Лекция по Гидрогеологии

1. Содержание, история и методологические основы гидрогеологии

Предмет и содержание гидрогеологии

Гидрогеология – наука о происхождении, условиях залегания, закономерностях распространения и движения подземных вод в земной коре, их физических свойствах, химическом, бактериальном и газовом составе, а также об их режиме и процессах взаимодействия с атмосферой, наземной гидросферой, биосферой, горными породами и веществом мантии Земли.

Гидрогеология является частью геологии и изучает подземные воды на основе анализа истории развития земной коры

Значение подземных вод, как одного из наиболее подвижных тел земной коры, исключительно велико во всех геологических процессах.

Очень важна роль подземных вод в практической деятельности человека. Издавна подземные воды используются для питья и хозяйственных целей.

Подземные воды широко используются для лечебных целей (различные минеральные воды).

Исключительная роль принадлежит подземным водам как источнику химического сырья. Из них во многих странах добывается бор, натрий, литий, магний, хлор, бром, йод, в меньших объёмах германий, рубидий, стронций, кальций, цезий, а также медь, цинк, уран, радий, вольфрам, мышьяк, сера и др.

Серьёзное значение подземные воды имеют как источник тепловой энергии. Теплоснабжение за счёт термальных вод частично осуществляется на Камчатке, в Тюменской и Омской областях и в Бурятии.

В некоторых случаях подземные воды являются вредным фактором и играют отрицательную роль. При строительстве гидротехнических сооружений, тоннелей, метрополитенов, при разработке месторождений полезных ископаемых подземные воды часто осложняют ведение работ и требуют значительных капиталовложений для борьбы с ними.

Ценность воды, как природного минерала, связана с её исключительными свойствами:

исключительная подвижность;

способность к фазовым переходам в термодинамических условиях земной коры;

чрезвычайная химическая активность;

повсеместное распространение

Земная кора на 2/3 закрыта океанами, но оставшаяся 1/3 суши пропитана водой. По мнению ряда авторов количество подземных вод в земной коре соизмеримо с количеством поверхностных.

Исходя из практических целей, чаще учитывают только свободные и физически связанные воды верхней части земной коры до глубины 5 км. В этом случае доля подземных вод в общем балансе всех природных вод относительно невелика (табл. 1)

Объём гидросферы (по М.И.Львовичу)

Сложность и многообразие вод на Земле привели к тому, что это единственное природное тело изучается целым рядом наук. Кроме гидрогеологии, природные воды изучаются океанологией, гидрологией, метеорологией, гляциологией, гидравликойи в меньшей степени минералогией, вулканологией, почвоведением, петрографией и геохимией, с которыми гидрогеология имеет генетическую связь. Кроме того, являясь наукой геологической, она тесно связана с общей геологией, геоморфологией, динамической геологией, тектоникой, структурной геологией и учением о месторождениях полезных ископаемых методиками исследований.

Разделы гидрогеологии и методы исследований

Внутри гидрогеологии развивается целый ряд самостоятельных научных направлений, которые можно разбить на две группы.

К первой группе относятся общая гидрогеология, гидрогеодинамика, гидрогеохимия, палеогидрогеология, региональная гидрогеология и экологическая гидрогеология.

Общая гидрогеология рассматривает вопросы происхождения, формирования, геологической роли подземных вод, их физические и химические свойства, изучает структуру, состав и строение подземной гидросферы.

Гидрогеодинамика исследует закономерности движения подземных вод под влиянием искуственных и естественных факторов: фильтрацию, конвекцию, диффузию, осмос, капиллярный перенос с учётом конкретной структуры подземного потока, определяемого геологическими особенностями территории.

