.

По основномугазовому составу выделяют минеральные воды: углекислые, сероводородно-углекислые, сероводородные (сульфидные), азотные, азотно-метановые метановые.  Существенно отметить, что одну и ту же воду одновременно можно отнести к различным основным группам, если принадлежность их к категории минеральных вод определяется не одним, а несколь­кими показателями. Установленных и общепринятых критериев (основных показателей), которые дали бы возможность избежать в таких случаях субъективного подхода, пока не разработано.

Наиболее хорошо известными минеральными водами являются следующие группы специфических вод: углекислые, сероводородные (сульфидные) и радиоактивные.

Территории, в пределах которых развиты определенные группа минеральных вод, принято называть провинциями.Каждая из них характеризуется особыми геологическими условиями и обладает группой вод, связанных общ­ностью некоторых признаков. Минеральные воды одной провинции в целом отличны от вод другой

6.3. Промышленные воды

К промышленным подземным водам относят такие, которые заключают в растворе полезные компоненты или их соединения в количествах, обеспечивающих в пределах конкрет­ных гидрогеологических районов по технико-экономическим показа­телям их рентабельную добычу и переработку

В настоящее время из подземных промышленных вод извлекают иод, бром, поваренную соль, а в некоторых странах также соединения бора, лития, рубидия, германия, урана, вольфрама и другие ве­щества.

Наиболее важным показателем для промышленных подземных вод является содержание полезного компонента, который выгодно из этих вод извлекать. Из промышленных подземных вод наиболее изученными в России, являются йодные, бромные и иодо — бромные, а менее — борные и др.

Глубина залегания подземных промышленных вод изменяется в широких пределах — от первых десятков метров до 4—5 кми более, наиболее распространенные глубины залегания подземных промышленных вод составляют 1 000—3 000 м.

Подземные промышленные воды обычно содержатся в терригенных (пески, песчаники, гравелиты, конгломераты и др.), карбонат­ных (известняки и доломиты), соленосных породах и в ангидритах с прослоями карбонатных пород и реже вулканогенных отложениях.

Подземные промышленные воды являются высоконапорными. На отдельных участках их статические пьезометрические уровни в скважинах устанавливаются выше поверхности земли. Однако значительно чаще они располагаются на глубинах от первых метров до 300 м от поверхности земли и даже более.

При промышленной оценке месторождений подземных промыш­ленных вод для обоснования возможности и целесообразности их использования требуется провести учет экономических факторов. Для каждого месторождения непременно проводится геолого-эконо­мическая оценка.

Геолого-экономическая оценкаосуществляется на основе исполь­зования материалов следующих видов исследований: анализа региональных закономерностей распространения подземных про­мышленных вод; выявления размеров и оконтуривания границ месторождений этих вод в различных водоносных горизонтах и комплексах изучаемого бассейна; количественной региональной оценки эксплуатационных запасов промышленных вод;  комплекс­ной оценки возможности и целесообразности их практического использования.

При оценке эксплуатационных запасов промышленных вод суще­ственно установить их кондиции в процессе добычи в конкретных геолого-гидрогеологических условиях. При этом кондиционные требования должны быть такими, чтобы себестоимость извлекаемого компонента не превышала его отпускную цену.

6.4. Термальные воды

К термальным водам (термам) относят такие, темпера­тура которых превышает температуру человеческого тела (37° С).Воды с температурой от 37 до 42° С считаются горячими (термальными), от 42 до 100° С — очень горячими (высокотермальными) и с температурой выше 100° С — перегретыми. Некоторые исследователи теплые (субтермальные) воды с температурой от 20 до 37° С относят также к термальным.

Исходя из практической целесообразности использования под­земных вод в народном хозяйстве, выделяют:1) воды с температурой до 20°С наиболее пригодны для целей водоснабжения; 2) воды с температурой 20—50° С наиболее пригодны для бальнеологических целей и иодо-бромного производства; 3) воды с температурой 50—75° С целесообразно использовать для обогрева теплиц, парников, для теплофикации сельскохозяйственных объектов и в бальнеологических целях; 4) подземные воды с температурой 75—100° С могут быть использованы при тепло­фикации городов, курортов, сельскохозяйственных объектов (по­селки, крупные тепличные комбинаты и др.); 5) воды с температурой свыше 100° С рекомендуется использовать главным образом для энергетических целей. При этом, чем выше температура вод, тем больше их энергетический потенциал.

