Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
ФОРМИРОВАНИЕ ХИМИЧЕСКОГО (КОМПОНЕНТНОГО) СОСТАВА
[Источники компонентного состава подземных вод.
Факторы формирования химического состава подземных вод.
Процессы формирования химического состава подземных вод.
Палеогидрогеохимические реконструкции]
Источники компонентного состава подземных вод.
Источниками компонентного состава подземных вод (самой Н2О и растворённых в ней веществ) служат атмосфера (метеорные осадки), наземная гидросфера (океаны, моря, озёра, реки), литосфера (горные породы и минералы), биосфера (органическое вещество) и мантия (летучие компоненты магмы). Чтобы было понятно, в чём проявляется роль названных источников состава подземных вод, должен напомнить (может быть, в несколько иных терминах, чем вам это давалось в курсе “общей гидрогеологии”) о генетических типах подземных вод.
Воззрения о существовании различных генетических типов подземных вод впервые свёл в строгую схему Г.Н. Каменский (1947). Эта схема лежит в основе современных представлений о генетических типах подземных вод. Итак, по первоисточнику ресурсов вещества выделяются четыре основные генетические разновидности подземных вод: атмосферные, талассогенные, петрогенные и мантийногенные.
Атмогенные (метеогенные) подземные воды формируются главным образом в результате просачивания в недра атмосферных осадков. Перемещаются эти воды в земной коре под действием гидростатического напора от областей питания к областям разгрузки, т.е. как в сообщающихся сосудах. В гидрогеологической практике такие воды чаще называются инфильтрогенными или инфильтрационными; при этом подчёркивается способ их проникновения в водоносный горизонт. Надо отметить, что атмогенные воды могут быть также захоронены вместе с отложениями при озёрном или речном осадконакоплении. В таких случаях это — седиментогенные (или седиментационные) подземные воды, движущиеся под влиянием геостатического напора (давления уплотняющей нагрузки, возникающего при накоплении всё новых и новых пластов осадков).
Талассогенные (“талассо”— море) подземные воды появляются в недрах, как правило, в результате захоронения морских вод при осадконакоплении (седиментации). Поэтому термины “талассогенные воды” и “седиментогенные” или “седиментационные воды” обычно применяются как синонимы. Реже воды морских бассейнов могут просачиваться в подстилающие горизонты как атмосферные осадки. В таком случае это — инфильтрационные талассогенные воды.
Важно отметить, что при формировании талассогенных вод чаще всего захороняются морские воды с минерализацией около 35 г/л. Однако их солёность может быть и ниже, и значительно выше. Существовавшие в прошлые геологические эпохи гигантские солеродные бассейны, в которых процесс солнечного испарения многократно сгущал морскую воду, давали начало высококонцентрированным подземным рассолам.
Движение талассогенных вод — обычно элизионное, возникающее под действием геостатических сил, в меньшей мере температуры. Сначала из уплотняющихся при погружении отложений в более проницаемые пласты отжимаются свободные (гравитационно–подвижные) воды. По мере погружения пород масса свободных вод пополняется за счёт физически связанных вод.
Петрогенные подземные воды (их ещё называют метаморфогенными и возрождёнными) появляются в результате освобождения водных молекул из минералов, содержащих химически связанную воду, к которой относится кристаллизационная, цеолитная и конституционная. Главным импульсом удаления из минералов химически связанной воды является температура. Количество образующихся при этом петрогенных вод может быть очень большим. Так в гипсе (СаSO4 · 2Н20), например, содержится 20,9 % кристаллизационной воды, которая в экспериментальных условиях полностью удаляется при температуре 140–220 °С, а в природных условиях с учётом длительности геологического времени может удаляться, очевидно, и при меньших температурах. В глинистом минерале монтмориллоните содержание лишь молекулярной межслоевой воды составляет 12–24 %. Большая часть этой воды удаляется при погружении отложений в зону температур 100–135 °С (при превращении монтмориллонита в гидрослюду). В глинистых минералах, кроме того, содержится много (10–28 %) конституционной (в вида гидроксила) воды, которая удаляется при ещё больших температурах в зоне метаморфизма.
Судя по всему, в момент выделения химически связанной воды из решётки минералов она является абсолютно пресной. Поскольку минералы, содержащие химически связанную воду (главным образом, глинистые и гипс), слагают в литосфере мощные толщи, то процесс возрождения воды может иметь грандиозные масштабы. Несмотря на это, наблюдать петрогенные воды в чистом виде невозможно вследствие их непременного смешения с другими генетическими типами вод, чаще всего с талассогенными растворами. Вместе с тем, судить о факте удаления из пород химически связанной воды в ряде случаев удаётся по опреснению нижних частей гидрогеохимическиго разреза, К этому вопросу мы ещё вернёмся, когда будем рассматривать гидрогеохимическую зональность.
Ещё более сложны для изучения мантийногенные подземные воды. Их называют также ювенильными (что значит, заново рождённые). Как следует из названия этого типа вод, их источником является мантия. Это те воды, которые выделяются из глубинных магм, связанных с мантийными магматическими очагами. Вопрос о том, какова солёность мантийной воды в момент её отделения от магмы, неясен. Но судя по всему, её минерализация весьма мала. При движении глубинной магмы вверх отделяемая из неё водная фаза обязательно смешивается с подземными водами других типов (атмогенными, талассогенными, петрогенными), которые всегда присутствуют в тех породах, с которыми контактирует мантийная магма. Поэтому в реальной гидрогеологической практике мы можем с большей или меньшей степенью достоверности говорить лишь о доле мантийногенной (ювенильной) воды в конкретной полигенетической водной смеси. Например, даже в таких активных сегодня районах, как Исландия и Камчатка, доля магматических флюидов в водном балансе гидротермальных систем обычно не превышает 10 %.
Некоторые исследователи выделяют ещё пятый генетический тип подземных вод — органогенные воды, имея в виду, что определённое количество воды образуется на Земле в результате химических реакций с участием органического, в том числе и живого вещества. Очевидно, что воды этого типа, как и петрогенные и мантийногенные, в чистом виде наблюдаться не могут, так как смешиваются с другими типами вод.
Итак, вспомнив о существующих генетических типах вод и вернувшись к источникам компонентного состава подземных вод, с чего начиналась настоящая лекция, мы видим, что эти источники запечатлены уже в названиях генетических разновидностей вод: атмогенные воды образуются с решающим участием атмосферных осадков, воды рек и озёр; талассогенные — с участием вод моря; петрогенные — с участием минералов — составных частей литосферы; мантийногенные — с участием мантии; органогенные — биосферы.
Для того, чтобы понять закономерности такого сложного природного явления как формирование состава подземных вод, важно разобраться, какие же факторы и процессы его обусловливают. Под факторами формирования состава подземных вод понимают движущие силы (причины), вызывающие изменения состава воды в земной коре. А процессы — это следствия факторов; они создают или преобразуют состав подземных вод.
Все факторы формирования состава подземных вод можно разделить на физико–географические, геологические, физико–химические, физические, биологические и искусственные.
Физико–географические факторы включают рельеф, гидрологию, климат и выветривание.
Рельеф оказывает влияние на водообмен, от которого зависят минерализация и состав подземных вод. При прочих равных условиях, чем сильнее расчленён рельеф, тем благоприятнее возможности для появления пресных подземных вод. На приподнятых участках бассейнов, где породы хорошо промываются, подземные воды имеют относительно низкую минерализацию и в основном гидрокарбонатный состав: в пониженных частях, куда направлен сток солей с возвышенностей, минерализация повышается, в водах увеличивается концентрация сульфатов и хлоридов. Отмечается довольно устойчивая зависимость концентрации железа в неглубокозалегающих подземных водах Беларуси от рельефа. Этот вопрос изучался в связи с тем, что в Беларуси подземные воды четвертичных отложений очень часто содержат железа, много больше, чем его предельно допустимая концентрация, и стояла задача, наметить расположение скважин для водоснабжения, из которых можно было бы получить воду с минимальным содержанием железа. Оказалось, что на возвышенных участках железа в водах меньше, чем в понижениях рельефа.
Гидрологический фактор (гидрология) воздействует на подземные воды прежде всего через гидрографическую сеть, которая влияет на водообмен. Густая гидрографическая сеть с глубоким эрозионным врезом способствует водообмену в водоносных горизонтах, выносу солей и формированию пресных подземных вод. При редкой гидрографической сети и неглубоком её врезе подземный сток затруднён, что вызывает повышение минерализации подземных вод. Это — косвенное влияние гидрографической сети на состав подземных вод. В тех же случаях, когда питание водоносных горизонтов осуществляется за счёт вод рек и озёр, влияние гидрологического фактора прямое и определяющее. В средней полосе это особенно ярко проявляется во время паводков, а в пустынях реки (например, Амударья, Сырдарья) могут питать подземные воды в течение всего года. Океаны и моря выступают в качестве ведущего фактора при трансгрессиях. При этом, в накапливающихся осадочных отложениях захороняются минерализованные воды, т.е. моря в “готовом” виде передают подземным водам соли.