Гидрогеохимия изучает особенности миграции атомов химических элементов в подземной гидросфере, процессы изменения состава подземных вод и их обогащение разнообразными элементами при взаимодействии с горными породами в течение длительной истории геологического развития водонапорных систем. На результатах изучения условий миграции и накопления отдельных химических элементов основаны широко применяющиеся гидрогеохимические методы поисков. Важнейшим вопросом гидрогеохимии является выявление путей формирования разнообразных геохимических типов подземных вод, а также прогноз изменения их качества. Региональная гидрогеология – наука о связи пространственно-временного распределения подземных вод в земной коре с характером и историей развития геологических структур. Она занимается изучением закономерностей условий залегания, распространения и формирования подземных вод в конкретных регионах. Проблемный вопрос – роль геологической структуры в формировании ресурсов и состава подземных вод в конкретном регионе.

Палеогидрогеология изучает былые подземные гидросферы в тесной связи со становлением и развитием литосферы. Она же восстанавливает палеогидрогеологические условия конкретной территории, включая геологическую роль воды в формировании месторождений полезных ископаемых.

Экологическая гидрогеология делает первые шаги. Строительство водохранилищ, вырубка лесов, распашка земель, разработка месторождений полезных ископаемых и другие виды деятельности человека во многом изменили режим и состав подземной гидросферы, масштабы которого не всегда поддаются простому учёту. Возникла проблема глобального управления подземной гидросферой с целью оценки масштабов возможных изменений геологической и окружающей среды

Ко второй группе направлений гидрогеологии относятся прикладные дисциплины, определяемые запросами производства. Сюда относятся:

поиски и разведка подземных вод,

разведочная гидрогеология,

гидрогеология месторождений полезных ископаемых (рудных и нефтяных),

мелиоративная гидрогеология,

гидрогеохимические поиски месторождений полезных ископаемых,

гидрогеология городов и охрана подземных вод.

Все эти направления тесно связаны и базируются на методах, применяемых в других науках о Земле.

Картирование территории – один из основных методологических приёмов, применяемых прежде всего для изучения региональных закономерностей.

Изучение гидросферы, как продукта длительного геологического развития, невозможно без генетического (исторического) подхода.

Вода отличается от других геологических объектов постоянным движением, участием в круговоротах. Формы её движения различны (гравитация, диффузия, фильтрация, конвекция, осмос, капиллярный перенос) в общем виде являются частью геологического движения. Познать его невозможно без математического, термодинамического, физико-химического и гидравлического моделирования.

Гидрогеология, как и другие геологические науки, опирается на принцип актуализма.

Подводя итог, можно сказать следующее: «Гидрогеология – это наука о подземной гидросфере, её генезисе, истории развития, составе, о закономерностях пространственного распределения и формирования, взаимодействия с другими оболочками земной коры, охраны, управления и использования». История и этапы развития гидрогеологии

Гидрогеология, подобно другим областям знаний, возникла в глубокой древности из практических потребностей человека, но оформилась как наука только в конце XIX в., хотя отрывочные сведения о подземных водах можно найти еще в документах, относящихся к весьма отдаленным периодам истории развития человеческого общества.

Так, на Ближнем Востоке строили колодцы большого диаметра и глубиной до 50 м уже в V-III вв. до н.э. Эти колодцы располагались вдоль караванных путей и обеспечивали водой всех путешественников.

Первые каменные водопроводы в Древней Греции и Риме известны уже в VII-VI в. до н. э. На острове Самос (Греция) был сооружен подземный тоннель длиной 1200 м для водоснабжения города Мегора.

В 312 г. до н. э. был построен подземный самотечный тоннель в г. Аффлиано длиной около 5 км для перехвата воды в известняках.

Близкие взгляды позже развивал древнегреческий философ Платон (427-347 гг. до н.э.), который источником всей речной воды считал огромную подземную пещеру, куда по каналам поступает морская вода. Правда, некоторые историки науки утверждают, что в свое время труды Платона прочитали не совсем верно, и его идеи, оказавшие большое влияние вплоть до средних веков, восприняты неправильно. В своем труде, по их мнению, Платон якобы довольно точно описывает круговорот воды в природе.