Термальные воды имеют широкое распространение в пределах, как платформенных областей, так и горно-складчатых.

Общая минерализация термальных вод изменяется в весьма широких пределах: от 1 до 650 г/л.

Перспективными являются районы, на площади которых гео­термический градиент наибольший. В таких районах имеется воз­можность вскрывать термальные воды с достаточно высокой темпе­ратурой на сравнительно небольших глубинах. Особенно благо­приятными оказываются участки, на которых из скважин вода фонтанирует с достаточно большими дебитами, а по составу и минерализации она вполне пригодна для эксплуатации.

6.5. Основные виды и последовательность выполнения гидрогеологических работ

К основным видам гидрогеологических исследований относятся гидрогеологическая съемка, буровые и горные работы, полевые опытно-фильтрационные и лабораторные работы, стационарные на­блюдения за режимом подземных вод, геофизические исследования.

В соответствии с действующей инструкцией по планированию и в целях обеспечения максимальной эффективности все геолого­разведочные работы на подземные воды проводятся по следующим стадиям:региональные геолого-геофизические, и гидрогеологи­ческие   работы масштабов 1: 500 000—1: 50 000; поиски место­рождений подземных вод; предварительная разведка; детальная разведка; эксплуатационная разведка

. ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЯ

Использование подземных вод в мире растет, но оно уже сейчас сопровождается такими негативными яв­лениями, как истощение и загрязнение. Про­грессирующий отбор воды ведет к снижению уровней, постепенному осушению водоносных горизонтов, изменению качества воды и, что самое главное, нарушению водообмена на огромных территориях. Водообмен же определя­ет во многом характер геохимической среды. Следовательно, вмешательство человека в подземную гидросферу затрагивает основы мироздания и влечет к необра­тимым последствиям, которые сказываются на состоянии биосферы.

Опасность техногенного воздействия на подземные воды значи­тельно выше, чем на поверхностные. Такое положение обусловлено тем, что, во-первых, подземные воды — последний источник вы­сококачественной воды на Земле, если не считать ледников, проблемы, использования которых крайне сложны, не говоря о том, что вода ледников не содержит необходимого для живых организмов количества солей и многих полезных бактерий. Во-вторых, водообмен подземной гидросферы многократно меньше и для его восста­новления требуется многократно больше времени. Нарушение водо­обмена на огромных территориях обусловливает изменение клима­тического круговорота воды на Земле в целом, что чревато непредсказуемыми последствиями. В-третьих, именно подземные воды наиболее тесно взаимодействуют с горными породами, газами и органическим веществом, участвуя в разных геологических циклах и круговоротах, включая биологический, что определяетих особую роль в формировании окружающей среды.

В результате нерационального освоения природных ресурсов и водных, в частности, во многих регионах мира уже создалась напряженная экологическая ситуация, затронувшая состояние био­сферы и поставившая на грань выживания самого человека. Таким регионом, например, является Арал и прилегающие к нему районы.

Новая сложившаяся ситуация требует поиска новых путей решения экологических проблем. Один из них видится в активном развитии экологической гидрогеологии, которая призвана выяснить роль подземной гидросферы в становлении и развитии современной биосферы, а также в деградации последней в обстановке сложив­шейся кризисной экологической ситуации.

Экогидрогеология — это учение о роли, значении и влиянии подземных вод (при их взаимодействии с другими компонентами окружающей среды) в сохранении и развитии биосферы и, прежде всего, в жизнедеятельности человека, особенно в условиях экологической кризисной ситуации и интенсивной техногенной нагрузки на окружающую среду.

Основой экологической гидрогеологии является учение о геологи­ческой среде, техногенных процессах, методах прогнозной оценки, а также роли подземных вод в этих процессах.