Климат может считаться одним из главнейших прямых факторов формирования состава подземных вод. Среди множества климатических элементов к первостепенным относятся атмосферные осадки, температура и испарений. Атмосферные осадки формируют ресурсы подземных вод, передают им соли (хотя и весьма небольшое количество, но в “готовом виде”). Общее количество метеорной влаги, ежегодно поступающей на поверхность суши, более 110 км3. Эта вода способна покрыть земной шар слоем толщиной 834 мм. Конечно, не все атмосферные осадки участвуют в питании подземных вод, а только их десятая часть. В недра земли проникают, главным образом, осадки, выпадающие в умеренных широтах весной, летом или осенью. В условиях сухого климата атмосферные осадки могут быстро испаряться и не достигать поверхности грунтовых вод. Проникновение атмосферной воды в недра затруднено также в условиях сезонной или вечной мерзлоты.
Испарение, которое зависит от температуры воздуха, наиболее действенно в зоне недостаточного увлажнения. Здесь оно обусловливает концентрированно солей в водах. Испарение имеет место не только на поверхности земли. На изменение состава грунтовых вод сильносказывается так называемое внутрипородное испарение, в процессе которого происходит отрыв молекул водяного пара от зеркала грунтовых вод.
К ведущим физико–географическим факторам формирования состава подземных вод относится выветривание— явление, протекающее на/и вблизи поверхности и напрямую связанное с климатом (по англ. weathering от weather — погода). Совокупность процессов физического, химического и биохимического разрушения минералов и горных пород, называемая выветриванием, приводит к обогащению подземных вод различными соединениями. Выветривание выступает, главным образом, как процесс перевода вещества в раствор. В результате выветривания из пород выносятся и попадают в подземную воду в первую очередь наиболее растворимые соединения. Интересно, что если мы возьмём большое число анализов химического состава пресных подземных вод песчано–глинистой четвертичной толщи Беларуси и рассчитаем среднюю минерализацию этих вод для северной и южной частей республики, то большее значение получим для северных районов. Это связано с тем, что на севере четвертичные отложения более молодые, чем на юге. На севере они сформированы в результате деятельности последнего (валдайского) оледенения, которое не распространялось в южную часть Беларуси. В более молодых, менее выветрелых, породах больше сохранилось неустойчивых компонентом (полевые шпаты, темноцветные минералы), которые в настоящее время разрушаются и, тем самым, обогащают воду различными соединениями. В более древних породах основная масса неустойчивых компонентов уже разрушена и удалена в ходе многократного водообмена. Таким образом, роль выветривания в формировании состава подземных вод обнаруживается даже для совсем молодых и слаборастворимых алюмосиликатных отложений.
Геологические факторы. К этим факторам относятся геологическая структура, тектонические движения, вещественный состав пород, магматизм и газовый фактор.
Геологическая структура определяет динамичность, а вместе с ней минерализацию и состав подземных вод. Значение геолого–структурных форм в распределении подземных вод по минерализации и составу наглядно проявляется при сравнении структурных элементов по раскрытости, проточности, промытости или интенсивности водообмена. Подземные воды закрытых структурных элементов бывают наиболее минерализованными, а по составу преимущественно хлоридными натриевыми или кальциевыми. В раскрытых структурных элементах подземные воды наименее минерализованы и имеют обычно гидрокарбонатный кальциевый состав.
Тектонические движения принято делить на колебательные, складчатые (или пликативные) и разрывные (или дизъюнктивные). Колебательные движения положительного знака могут вызывать опреснение подземных вод на приподнятых участках суши, так как эти участки могут выводиться в сферу действия атмогенных вод. В результате отрицательных движений зона пресных подземных вод погружается и в ней становится возможным засоление благодаря тому, что отрицательные движения сопровождаются морскими трансгрессиями и вовлечением морских вод в недра.
Складчатые и разрывные тектонические движения резко нарушают установившиеся гидрогеохимические условия. Горные страны, претерпевшие активные складчатые и разрывные движения, оказываются глубоко промытыми пресными водами. Разрывные нарушения, т.е. тектонические разломы служат путями разгрузки подземных вод, каналами для гидравлической связи между водоносными горизонтами, способствующими смешению подземных вод различного состава, зонами, где в результате резкого перепада давления возможно отложение минералом из подземных вод и, как следствие, изменение состава последних.
Вещественный состав пород. Если геологическая структура и тектонические движения относятся к косвенным факторам формирования состава подземных вод, то горные породы и минералы непосредственно формируют вещество подземной гидросферы. Вещественный состав пород — прямой фактор первостепенного значения, на что указывали ещё Аристотель и Плиний Старший, которые говорили, что вода такова, каковы породы, по которым она протекает. Надо, конечно, отметить, что эта связь между составом вод и пород не такая простая, как представлялось древним. Влияние состава пород на состав подземных вод особенно ярко заметно, когда пресная вода взаимодействует с легкорастворимыми минералами и породами: галитом, гипсом, доломитом, известняком. Галит даёт хлоридные натриевые воды, гипс — сульфатные кальциевые, доломит — гидрокарбонатные магниево–кальциевые, известняк — гидрокарбонатные кальциевые. Однако, такие же гидрокарбонатные воды, как в известняках, могут залегать и очень часто залегают в кварцево–полевошпатовых песках. В этом случае ионы Са2+ и НСО3– появляются в водах за счёт углекислого выветривания полевых шпатов, в то время как в известняках — за счёт растворения кальцита (СаСО3).
Вещественный состав всегда влияет на состав подземных вод. Надо только уметь увидеть это влияние. В так называемых межсолевых отложениях девона Припятского прогиба по всей его территории залегают однотипные хлоридные кальциевые и натриевые рассолы. Однако в рассолах южной части прогиба существенно меньше калия, чем в рассолах северной части. Это связано с тем, что межсолевая толща южной части имеет терригенный (песчано–глинистый) состав, а северной — карбонатный. В терригенных породах на глубинах, начиная с 2–3 км, активно протекает процесс новообразования глинистого минерала — гидрослюды, для постройки кристаллической решётки которой необходимый калий извлекается из подземных рассолов.
Существуют и другие формы проявления влияния состава пород на состав и минерализацию подземных вод. Так, наиболее минерализованные рассолы (320–600 г/л) встречаются только в тех толщах, выше которых залегают формации каменной и калийной солей. Когда же на месте этих хлоридных солей присутствуют гипсы и ангидриты, минерализация рассолов под ними обычно не превышает 260 г/л. Это связано с тем, что в осадочных комплексах, залегающих под соляными породами, гипсами и ангидритами (в целом эти породы называются эвапоритами), содержатся подземные рассолы, которые представляют собой преобразованные материнские рассолы (рапу) вышележащих солеродных (или эвапоритовых) бассейнов. Эти материнские рассолы проникают в подстилающие отложения путём гравитационного стекания или отжима из эвапоритовых отложений. Но поскольку эвапоритовые минералы в ходе сгущения морской воды в солеродном бассейне осаждаются при определённой минерализации рассола (например, гипс (CaSO4 · 2Н2О), начиная со 140 г/л, галит (NaCl) — с 260–280 г/л, сильвин (KCl) — с 350–360 г/л), то в зависимости от того, какими минералами (породами) представлена эвапоритовая толща, будет и минерализация подземных рассолов под этой толщей. Здесь мы мимоходом коснулись одного грандиозного процесса, имеющего место на Земле, — эвапоритового процесса или галогенеза. Он обычно не выделяется в качестве фактора формирования состава подземный вод, потому что может быть представлен более простыми физико–географическими факторами: гидрологией, климатом, рельефом. Однако надо иметь в виду, что площадь распространения только солевых (без учёта гипсо–ангидритовых) отложений достигает 34 % территории континентального блока Земли. Эвапориты есть во всех геологических системах от докембрия до антропогена. Поэтому галогенез играет огромную роль в формировании состава подземных вод: как посредством растворения водой эвапоритовых пород, так и посредством вовлечения в недра огромных количеств рассолов, образующихся на поверхности Земли при испарительном концентрировании.
Говоря о вещественном составе пород как о факторе формирования подземных вод, важно подчеркнуть, что понимается под этим термином “вещественный состав пород”. До сих пор, говоря о вещественном составе пород, мы делали упор на минералогический состав пород, т.е. на набор основных минералов, из которых состоит порода. Однако при взаимодействии породы с водой, например, при растворении, в жидкую фазу будут поступать не только химические элементы из породообразующих и второстепенных (акцессорных) минералов, но также адсорбированные ионы, находящиеся в поглощённом комплексе пород, а также так называемые поровые растворы, содержащиеся в породе. Всё это вместе — твёрдые минералы, адсорбированные ионы и поровые растворы — называют ионно–солевым комплексом пород. С комплексом понятий, связанных с явлением сорбции, мы познакомимся дальше — при рассмотрении процессов формирования подземных вод, а понятие “поровые растворы” разберём, когда будем обсуждать вопрос о палеогидрогеохимических реконструкциях,
Вернёмся к факторам формирования подземных вод. Из геологических факторов нам осталось рассмотреть магматизм и газовый фактор.