Не так к проблемам подземных вод подходили мыслители Ближнего Востока и Средней Азии. Примером являются труды выдающегося арабского философа, уроженца Хорезма Аль-Бируни (972 или 973-1048 гг.), который опередил европейских ученых на шесть-семь столетий в понимании природы фонтанирующих источников и причинах гидростатического напора. Он первым догадался, что для того чтобы вода била вверх, она должна поступать из подземных хранилищ, залегающих выше места расположения родника.

Другим примером является труд персидского исследователя Каради "Поиски скрытых подземных вод", в котором по сути правильно, хотя и формально, дано представление о круговороте воды, ее напоре и качестве, описаны методы поисков, включая бурение.

В середине XIX в. в гидрогеологии разрабатываются законы движения подземных вод. Так, в 1856 г. французский инженер Анри Дарси (1803-1858 гг.), занимаясь проблемами водоснабжения города Дижона, установил основной закон фильтрации в пористом грунте, известном сейчас как линейный закон фильтрации, или закон Дарси, являющийся базовым в подземной гидродинамике.

Наряду с гидродинамикой ведется глубокое изучение и химии воды. В этом плане нельзя не назвать величайшее открытие XIX в., посвященное закону периодической системы элементов великого русского химика Д.И. Менделеева. Этот закон является одним из фундаментальных в области естествознания и является основополагающим для правильного понимания химии всех водных растворов земли и базовым для геохимии в целом и гидрогеохимии в частности.

В дальнейшем гидрогеология развивалась по нескольким направлениям: 1) региональному — исследовались все новые и новые бассейны подземных вод в разных странах мира и геологических структурах;

2) генетическому — в научный анализ включались воды все более и более глубоких горизонтов: соленые, рассолы, термальные;

3) гидродинамическому — вывод новых формул и выявление закономерностей движения воды разных видов в различных геологических структурах, математическое моделирование;

4) гидрогеохимическому — исследование состава и условий формирования разнообразных типов воды, использование полученных данных в решении различных задач, включая поиски полезных ископаемых;

5) палеогидрогеологическому — история воды и ее геологическая роль;

6) экологическому — охрана, рациональное использование и управление подземными водами. Это последнее направление исследований только начинается. Остановимся только на некоторых наиболее общих достижениях гидрогеологии до обобщающих работ В. И. Вернадского.

Все более глубокое проникновение в недра земли вскрыло широкое развитие в них соленых вод и рассолов, генезис которых нельзя было объяснить инфильтрацией атмосферных осадков. Возникла идея наличия в земных недрах ископаемых вод морского генезиса. Эта идея высказана независимо друг от друга австрийским геологом Г. Гёфером (1902 г.), русским академиком Н.И. Андрусовым (1908 г.) и американским гидрологом А. Ч. Лейном (1908 г.). Так, идея древних мыслителей о проникновении морской воды получила новое рождение, правда, на принципиально новой основе. Ископаемые воды — воды древних морей попадают в недра Земли вместе с захоронением донных отложений и сохраняются в течение геологически длительного времени как реликт морских бассейнов прошлых геологических эпох. Как видим, механизм проникновения морской воды в недра оказался совершенно не таким, как представлял себе А. Кирхер.

Разработка идеи геологического круговорота воды поднимает гидрогеологию на принципиально иной уровень. Собственно говоря, только с этого времени гидрогеология стала по настоящему геологической наукой, ибо ранее она являлась частью гидрологии и изучала подземную ветвь климатического (гидрологического) круговорота. С этого же времени она становится наукой о подземной гидросфере.

Другие типы воды, встречающиеся в районах активного вулканизма, горячие с выделением газов (гейзеры) издавна также интересовали исследователей. Однако только в начале XX в. (1902 г.) была предложена австрийским геологом Э. Зюссом (1831-1914 гг.) более или менее обоснованная гипотеза ювенилъных вод. Так он назвал воды, генерируемые в глубинах Земли из водорода и кислорода. Ювенильные, т.е. первозданные воды, в отличие от вадозных (мелких или поступающих с поверхности земли, экзогенных) выделяются из магмы при ее остывании, т.е. по своей природе являются эндогенными, и через нарушения или вулканы включаются в круговорот.