Экогидрогеология решает три глав­ные проблемы:охрана подземных вод от техногенного загряз­нения охрана естественных ресурсов подземных вод от истоще­нияохрана окружающей среды и особенно застроенных тер­риторий от подтопления.

7.1. Загрязнение природных вод — главная проблема чистой воды

Человек загрязняет воду с незапамятных времен, сбрасывая все отходы и нечистоты в те источники, откуда он берет воду для питья, т.е. в собственный колодец. Но особенно это положение обострилось, когда человек стал геологической силой.

Один из главных загрязнителей — сточные воды предприятий. Особые свойства воды, ее доступность, кажущееся изобилие исто­рически способствовали созданию «мокрых» технологий практичес­ки в любой отрасли промышленности, сельского и коммунального хозяйства, в результате чего тонна конечной продукции сопровож­дается образованием в 10-1000 раз больше загрязненных сточных вод. Количество сточных вод (м3), образующихся на 1 т готовой продукции: прокат 1.5-10, сахарная свекла 13-16, кожа 82-110, серная кислота 60-140, синтетический каучук 250, капрон 2500.

Объем речного стока, загрязнен­ного сточными водами, составляет 7080 км3 /год, или примерно 20% всего стока.

Россия не является исключением. По данным А. Ф. Порядина, ежегодно в водоемы сбрасывается около 28 км3 загрязненных сточных вод, из которых 8,4 км3 без какой-либо очистки. Около трети от всего объема загрязнений поступает с поверхностным стоком с территорий населенных мест, промышленных предприятий, объектов сельского хозяйства, что ведёт к ухудшению качества питьевой воды, особенно в периоды паводков.

Настоящим бичом для водоемов стал сброс в них избыточной оросительной воды и воды после промывания почвы, которые несут большое количество вымываемых солей, биогенных элементов, металлов, пестицидов, дефолиантов. Очень опасным признается процесс выброса в водоемы биогенных веществ. Человек сейчас вмешался в естественный сбалансированный процесс круговорота биогенов и особенно фосфора. От его избытка пострадали уже такие крупные объекты, как озера Эри и Тахо в США, Ладожское в России и много значительно меньших водных объектов. Этот процесс называют эвтрофированием, или эвтрофикацией, когда после «взрыва» жизни происходит гибель водных экосистем из-за резкого снижения содержания кислорода и переход их в новое состояние — отмирания и развития организмов—деструкторов. Эвтрофикация охватила сейчас большинство континентальных озер, водохранилищ, каналов, малых и больших рек.

Появление фосфора антропргенного происхождения тесно связа­но с изменениями технологии. Много фосфора дают новые моющие средства, которые триумфально вошли в наш быт, облегчив жизнь домохозяйкам и прачкам и усложнив жизнь, природы. Много био­генных веществ дают животноводческие комплексы. Один комплекс для откорма 10 тыс. голов скота дает столько же сточных вод, сколько город с 100-тысячным населением.

Мощным загрязнителем служат бытовые сточные воды, нагруженные органическими веществами, которые в процессе разложе­ния в естественных водоемах потребляют много кислорода и создают его дефицит, что угнетает многие водные организмы.

Опасное загрязнение водоемов вызывают утечки и углеводоро­дов — нефти, бензина, керосина, мазута. Обычно углеводороды попадают в водоемы или со сточными водами нефтеперерабатыва­ющих предприятии, или при авариях емкостей для хранения и транспортных систем, например трубопроводов. Углеводороды при­дают воде неприятный запах и вкус, затрудняют обмен воды с газами атмосферы, они токсичны для многих водных организмов.

Радиоактивное загрязнение происходит при утечках в горнодо­бывающей промышленности, на обогатительных предприятиях, где получают радиоактивные вещества, в атомных реакторах, медицин­ских и научно-исследовательских учреждениях. Это загрязнение особенно опасно для здоровья.

Пути и источники загрязнения водоемов многообразны и масш­табны. В результате этого в три или иной мере загрязнены почти все реки мира, особенно крупные, большая часть озер. Интенсивно загрязняются подземные воды. На этом последнем объекте остано­вимся несколько подробнее.
    продолжение
--PAGE_BREAK--