Магматизм. Роль этого фактора в формировании состава подземных вод до сих пор является проблематичной. Одни исследователи считают этот фактор в ряде случаев ведущим, другими — он полностью отвергается. Это объясняется слабой изученностью летучих веществ, выделяющихся при дифференциации магмы. Сложность вопроса заключается и в том, что элементы, характерные для магматических эксгаляций, могут попасть в подземные воды и другими путями.
Газовый фактор оказывает большое влияние на иконно–солевой состав подземных вод. Достаточно сказать, что увеличение содержания газов, растворённых в воде, влияет на растворяющую способность воды. Так, повышение концентрации растворённого СО2 в воде приводит к увеличению растворимости кальцита и кварца, что, естественно, может приводить к изменению состава воды.
Физико–химические факторы. К этим факторам относятся химические свойства элементов, растворимость химических соединений, кислотно–щелочные и окислительно–восстановительные условия.
Химические свойства элементов. Они определяют способность образовывать природные соединения. К числу важнейших физико–химических свойств относятся ионный радиус и валентность иона. Ионный радиус в значительной степени характеризует подвижность химического элемента. В принципе, чем он меньше, тем подвижнее гидратированные ионы.
Миграционную способность определяет также валентность иона. Для металлов с ростом валентности наблюдается образование менее растворимых соединений. Одновалентные металлы дают обычно легкорастворимые соединения (NaCl, Na2SO4, K2CO3). Слабее растворимы соединения двухвалентных металлов (СаSO4, СаСО3, МдСО3) и ещё менее — трёхвалентных (Fе3+ и Аl3+). Существуют, конечно, исключения из этих закономерностей.
Растворимость химических соединений относится к прямым факторам формирования состава подземных вод. Нет необходимости долго обосновывать этот тезис. Для пресных вод характерно преобладание гидрокарбоната, поскольку именно этот анион образует с кальцием слаборастворимую соль. По мере повышения минерализации появляется сульфатный ион, характерный для солёных вод. Однако из–за сравнительно невысокой растворимости сульфат кальция быстро уступает первенство сульфату натрия или магния, а чаще хлоридам, которые со всеми основными катионами образуют легкорастворимые соли. Самые высококонцентрированные рассолы по составу преобладающих солей относятся к хлоридным магниевым или кальциевым, так как СаСl2 и МgСl2 чрезвычайно легко растворимы.
Кислотно–щелочные и окислительно–восстановительные условия, которые мы уже рассматривали ранее, регулируют миграцию химических элементов в подземных водах, так как от рН и Eh зависит растворимость минералов и формы нахождения элементов в растворе (в виде ионов, тех или иных комплексных соединений).
Физические факторы. В круг физических факторов формирования состава подземных вод входят температура, давление и время.
Температура — ведущий фактор, от которого зависит равновесие в системе вода – порода – газ. Температура сильно влияет на растворяющую способность подземных вод и скорость химических реакций. Растворимость большинства солей по мере роста температуры увеличивается, реже (например, CaCO3) снижается.
В пределах изученных глубин земной коры температура подземных вод изменяется от –16 °С (концентрированные рассолы вечномерзлых пород) до +400 °С (парогидротермы очагов современного вулканизма). Температура определяет фазовые переходы воды в твёрдое и парообразное состояние. При температуре более 75 °С замирает деятельность микроорганизмов. Изменение температуры сказывается на вязкости воды. Все эти изменения, происходящие в воде и с водой, влияют на формирование её химического состава.
Давление — фактор формирования состава вод первостепенной важности. Этот фактор имеет ряд проявлений. Гидростатическое давление определяет темп водообмена, скорость движения воды, а значит и состав. Геостатическое давление обусловливает сложный комплекс процессов, связанных с отжимом растворов из пор глинистых пород в коллекторы, и, таким образом, также через динамику растворов влияет на состав. Наконец, давление влияет на растворимость пород и минералов. Этот вопрос изучен недостаточно, однако для ряда минералов (гипс, ангидрит, минералы кремнезёма) давление увеличивает растворимость.
Неотъемлемый фактор формирования состава подземных вод — время. Время — это скорость химических реакций, это продолжительность взаимодействия в системе вода – порода – газ, это возраст отложений, вмещающих подземные воды, это возраст самих подземных вод, наконец, это геологическая история.
Биологические факторы. С точки зрения влияния этих факторов на состав подземных вод важна вся совокупность живых организмов, которую В.И. Вернадский назвал живым веществом. То пространство, где проявляется деятельность живого вещества — это своеобразная оболочка Земли — биосфера. Биосфера охватывает наземную гидросферу, верхнюю часть литосферы и нижнюю часть атмосферы. В земной коре нижняя граница биосферы отвечает температуре 75–100 °С — критической для развития бактерий. Бактерии распространены до глубины 4 км и переносят давления до 3–4 тыс. атм.
Животные и растения воздействуют на состав подземных вод, главным образом, через микроорганизмы. По мере отмирания животные и особенно растения отдают почве минеральные вещества, которые затем поступают в подземные воды. Влияние деятельности растений на состав подземных вод проявляется и в том, что растения аккумулируют огромное количество влаги, избирательно поглощают химические компоненты из подземных вод.
Искусственные факторы. Существо искусственных факторов формирования состава подземных вод заключается в производственной деятельности человека. Приведём далеко не полный перечень искусственных факторов. Это нарушение естественного режима подземных вод, вызванное разработкой полезных ископаемых, гидротехническим строительством, мелиорацией, эксплуатацией водоносных горизонтов для целей водоснабжения, а также сброс в недра загрязнённых стоков, попадание в водоносные горизонты продуктов атомных взрывов и распыляемых ядохимикатов. В качестве примеров рассмотрим действие некоторых искусственных факторов несколько подробнее.
Из недр Земли ежегодно извлекается масса химических соединений (NaCl, СаSO4, CaCO3, металлы, нефть и т.д.). Помимо нарушения естественного баланса в системе порода – вода это ведёт к проникновению в недра большого количества воздушного кислорода, т.е. к процессам окисления, что вызывает неизбежный переход дополнительных веществ в подземные воды. Глубина окисляющего воздействия порой достигает нескольких километров (например, на нефтегазовых промыслах, где для поддержания давления при добыче углеводородов в глубокие горизонты закачиваются целые реки воды).
Гидротехническое строительство вызывает перераспределения подземного стока и изменение геохимического режима подземных вод. При создании водохранилища Братской ГЭС в прибрежным карбонатных массивах произошло опреснение подземных вод, что резко усилило процессы карстообразования.
На территории Беларуси при проведении мелиоративных работ на ряде участков отмечено нежелательное засоление подземных вод. Существенной экологической проблемой для территории нашей республики является загрязнение неглубокозалегающих подземных вод нитратами, что связано с невысокой культурой использования удобрений и содержания скота. Значительное загрязнение подземных вод происходит под действием солеотвалов Солигорского калийного комбината, отвалов фосфогипса Гомельского химического завода. В последнем случае воды загрязняются серой, фосфором, фтором.
Об искусственных факторах формирования состава подземных вод можно говорить очень много. Но и сказанного, по–видимому, достаточно, чтобы стало ясно, насколько остро стоит в наше время проблема чистой воды.
Процессы формирования химического состава подземных вод.
Прежде, чем начать рассмотрение собственно геологических процессов формирования состава подземных вод, кратко коснёмся основных физических аспектов массопереноса в подземной гидросфере. Перенос вещества подземных вод осуществляется двумя путями: диффузией и конвекцией.
Диффузия — это перераспределение вещества в какой–либо среде, вызванное тепловым движением молекул. В подземной гидросфере диффузия приводит к выравниванию концентрации растворённого вещества. В зависимости от движущей силы различают бародиффузию, термодиффузию и концентрационную диффузию. При любом из названных видов диффузии перенос вещества происходит молекулярными потоками. Чисто диффузионные процессы свойственны покоящимся средам.
Сущность бародиффузии заключается в разделении вещества растворов по молекулярному весу, в результате чего происходит перемещение более тяжёлых молекул сверху вниз под влиянием градиента геогравитационного поля.
При термодиффузии движущей силой служит градиент температуры: частицы диффундируют в область менее высоких температур. В бассейнах подземных вод градиенты геогравитационного и геотермического полей незначительны, поэтому баро– и термодиффузия не оказывают заметного влияния на перенос вещества подземных вод. Тем более, что оба процесса направлены противоположно друг другу.