Концепция ювенильных вод также подверглась резкой критике. В частности, швейцарский геолог Л. Брун (1911 г.) обосновал положение о безводности вулканов, точнее он приписывал воде вулканического происхождения вторичный генезис, обусловленный ее захватом из вмещающих горных пород. Г. Гёфер (1925 г.) полагал, что ювенильна не вода, а только ее теплота. Многочисленные попытки исследователей отыскать ювенильную воду в природе пока не увенчались успехом. По последним данным В. И. Ферронского и В. А. Полякова, основанным на изотопных данных водорода и кислорода, доля ювенильной воды в вулканах не превышает 5%.

В отличие от ювенильной гипотезы все большее значение приобретает учение о возрожденных водах, развитое русским ученым А.М. Овчинниковым (1904-1969). Возрожденные воды образуются при метаморфизме осадочных или магматических горных пород из связанных вод, которые в условиях перекристаллизации породы переходят в свободные и включаются в геологический круговорот. Источником возрожденных вод являются воды конституционные, кристаллизационные, цеолитные, гигроскопические, пленочные, капиллярные и частично свободные тонких пор и капилляров.

В 30-е годы наиболее выдающиеся работы, без всякого сомнения, созданы одним из наиболее гениальных людей XX в. — русским ученым В.И. Вернадским (1863-1945 гг.). Его труд "История природных вод", опубликованный в 1933-1936 гг. по широте и глубине охвата гидрогеологических проблем намного превосходит все когда-либо издававшиеся работы и занимает выдающееся место в науке в целом. В этой работе В.И. Вернадский наиболее полно показал значение подземных вод в геологической истории Земли. На основании большого количества эмпирических фактов он обосновал положение о единстве природных вод, что является крупнейшим вкладом в мировую науку. Он же первый обосновал принцип постоянства химического состава вод в определенную геологическую эпоху и создал целое новое направление в изучении природного равновесия: вода—горная порода—газы—живое вещество. В. И. Вернадский первый показал связь химического состава вод с развитием жизни на Земле и поэтому по праву считается основоположником особой отрасли знаний — гидрогеохимии, которая изучает природные воды как подвижные системы, находящиеся в равновесии с другими составляющими земной коры.

Идеи В. И. Вернадского, хотя и получили широкое признание во всем мире, но они до сих пор осознаны не полностью и не все из них вошли в обиход повседневной научной работы. Его книга "История природных вод" — современная энциклопедия по геологии воды признается важнейшим трудом, завершающим становление современной гидрогеологии. В СССР идеи В. И. Вернадского наиболее полно развивали крупные ученые Н.Н. Славянов, Б.Л. Личков, А.М. Овчинников, Н.И. Толстихин, Е.В. Пиннекер, А. И. Перелъман, И. К. Зайцев, Е.А. Басков, П.А. Удодов и многие другие.

2. Распределение воды на Земле и её круговорот

1. Вода в атмосфере, атмосферные осадки, испарение с водной поверхности и суши, подземный и поверхностный сток и их характеристики, современные представления о круговороте воды

2.1.1. Вода в атмосфере

Тропосфера является нижним слоем атмосферы. Она прилегает непосредственно к земной поверхности. Положение ее верхней границы изменяется под влиянием центробежного ускорения Земли от полюсов к экватору. Над полюсами и в средних широтах высота тропосферы составляет 8—12 км, а в экваториальной зоне достигает 17—18 км. Температура воздуха в тропосфере в различных географических зонах неодинакова, имеет сезонные и суточные колебания. Однако от поверхности земли вверх температура, как правило, понижается на 0,60 С на каждые 100 м.

Для тропосферы характерно непрерывное горизонтальное и вертикальное перемещение воздушных масс.