Гораздо шире пределы изменения градиентов концентрации, что заставляет считать одним из основных механизмов молекулярно–диффузионного переноса вещества в подземной гидросфере концентрационную диффузию. Перемещение вещества в растворе направлено в сторону понижения концентрации и приводит к однородному распределению вещества в системе.
Надо отметить, что в подземных водах, наряду с растворённым веществом, могут диффундировать и частицы самой воды. Такой вид диффузии называется самодиффузией. Процесс самодиффузии происходит в отсутствие градиентов концентрации.
Конвекция — это массоперенос в движущемся потоке. Если диффузия происходит в покоящихся средах, то необходимым условием конвекции является подвижность самой среды. Различается естественная и вынужденная конвекция.
В случае естественной конвекции перемещение вещества происходит под влиянием градиента температуры и вызванного им различия в плотности среды. Так, по механизму естественной конвекции в зонах тектонических разломов осуществляются нисходящее движение тяжёлых холодных вод и восходящий поток лёгких нагретых струй из глубоких горизонтов земной коры. Процесс естественной конвекции типичен для наземных водоёмов, в которых охлаждающиеся на поверхности массы воды в зимнее время погружаются на дно, В бассейнах подземных вод естественная конвекция затруднена наличием водоупорных горизонтов. Она здесь может играть существенную роль только в очень хорошо проницаемых однородно–пористых или трещинных системах. Поскольку такие системы в реальных условиях достаточно редки, естественная конвекция не может рассматриваться как региональный процесс массопереноса.
Решающее значение в массопереносе в подземной гидросфере имеет вынужденная конвекция, которая происходит под действием внешних сил и сводится к хорошо известному вам процессу фильтрации, движущей силой которого служит напорный градиент. Напомню, что напор может иметь гидростатическую природу (главным образом, при негоризонтальности уровней подземных вод в инфильтрационных системах) и геостатическую (отжим растворов из уплотняющихся отложений в элизионных системах). Массоперенос, вызванный фильтрацией, сочетает механическое и диффузионное перемещение вещества. Такой вид массопереноса называют либо конвективной диффузией, либо гидравлической дисперсией. Гидравлическая дисперсия наблюдается всюду, где имеются: 1) градиенты напора, обеспечивающие макроскопические потоки жидкости, и 2) градиен ты концентрации растворённых веществ, благодаря которым возникают молекулярные потоки. Поэтому в бассейнах подземным вод, где есть фильтрация подземных вод и где в разрезе имеются различные по минерализации воды (а таким условиям отвечает большинство бассейнов), перенос вещества происходит, главным образом, по механизму гидравлической дисперсии. В глубоких зонах бассейнов, где фильтрация затруднена, на первый план выходит диффузионный массоперенос.
Итогом конвективной диффузии является смешение вод различного состава и разной минерализации, важный процесс формирования состава вод. Как показал А.Н. Огильви ещё в 1923 г., при смешении пресной и минерализованной вод получается серия промежуточных по составу вод. Состав получающихся вод описывается уравнениями прямой: у = ax + b, где х и у — содержания двух каких–либо составных частей в данном объёме воды, а и b — постоянные параметры, общие для всей группы вод, получаемых при смешении. Процесс смешения изменяет состав воды и может провоцировать как усиление растворения вмещающих пород, так и его ослабление вплоть до выпадения соединений из растворов. С этим процессом нередко связана вторичная известковистость, загипсованность и засолённость пород водоносного горизонта.
Обсудив физические основы массопереноса в подземных водах, обратимся непосредственно к процессам формирования состава подземных вод. Они могут быть подразделены на четыре группы: 1) процессы, переводящие вещество в раствор, 2) процессы, выводящие вещество из раствора, 3) процессы, сочетающие воспроизводство и поглощение растворённого вещества, 4) процессы добавления или удаления молекул растворителя.
Эти процессы вызывают метаморфизацию подземных вод, т.е. изменение их состава. Если состав воды изменяется от гидрокарбонатного к сульфатному, а затем к хлоридному, такая метаморфизация называется прямой. Изменение состава в обратном направлении называется обратной метаморфизацией.
Процессы, переводящие вещество в раствор. Ведущие процессы этого типа — растворение и выщелачивание. Рассмотрим эти понятия.
Наиболее простой тип растворения — конгруэнтное растворение. Это процесс полного перехода вещества из твёрдой фазы в жидкую. Такому процессу подвержены хорошо растворимые природные соединения: NaCl, KCl, МgSO4, СаSO4, Na2CO3 и др. Наряду с ними в земной коре широко распространены трудно растворимые соединения (силикаты, бораты и др.) с инконгруентным характером растворения. При инконгруэнтном растворении происходит не просто отрыв ионов кристаллической решётки твёрдой фазы молекулами воды, но химическое взаимодействие твёрдой фазы с водой. Это по существу гидролиз, т.е. химическое разложение твёрдого вещества водой. При этом на поверхности разрушающейся твёрдой фазы образуются новые труднорастворимые вещества, а в раствор переходят отдельные компоненты растворяющегося соединения. Так, при растворении галита NaCl (конгруэнтный процесс) раствор будет хлоридным натриевым. Но при растворении полевого шпата KAlSi3O8 (инконгруэнтный процесс) раствор не будет в полной мере отвечать составу минерала. В последнем случае идёт химическая реакция:
4 KAlSi3O8 + 14 H2O = Al4[Si4O10](OH)8 + 4 КОН + 8 H2SiO3.
калиевый каолинит
полевой шпат
На поверхности разрушающегося калиевого полевого шпата образуется каолинит. Обращаю внимание на то, что в составе полевого шпата нет водорода, а в каолините он есть. Это означает, что в данном процессе происходит как бы разложение воды. Водород из воды поглощается изменяющимся полевым шпатом. Оставшиеся в воде ионы гидроксила ОН– соединяются с переходящим в раствор катионом К+. В этом процессе раствор становится более щелочным.
Теперь определим понятие “выщелачивание”. Выщелачивание — это селективное растворение минерала или породы. В том случае, если селективно растворяется минерал, процесс выщелачивания идентичен процессу инконгруэнтного растворения. Действительно, в рассмотренном случае растворения полевого шпата алюминий не переходит в раствор, то есть полевой шпат растворяется селективно, Более часто, однако, термин “'выщелачивание” применяется для обозначения вымывания из породы каких–либо легкорастворимых минералов. Например, песчаник с галитовым цементом при взаимодействии с водой может превратиться в песок после растворения галита (NaCl).
Ход процессов растворения и выщелачивания зависит от растворимости пород и минералов, состава и минерализации подземных вод, скорости фильтрации, температуры, давления и других причин. И растворение, и выщелачивание наиболее активно протекают в подвижной среде, так как в этом случае легко отводятся продукты растворения и может обеспечиваться ненасыщенность воды по отношению к соответствующим соединениям, необходимая для течения процесса.
Активными стимуляторами процессов выщелачивания и растворения являются кислород и углекислота, содержащиеся в подземных водах. Отсюда понятна роль газового состава вод в процессах растворения и выщелачивания. Кислород и углекислый газ способствуют предварительному разложению минералов, трудно доступных простому выщелачиванию. Кислород, растворённый в подземных водах, вызывает, например, окисление сульфидных минералов, в результате чего в подземных водах образуется серная кислота, которая вызывает сернокислотное выщелачивание вмещающих пород с образованием сульфатных кальциевых вод с высоким содержанием металлов (железо, медь, свинец и др.), повышенной минерализацией (3 г/л и более) и низким рН.
Углекислота активизирует переход в раствор вещества алюмосиликатов, например, по рассмотренной выше реакции гидролиза (выщелачивания) полевого шпата. В этом случае говорят об углекислотном выщелачивании. Процессом углекислотного выщелачивания полевых шпатов объясняется формирование гидрокарбонатных вод в терригенных отложениях. Здесь при взаимодействии с водой полевых шпатов образуются, как мы уже отмечали, ионы ОН–, которые, соединяясь с СО2, дают ион гидрокарбоната НСО3–.
Процессы, выводящие вещество из раствора. Основными процессами такого рода являются кристаллизация солей и сорбция.
Кристаллизация — это процесс выделения твёрдой фазы из насыщенных растворов. Кристаллизации солей из подземных вод благоприятствует изменение геохимической обстановки, за счёт чего произведение активностей ионов достигает произведения растворимости данной соли (см. выше). К таким изменениям относятся смешение вод, их концентрирование, выделение газов, нарушение кислотно–щелочного и окислительно–восстановительного равновесия, изменения температуры и давления и др. В результате кристаллизации солей в порах, кавернах и трещинах пород водоносного комплекса происходит гидрогенное, или вторичное минералообразование; при этом существенно меняется состав и минерализация подземных вод. Наиболее ярким примером процесса, выводящего вещество из раствора, является галогенез — последовательное выпадение на дно бассейна из испаряющейся морской воды карбонатных, сульфатных и хлоридных минералов. Этот процесс протекает не в среде подземным вод, а на поверхности земли, однако, как мы уже отмечали, имеет чрезвычайно большое значение для формирования подземной гидросферы, так как образующиеся таким образом рассолы впоследствии захороняются. Вместе с тем, довольно широкие масштабы процесс кристаллизации минералов имеет и в подземной гидросфере. Так, например, в девонских породах Беларуси установлены и изучены вторичные (так называемые катагенетические) кальцит, доломит, кварц, гипс, ангидрит, галит, которые образовались непосредственно из подземных растворов. Интересно, что провоцировать это вторичное минералообразование могут различные процессы. Например, к кристаллизации галита приводит падение пластового давления в зонах тектонических разломов, снижение пластовых температур, смешение подземных рассолов разного состава.
Сорбция — процесс самопроизвольного сгущения растворённого или газообразного вещества вблизи твёрдого вещества, или, другими словами, это поглощение вещества из раствора или газа твёрдой фазой. Различают адсорбцию, когда поглощение вещества осуществляется лишь поверхностью сорбента, и абсорбцию, когда поглощение осуществляется всей его массой. К хорошим сорбентам относятся вещества с большой удельной поверхностью. Это материалы, сложенные весьма мелкими, так называемыми коллоидными частицами (удельная поверхность некоторых природных материалов выражается такими величинами, которые даже трудно себе представить: для некоторых видов диатомитов она приближается к 100 м2/г). К хорошим сорбентам относятся глины, органическое вещество, входящее в состав горных пород (торф, уголь, гумус и др.), гидроокислы железа, марганца, алюминия. Сорбция может быть полярной и неполярной. В случае полярной сорбции твёрдой фазой поглощаются заряженные частицы — катионы или анионы, при неполярной — молекулы, в частности газов.
Важное значение сорбции состоит в том, что таким образом из подземных вод выводятся многие редкие элементы, вывод которых из растворов посредством кристаллизации затруднён из–за того, что редко образуются насыщенные растворы соответствующих соединений. К таким элементам относятся калий, литий, рубидий, барий, медь, свинец, цинк, кобальт, уран и др.
Процессы, сочетающиее воспроизводство и поглощение растворённого вещества. К этим процессам относятся ионный обмен, метасоматическое замещение, окислительно–восстановительные и биогеохимические реакции и радиоактивный распад.
Ионный обмен заключается в сорбции из воды одних ионов и замене их другими, находящимися в породе. Ионный обмен может быть иначе назван обменной сорбцией. Различают обменную адсорбцию и обменную абсорбцию.
Начнём с обменной адсорбции. Обменные ионы, находящиеся на поверхности адсорбента, называются поглощённым комплексом. Наиболее распространённые адсорбенты — глины. У разных глинистых минералов, слагающих глинистые породы, обменная способность разная: наибольшая — у монтмориллонита, весьма низкая — у каолинита. Поскольку природные адсорбенты имеют преимущественно отрицательный заряд, между подземными водами и породами совершается, главным образом, обмен катионами. Поэтому, говоря об ионном обмене, имеют в виду, прежде всего, катионный обмен. Способность катионов поглощаться породами зависит от их валентности и радиуса и изменяется в рядах: К+ > Na+ > Li+ и Sr2+ > Са2+ > Мg2+. Количество поглощённых ионов характеризует ёмкость поглощения пород и выражается в мг–экв/100 г породы. Чаще всего, при изучении поглощённого комплекса, или комплекса поглощённых катионов, обращают внимание на соотношение Na и Са. Говорят о “континентальном” и “морском” облике поглощённого комплекса. Первый свойственен породам, образовавшимся на суше, и характеризуется преобладанием поглощённого кальция (Са > Na). В морских отложениях на первое место выступает поглощённый натрий (Na > Са). Наиболее энергично обменно–адсорбционные процессы протекают, если подземные воды внедряются в породы с иным поглощённым комплексом, чем растворённые катионы.
Приведём конкретный пример влияния катионного обмена на формирование состава вод. В четвертичных континентальных отложениях Беларуси подземные воды, как правило, гидрокарбонатные кальциевые. В некоторых районах республики пресные подземные воды встречаются в морских песчаных породах верхнепротерозойского возраста. Здесь эти воды гидрокарбонатные натриевые. Это следствие обмена кальция воды на катионы натрия морского поглощённого комплекса.
На формирование состава подземных вод существенно влияет процесс метасоматического замещения, который иногда называют еще обменной абсорбцией. Это процесс замещения катионов породы (минерала) другими катионами из раствора, причём при этом происходит кардинальная перестройка структуры минерала или породы, в отличие от обменной адсорбции, когда минералогической перестройки не происходит. Наиболее яркий пример метасоматического замещения — процесс доломитизации известняка:
СаСО3 + Мg2+ ↔ СаМg(СО3)2 + Са2+.
кальцит р–р доломит р–р
Часть ионов Са2+ в кальците, слагающем известняк, переходит в раствор, а их место занимают ионы Мg2+ из раствора; при этом кальцит превращается в доломит. Этот процесс широко распространён в недрах, причём в условиях широкого диапазона минерализации.
Окислительно–восстановительные и биогеохимические реакции — очень важные процессы преобразования состава подземных вод. Они взаимосвязаны, так как окисление или восстановление очень часто происходит с участием органического вещества и, наоборот, биогеохимические процессы имеют в своей основе окислительно–восстановительные реакции, многие из которых протекают при активном участии микроорганизмов, питательной средой для которых является органическое вещество. Не будем долго останавливаться на окислительно–восстановительных процессах, довольно подробно рассмотренных ранее. Обратим лишь внимание на распространённую в подземной гидросфере реакцию восстановления сульфата кальция, которая одновременно является и биогеохимической:
CaSO4 + 2 Сорг + 2 H2O → Са(НСО3)2 + Н2S.
Процесс сопровождается удалением из раствора сульфатных ионов и появлением в нём гидрокарбонатных ионов.
Радиоактивный распад относится к числу процессов, вызывающих появление или удаление из подземных вод радиоактивных продуктов. Как известно, самопроизвольным делением обладают элементы семейств актиния, тория, урана и нептуния, а также некоторые изотопы других элементов. Велика роль радиоактивного распада в формировании газового состава подземных вод. Таким образом попадают в воду радон, гелий, аргон. Интересно, что под влиянием α–излучения молекула воды разлагается на кислород и водород. Таким образом, в процессе радиолиза воды в подземных водах глубоких зон появляется кислород, наличие которого иногда заставляет некоторых исследователей ошибочно допускать проникновение инфильтрационных вод с поверхности на очень большие глубины.
Процессы добавления или удаления молекул растворителя. Процессы, связанные с перемещением и изменением концентрации вещества растворителя, также, конечно, влияют на общий состав подземных вод. Важнейшими из этих процессов являются гидратация и дегидратация минералов, подземное испарение и вымораживание, мембранные эффекты.
Гидратация и дегидратация минералов. Когда мы говорили в начале этой лекции о генетических типах вод, а именно о петрогенных водах, мы касались вопроса дегидратации минералов. Речь шла о выделении при определённых температурах из минералов кристаллизационной и конституционной, т.е. химически связанной воды, что приводит к снижению минерализации подземных вод. Не будем долго останавливаться на этом вопросе. Подчеркну лишь, что в верхних частях геологического разреза может идти обратный процесс гидратации минералов, и напомню, какое количество воды может содержаться в минералах. В гипсе — 21 %, в монтмориллоните — до 24 %, в соде — 64 %. В осадочном разрезе Беларуси довольно широко распространены сульфатные породы, относящиеся к среднему и верхнему девону. Интересно, что ниже глубины примерно 1–1,5 км они представлены ангидритом (СaSO4), а выше — гипсом (СаSO4 · 2Н2О). Поскольку спорным является вопрос, в каком виде происходило осаждение сульфата кальция в бассейне седиментации (в виде гипса или ангидрита), трудно сказать, произошла ли дегидратация гипса в нижней части разреза, либо гидратация ангидрита — в верхней. В любом случае влияние процесса на состав подземных вод должно было быть существенным.
Процесс выделения или поглощения воды минералами может быть гораздо сложнее, чем, скажем, просто потеря воды минералом и превращение его в безводный аналог. Например, в земной коре возможны превращения одних глинистых минералов в другие, в частности каолинита в хлорит и обратно. Для превращения каждых 100 г каолинита в хлорит по реакции:
3 Al2Si2O5(OH)4 + 3,9 Fe2+ + 3,5 Мg2+ + 9 Н2О ↔ Fe3,5Мg3,5Al6Si6O20(OH)16 + 14 Н+,
каолинит хлорит
необходим 21 г воды. В обратном процессе такое количество воды, очевидно, должно выделиться.
Подземное испарение и вымораживание — процессы, вызывающие концентрирование подземных вод вплоть до выпадения растворённого вещества в осадок. Подземное испарение в аридных условиях может играть важную роль в формировании состава очень неглубоко залегающих подземных вод. Некоторые исследователи предполагают возможность подземного испарения в глубоких водоносным горизонтам. Однако вопрос этот дискуссионный. Роль подземного вымораживания аналогична испарению и сопровождается кристаллизацией солей при снижении температуры. Сложный комплекс процессов, связанный с влиянием низких температур на состав вод (криогенная метаморфизация состава вод) имеет место в районах многолетнемёрзлых пород.
Мембранные эффекты. При фильтрации минерализованных подземных вод через породы с различной проницаемостью иногда обращается внимание на возможность концентрирования растворённого вещества путём так называемых мембранных — фильтрационного и осмотического эффектов. Смысл фильтрационного эффекта состоит в том, что тонкодисперсные породы способны пропускать через себя растворитель, а растворённое вещество такой “фильтр” задерживает или пропускает частично. Концентрация профильтровавшегося раствора при этом уменьшается. Пока нет ясности относительно роли фильтрационного эффекта в формировании состава и минерализации подземных вод.
Другая разновидность мембранный эффектов — осмос. Он проявляется, когда в соприкосновение приходят два раствора разной концентрации, которые разделены полупроницаемой перегородкой, пропускающей молекулы растворителя, но препятствующий прохождению частиц растворённого вещества. Растворитель перемещается в направлении выравнивания концентраций. Вопрос о значении осмотического эффекта, как и фильтрационного, в формировании состава подземных вод требует дальнейшего изучения.
При гидрогеохимических исследованиях, при выяснении особенностей формирования состава подземных вод большое значение имеют представления о водной миграции химических элементов. Основы теории миграции элементов заложены А.Е. Ферсманом и В.И. Вернадским, в дальнейшем эти вопросы развивались Б.Б. Полыновым, А.И. Перельма ном и др. Кратко коснёмся этого вопроса. Различаются внутренние и внешние факторы миграции. Внутренние факторы — свойства химических элементов, определяемые строением атомов. Внешние факторы — температура, давление, рН и Eh, характеристики растворов, т.е. параметры обстановки. Способность химического элемента мигрировать в водной среде определяется величиной коэффициента водной миграции:
,
где: mх — содержание элемента “х” в воде, г/л; а — минерализация воды, г/л; nx — процентное содержание элемента “х” в водовмещающих породах или в литосфере (кларк).
Чем выше Kх, тем интенсивнее миграция элементов в природных растворах. Использование коэффициента водной миграции позволяет сравнивать интенсивность миграции распространённых и редких элементов.
Коэффициент водной миграции может рассчитываться для разных типов вод, разных геохимических обстановок (например, окислительной и восстановительной), для Земли в целом. Очень сильная подвижность в разных обстановках свойственна хлору, бору, иоду; сильная — кальцию, магнию, натрию, фтору, стронцию; средняя — кремнию, калию, фосфору; слабая и очень слабая — алюминию, титану, цирконию, редким землям и многим другим.
Итак, мы увидели, какое сложное явление — формирование состава подземных вод, какое множество разнообразных процессов этот состав формируют. А теперь подчеркнем, что эти процессы могут неоднократно сменять друг друга в геологической истории, и состав вод, который мы наблюдаем сегодня в водоносном горизонте, может радикально отличаться от состава воды, которая насыщала эти же породы миллионы лет назад. Можно привести простой пример, В Витебске и его окрестностях на небольших глубинах залегают верхнедевонские карбонатные породы. Это морские образования и первоначально в них находилась захоронённая морская вода. Но теперь эти породы являются основным объектом водоснабжения г. Витебска, т.е. в них залегают пресные воды.
Одним словом, важной задачей является восстановление истории формирования состава подземных вод, т.е. палеогидрогеохимические реконструкции. Серьёзное изучение этого вопроса выходит далеко за пределы нашего маленького курса. Здесь мы рассмотрим лишь несколько штрихов к вопросу, посвящённых, главным образом, палеогидрогеохимической интерпретации ионно–солевого комплекса пород, который, как мы уже говорили, включает твёрдые минералы, поровые растворы и сорбированные ионы.
Поровые растворы начали изучаться в 40–х годах нашего века, когда П.А. Крюко вым были с помощью специальных прессов отжаты под большим давлением (500–1000 кг/см2 и выше) растворы из сухих по внешнему виду пород. Поровые растворы представляют собой физически связанную в породах воду. Наибольшее количество поро вых растворов отжимается из глин, что связано с их высокой микропористостью. Бывают разные соотношения между составом поровых растворов пород водоносного горизонта и свободной (гравитационной) воды этого горизонта. Поровый раствор и свободная вода могут иметь близкие составы; поровый раствор может быть более концентрированным, чем свободная вода; поровый раствор может быть менее концентрированным, чем свободная вода. Как можно интерпретировать эти соотношения?
Основой интерпретации служит то, что поровый раствор более консервативен, менее подвижен, чем свободная вода, т.е. свободная вода может быть замещена другой водой, а поровый раствор может почти не измениться. Таким образом, по составу поровых растворов можно догадаться о прошлых гидрогеохимических этапах, которые переживала данная осадочная толща.
Важным приёмом палеогидрогеохимических реконструкций служит изучение вторичных минералов, т.е. тех, которые образовались уже после образования породы, а значит в среде подземных вод. Как это делается, лучше всего показать на простых примерах.
Ордовикские породы северо–запада Беларуси, например, в районе Браслава часто представлены органогенными известняками, сложенными остатками мшанок, брахиопод, т.е. организмов, живущих в морской воде нормальной солёности. Таким образом, совершенно ясно, что при накоплении ордовикских отложений в них захоронялись нормально морские воды с минерализацией примерно 35 г/л. В порах и небольших кавернах этих пород встречаются выделения гипса. Гипс не может образоваться из нормально морской воды; чтобы он начал выпадать, эту воду надо сгустить, по крайней мере, в 4 раза. Таким образом, мы приходим к выводу, что на определённом этапе нормально морская вода в ордовикских известняках сменилась рассолом, сгущённым до стадии садки гипса (примерно 140 г/л). Откуда он мог взяться? Если посмотреть геологический разрез этого района, мы увидим, что выше отложений ордовика залегают среднедевонские породы, среди которых есть пласт гипса. То есть в среднедевонское время здесь существовал эвапоритовый бассейн, концентрированные рассолы которого могли просачиваться сквозь дно в ордовикскую толщу и обусловливать кристаллизацию здесь вторичного гипса. Таким образом, мы увидели в гидрогеологической (или гидрогеохимической) истории ордовикской толщи уже два этапа: этап морской воды и этап эвапоритового рассола. Если же я вам скажу, что сейчас в этих отложениям находится почти пресная вода, то, я думаю, станет ясно, какую сложную гидрогеохимическую историю может пережить осадочная толща.
Не менее сложная гидрогеохимическая история переживалась межсолевыми и подсолевыми отложениями Припятского прогиба. Нормально морские воды, о наличии которых здесь можно судить по набору фаунистических остатков в породах и по вторичному кальциту в трещинах, сменялись рассолами разной минерализации, о росте которой свидетельствует зональность вторичных минералов в кавернах и трещинах: периферийная часть пустот заполнена ангидритом (СаSO4), а центральная — галитом (NaCl).
С целью “извлечения” из пород палеогидрогеохимической информации пользуются также данными водных вытяжек из пород. Измельчённая порода помещается на определенное время в воду, полученный раствор анализируется. Надо иметь в виду, что в водную вытяжку может попасть вещество поровых растворов, легкорастворимых минералов пород и адсорбированные ионы. Существуют и другие методы палеогидрогеохимических исследований. Одним из перспективных является изучение состава жидких и газово–жидких включений во вторичных минералах. Считается, что раствор в этих включениях — реликт раствора, из которого образовался данный минерал.
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
[Понятие, история вопроса, современные представления.
Горизонтальная и вертикальная зональность. Зональность химического
состава грунтовых вод. Зональность химического состава пластовых
вод платформенных областей]
Всюду в природе мы встречаемся с явлениями зональности. Широко известна климатическая зональность, зональность растительности и т.д. Зональные явления широко распространены и в гидрогеологии. Учение о гидрогеохимической зональности является фундаментальным достижением гидрогеологии. Известны разные виды зональности: по площади и глубине, для грунтовых вод и глубоких напорных вод, для общего химического состава вод, для газов, органических веществ, микрокомпонентов, микрофлоры и т.д. Гидрогеохимическая зональность наиболее изучена на примере грунтовых вод, а также глубоких подземных вод в пределах платформ.
Геохимическая зональность грунтовых вод — зональность горизонтальная. Напомню, что грунтовыми водами называются — воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта. Поэтому понятно, что состав этих вод определяется влиянием поверхности и подчиняется географической (горизонтальной) зональности с её сложным комплексом факторов (климат, почвы, растительность и т.д.).
Ещё в 1914 г. гидролог П.В. Отоцкий впервые в пределах Европейской части России выделил четыре широтные зоны грунтовых вод, различающиеся между собой глубиной залегания и минерализацией: 1) зона неглубоких, слабо минерализованных, богатых органическими веществами грунтовых вод (полярно–тундровая полоса); 2) зона неглубоких, умеренно минерализованных вод (лесная полоса); 3) зона местами глубоких, в различной степени минерализованных вод (степная полоса); 4) зона глубоких значительно минерализованных вод (южнее степной полосы). (Конечно, надо иметь в виду, что градация П.В. Отоцкого относится к водам очень малого диапазона минерализации и почти всегда пресным (50–3000 мг/л)).
В 1949 г. Г.И. Каменский выделил две зоны грунтовых вод по условиям их формирования: грунтовые воды выщелачивания и грунтовые воды континентального засоления. Первый тип воды формируется в областях избыточного увлажнения или в недостаточно увлажненных районах, но с хорошо проницаемыми породами или с хорошим естественным дренажём. Второй тип вод формируется на равнинах сухих степей, полупустынь и пустынь. В зоне грунтовых вод выщелачивания с севера на юг минерализация вод увеличивается от нескольких десятков или сотен мг/л до 1 г/л. Во второй зоне грунтовых вод континентального засоления могут быть встречены воды различной минерализации и разного состава от пресных до солёных в зависимости от вещественного состава пород и геоморфологических факторов. Например, на водоразделах, при глубоком залегании, воды могут быть пресными, а в долинах рек при неглубоком их залегании и более интенсивном, в связи с этим, испарением становятся более минерализованными.
Развивая идеи Г.И. Каменского, Е.В. Пиннекер выделил с севера на юг три зоны грунтовых вод: 1) ледовую (мёрзлую), 2) гумидную (влажную) и 3) аридную (сухую). В первой зоне воды полностью или частично проморожены, в жидкой фазе существуют лишь летом. Вторая зона характеризуется избыточным увлажнением и интенсивным вымыванием солей из пород. В третьей зоне испарение преобладает над осадками и происходит засоление грунтовых вод.
С.Л. Шварцев обобщил огромный фактический материал по химическому составу грунтовых вод земного шара. Он вычислил средний химический состав грунтовых вод зон выщелачивания и континентального засоления:
для зоны выщелачивания:
,
для зоны континентального засоления:
.
Зональное распределение характерно и для органических веществ грунтовых вод. Например, для северных и северо–восточных районов территории России характерны более высокие содержания органических веществ в грунтовых водах (Сорг ~ 35 мг/л) по сравнению с южными и юго–западными районами (20–25 мг/л). Это обусловлено более низкими среднегодовыми температурами, обилием влаги, богатой наземной растительностью, тесной связью поверхностных, в том числе болотных, и грунтовых вод. В этих условиях не происходит полного разложения остатков наземной растительности, что и ведёт к обогащению грунтовых вод органическим веществом гумусового характера. Во многих районах севера эти воды имеют жёлтый и бурый цвет из–за высокого содержания фульво– и гуминовых кислот. Такой же цвет, кстати, имеют воды и некоторых рек Беларуси, области питания которых располагаются в зоне развития болот (например, Припять). В аридных условиях, наоборот, климатические условия способствуют более полному разложению органических остатков и обеднению грунтовых вод органическим веществом.
Теперь рассмотрим вертикальную зональность подземных вод, которая свойственна водам, залегающим более глубоко, чем грунтовые, и которые не связаны так непосредственно с поверхностными факторами, как грунтовые.
Впервые факт изменения химического состава подземных вод с глубиной отметил С.Н. Никитин в 1900 г. Впоследствии проблема гидрогеохимической зональности — одна из кардинальных проблем гидрогеологии — изучалась многими исследователями.
Рассматривая вертикальную гидрогеохимическую зональность надо иметь в виду одно существенное обстоятельство, на которое обратил внимание М.Е. Альтовский. Нужно различать два виды вертикальной зональности. Один из них наблюдается при бурении скважин, когда мы последовательно пересекаем наслаивающиеся друг на друга водоносные горизонты. Второй относится к отдельным водоносным горизонтам, или пластам, в которых по их падению отмечается изменение минерализации и состава вод. Это так называемая пластовая гидрогеохимическая зональность.
В природе, как правило, не наблюдается чётких и резких границ между различными гидрогеохимическими зонами; химический состав вод изменяется постепенно. Зоны могут выделяться по величине минерализации, ионному составу, газовому составу и другим гидрогеохимическим характеристикам.
Под гидрогеохимической зоной принято понимать часть бассейна подземных вод (или водоносного пласта), относительно однородную по химическому составу вод, в пределах которой принятый за основу выделения зон гидрогеохимический показатель изменяется в сравнительно узких, условно устанавливаемых границах.
Так, известный pоссийский гидрогеолог И.К. Зайцев выделил такие зоны подземных вод по величине минерализациии: зона А — пресных вод (М до 1 г/кг), зона Б — солёных вод (М от 1 до 35 г/кг), зона В — рассолов (М > 35 г/кг). Выделенные таким образом гидрогеохимические зоны подразделяются на гидрогеохимические подзоны в соответствии с классификацией подземных вод по величине минерализации. Например, в зоне солёных вод выделена подзона солоноватых (1–3 г/кг), срабосолёных (3–10 г/кг) и сильносолёных (10–35 г/кг) вод. Вместе с тем, гидрогеохимические зоны объединяются в гидрогеохимические пояса. Под гидрогеохимическим поясом понимается такая часть геологической структуры, для которой характерно развитие от фундамента до поверхности Земли одной и той же последовательности гидрогеохимических зон или одной гидрогеохимической зоны. Гидрогеохимические пояса могут быть одно–, двух– и трёхзональными.
Зоны могут сменяться друг другом по вертикали в разной последовательности. В том случае, когда минерализация подземных вод последовательно увеличивается с глубиной, говорят о прямой гидрогеохимической зональности или о нормальном гидрогеохимическом разрезе. Часто встречаются аномальные гидрогеохимические разрезы, которые характеризуются либо обратной зональностью (гидрогеохимическая инверсия), когда наблюдается уменьшение минерализации вод с глубиной, либо переменной зональностью, когда нет строго определённого изменения минерализации с глубиной.
В верхней части осадочного чехла Белорусской антеклизы, сложенной терригенными породами с возрастом от антропогена до живетского яруса среднего девона включительно, залегают пресные воды гидрокарбонатного кальциевого и магниево–кальциевого состава с минерализацией 200–400 мг/л. Глубже в терригенных и карбонатных с прослоями гипса эйфельского яруса среднего девона, силура, ордовика и кембрия встречаются сульфатные, хлоридно– и гидрокарбонатно–сульфатные, сульфатно– и гидрокарбонатно–хлоридные солоноватые и солёные воды с переменным катионным составом и минерализацией от 1,6 до 8,2 г/л. Ещё глубже, в верхнепротерозойских песчано–алевролитовых породах, которые залегают на кристаллическом фундаменте, установлены хлоридные натриевые воды и рассолы с минерализацией 21–55 г/л. Таким образом, здесь мы имеем дело с нормальным гидрогеохимическим разрезом, или с прямой гидрогеохимической зональностью.
Прямая гидрогеохимическая зональность отмечается также практически по всему мощному (более 4 км) разрезу осадочного чехла Припятского прогиба, где в верхней зоне — от четвертичных отложений до пород батского яруса юры залегают пресные гидрокарбонатные кальциевые воды, а начиная с надсолевого комплекса (пермь, карбон, девон) появляются уже хлоридные рассолы, минерализация которых возрастает с глубиной, а катионный состав становится всё менее натриевым и всё более кальциевым. И только в самых низах осадочного чехла на глубинах свыше 4400–4500 м намечается тенденция к некоторому уменьшению минерализации.
Классическим примером района с инверсионным типом гидрогеохимического разреза является Южно–Каспийский бассейн. Здесь, на Апшеронском полуострове, в разрезе неогеновых отложений минерализация подземных вод уменьшается от 92 г/л на глубине 100–500 м до 17 г/л на глубине 2200–2500 м. При этом химический тип вод изменяется от хлоридного натриевого до хлоридно–гидрокарбонатного натриевого. В Западной Туркмении минерализация воды сверху сниз уменьшается от 200 г/л (плиоцен) до 40 г/л (мел).
В качестве примеров бассейнов с переменной зональностью приведём Кура–Араксинский на Кавказе и Гангский в Индии.
В Кура–Араксинском бассейне сверху вниз наблюдается такое изменение минерализации подземных вод. В четвертичных отложениях — до 150 г/л, в акчагыл–апшеронских (до глубины 50–380 м) — до 1 г/л, в тех же отложениях на глубине 500–900 м — до 40 г/л, в отложениях миоцена (до глубины 3,5 км) — до 200 г/л.
В Гангском бассейне в аридных условиях в четвертичных отложениях у поверхности формируются воды с минерализацией до 25 г/л, но уже на глубине 10 м минерализация падает до 1 г/л. В нижележащих палеоген–неогеновых отложениях минерализация изменяется так: на глубине 2012 м — 1,1 г/л, 2225 м — 3,3 г/л, 3012–3120 м — 5,6–6,2 г/л, 3758 м — 1,4 г/л.
Наиболее распространённой является прямая вертикальная гидрогеохимическая зональность. Этот тип зональности (иногда осложнённый инверсией минерализации) в целом характерен для древних платформ, например Восточно–Европейской. Здесь гидрогеохимические зоны по существу совпадают с гидрогеодинамическими зонами, выделенными Н.К. Игнатовичем.
В верхней зоне — зоне активного водорбмена мощностью 50–300 м — залегают пресные гидрокарбонатные кальциевые и магниево–кальциевые воды.
Зона затруднённого водообмена, простирающаяся до глубины 1–2 км, заключает в себе солёные воды смешанного состава, среди которых при наличии в разрезе гипсоносных пород появляются сульфатные кальциевые воды. В специфических гидродинамических условиях в этой зоне иногда наблюдаются элементы инверсии, когда под сульфатными кальциевыми водами залегают менее минерализованные, а иногда и пресные воды.
В нижней зоне — весьма затруднённого водообмена (глубже 1–2 км) — залегают, главным образом, рассолы хлоридного натриевого состава, в наиболее глубоких частях некоторых бассейнов переходящие в хлоридные кальциево–натриевые, натриево–кальциевые и кальциевые рассолы с минерализацией более 300 г/л. В подошве этой зоны в некоторых бассейнах наблюдается снижение минерализации.
Многие исследователи пытались объяснить природу вертикальной гидрогеохимической зональности. Причём главное внимание уделялась объяснению наиболее распространённой прямой зональности. Предложен целый ряд гипотез, трактующих формирование зональности. Детальный анализ (и тем более критика) этих гипотез выходит за пределы нашего небольшого курса. Однако коснёмся некоторых из них.
Диффузионно–осмотическая гипотеза (П.Н. Палей, Дж. Брэдхофт и др.) предполагает, что под действием геотермического градиента или градиента давления через глинистые толщи, как через полупроницаемые мембраны, происходит избирательный перенос молекул воды вверх, а оставшийся в нижней части разрез концентрируется.
Гипотеза подземного испарения (В.А. Сулин, М.Е. Альтовский) предполагает, что проникающие в недра инфильтрационные воды нагреваются, образующиеся при этом водяные пары увлекаются вверх пузырьками газа различного происхождения, рассеянного в подземных водах. Таким образом, допускается как бы “перекачивание” водяных паров из нижележащих слоёв в верхние, в результате чего внизу формируются рассолы вплоть до очень концентрированных.
Гипотеза гравитационной дифференциации ионов (К.В. Филатов) основана на разнице в ионной плотности химических элементов. Ионная плотность определялась как частное от деления атомного веса на объём иона. Согласно этой гипотезе анионы и катионы располагаются в подземных водах в соответствии с величиной их ионной плотности. Ионы с наименьшей плотностью (НСО3–) должны, таким образом, размещаться в верхней части разреза, с наибольшей (Сl–, Вг–, I–) — в самой нижней. Сульфатный ион, характеризующийся промежуточной величиной ионной плотности, должен занимать промежуточное положение в разрезе.
Гипотеза трансляционной самодиффузии ионов (О.Я. Самойлов, Д.С. Соколов) предполагает, что в разрезе бассейнов, где подземные воды медленно перемещаются из областей питания к зонам разгрузки, существует дополнительный поток частиц растворённого вещества (ионов) и растворителя (молекул воды). При этом движение молекул воды, не входящих в ближайшее окружение ионов, направлено вверх (самодиффузия молекул воды), гидратированные ионы передвигаются вниз. Такой процесс служит главной причиной формирования нормального гидрогеохимического разреза — нарастание минерализации с глубиной. Распределение же ионов связано с разной скоростью так называемого трансляционного (скачкообразного) движения различных ионов относительно молекул воды.
Процессы, которые рассматриваются в приведенных гипотезах, вероятно, имеют место в определённых условиях в подземной гидросфере, однако с позиций доминирования какого–то одного процесса нельзя объяснить такое сложное явление как гидрогеохимическая зональность. Вопрос о механизме формирования зональности требует дальнейшего изучения.
Вместе с тем, мы уже сегодня можем с определённостью сказать, что гидрогеохимическая зональность объясняется историей геологического развития региона, в ходе которой литологический состав пород, тектоническое строение, глубина эрозионного вреза и множество других факторов оказывали своё влияние на формирование зональности. Это относится как к прямой зональности, о которой мы больше всего говорили, так и обратной, и переменной.
Нарушение прямой гидрогеохимической зональности может быть вызвано вторжением пресных подземных вод из внешних областей питания, например, из горных массивов. Мы уже говорили в наших лекциях, что водоносные горизонты питающиеся атмосферной водой в горах, могут погружаться под дно моря, где иногда наблюдаются субмаринные пресные источники. Из этого примера понятно формирование разрезов, представленных водоносным горизонтом с морскими всодами, захоронёнными вместе с морскими отложениями, ниже которого располагается пресноводный водоносный горизонт. Нарушение прямой гидрогеохимической зональности бывает связано с наличием в разрезе соленосных или гипсоносных отложений, растворение которых или маточные рассолы, захоронённые в них при седиментации, обусловливают повышенную минерализацию подземных вод прилегающих частей разреза. Кстати, здесь уместно отметить, что иногда можно встретить ошибочное мнение, что в нормальном гидрогеохимическом разрезе зона гидрокарбонатных вод сменяется вниз по разрезу зоной сульфатных вод, а дальше зоной хлоридных вод. Дело в том, что зона сульфатных вод отсутствует во многих бассейнах; более того, сульфатные воды, как правило, появляются там, где есть сульфатные породы. Дело даже ещё сложнее. В разрезе могут присутствовать сульфатные породы, а сульфатных вод может не быть. Например, среди девонских межсолевых и подсолевых отложений Припятского прогиба широко распространены пласты ангидритов, а рассолы здесь хлоридные. Это связано с тем, что в бассейнах галогенеза накопление сульфатных солей нередко осуществлялось в среде хлоридных, а не сульфатных рассолов. Наиболее же вероятная причина формирования сульфатных вод в разрезе — это растворение сульфатных пород.
Причиной обратной гидрогеохимической зональности может быть появление в нижней части разреза, где пластовые температуры свыше 130–150 °С, петрогенных вод, которые представляют собой выделившуюся химически связанную воду минералов (главным образом, монтмориллонита), и которые существенно опресняют находящиеся здесь подземные воды или рассолы. Вполне вероятно, что именно этой причиной объясняется намечающееся уменьшение минерализации рассолов в низах гидрогеохимического разреза Припятского прогиба. Опреснение подземной гидросферы петрогенными водами нередко сопровождается появлением существенного количества гидрокарбонатных ионов. Это связано с тем, что при температурах, при которых освобождается кристаллизационная и конституционная вода минералов, одновременно интенсифицируется разложение рассеянного органического вещества и гидролиз карбонатных пород. Оба этих процесса сопровождаются выделением углекислоты. Один из районов, где эти процессы особенно ярко выражены, — Западная Сибирь. Здесь, в юрских и меловых отложениях, устанавлены многочисленные трассирующиеся глубинными разломами аномальные зоны, где гидрогеохимические изменения заключаются в значительном снижении минерализации подземным вод (на 10–40 г/л) в нижних частях чехла по сравнению с вышележащими и в преобразовании вод из хлоридиых в гидрокарбонатные.
Мы коснулись горизонтальной и вертикальной зональностей распределения минерализации и ионного состава подземных вод. В начале лекции мы отметили, что можно говорить и о зональности других компонентов подземных вод: газов, органических веществ, микрофлоры. Эти вопросы выходят за рамки курса. Дадим лишь крайне сжатую обобщённую характеристику газовых зон по вертикали гидрогеохимического разреза. С глубиной меняются состав и газонасыщенность подземных вод. Если в неглубоких водах зоны активного водообмена преобладают кислород и азот при газонасыщенности не более 100 мг/л, то в глубоких водах зоны затруднённого водообмена преобладающим газом становится метан, газонасыщенность вод достигает 10 000 мг/л. С глубиной уменьшается роль азота и возрастает роль углекислого газа, сероводорода и водорода (при преобладающем значении метана и тяжёлых углеводородов).