В тропосфере заключен почти весь водяной пар, следовательно, только здесь возможны процессы конденсации водяного пара с образованием облаков и осадков. На процессы, протекающие в тропосфере, сильно влияет земная поверхность.

В вышележащем слое — стратосфере— также имеют место восходящие и нисходящие воздушные токи, но они ограничиваются только нижней частью стратосферы. Перемешивание частей воздуха происходит здесь значительно слабее по сравнению с тропосферой. В этом слое атмосферы воздух сильно разрежен. Водяного пара в стратосфере очень мало, поэтому дождевые облака и осадки в ней не формируются.

Еще выше расположена ионосфера, выделяемая по особым электрическим свойствам. Нижняя граница ее пролегает примерно на высоте 80 км, а верхняя удалена от поверхности земли на расстояние 1000—2000 км. Ионосфера характеризуется распространением весьма рассеянных ионизированных частиц и нейтральных молекул, движущихся с огромными скоростями. Ионосфера постепенно переходит в космическое пространство.

2.1.2. Атмосферные осадки.

При подъеме и охлаждении воздуха водяной пар конденсируется, образуя капельки воды или кристаллики льда, из которых состоят облака (слоистые, кучевые и грозовые). Эти мельчайшие частицы (капельки) воды перемещаются в воздухе в виде облаков и тумана. При определенных условиях они выпадают в виде атмосферных осадков.

Атмосферные осадки бывают двух типов: образующиеся при конденсации водяного пара (вследствие понижения температуры воздуха) непосредственно на поверхности земли и наземных предметов (роса, иней, изморозь, гололед);

выпадающие на поверхность земли из облаков в виде дождя, мороси, снега, крупы, града.

Количество атмосферных осадков измеряется высотой слоя воды в миллиметрах. Их интенсивность определяется высотой слоя осадков, выпавших за 1 мин.

Осадки, выпадающие из облаков, подразделяются на три типа:

обложные, моросящие и ливневые.

Осадки в твердом состоянии— снег, крупа — выпадают в холодное время года. Твердые осадки могут питать подземные воды только после их перехода в жидкую фазу, т, е. главным образом весной, когда происходит таяние накопившегося за зиму снежного покрова. К твердым осадкам относится также град, который в отличие от снега и крупы обычно достигает поверхности земли в тёплое время года.

2.1.3. Испарение с водной поверхности и суши

Поверхностные воды находятся в жидком и твердом состояниях. С поверхности океанов и морей, рек, озер, влажной почвы, листьев растений и с поверхности снега и льда непрерывно происходит испарение воды и поступление водяного пара в атмосферу. Испарение с поверхности подземных вод происходит лишь на участках неглубокого их залегания от поверхности земли.

Различают два понятия “испарение” и “испаряемость”.

Испарением называется средняя величина фактического испарения влаги с земной поверхности в данном районе.

Под испаряемостью понимается величина испарения с водной поверхности при данных условиях.

В таблице показаны для различных ландшафтных зон годовые значения испаряемости и испарения по Д. М. Капу

Таблица

В среднем за год с поверхности земного шара испаряется 525,0 тыс. км3 воды. На это испарение расходуется около 25% солнечной энергии, поступающей в течение года на Землю.

Скорость испарения определяется количеством воды, испаряющейся с единицы поверхности в единицу времени. Количество испарившейся воды принято выражать, так же как и атмосферных осадков, в миллиметрах водяного столба. Величина испарения или определяется при помощи специальных приборов, или приближенно вычисляется по эмпирическим формулам. При испарении с водной поверхности эта величина зависит от температуры испаряющей поверхности, дефицита влажности воздуха, скорости ветра и атмо- сферного давления.

Наиболее сложен процесс испарения влаги растениями, который происходит путем транспирации. Транспирация.— процесс физиологический, связанный с ростом тканей. Он заключается в том, что растения, всасывающие в вегетационный период влагу из почвы, задерживают только её небольшую часть, остальная влага испаряется .4. Понятие о поверхностном и подземном стоках

Под стоком подразумевается передвижение дождевой и талой воды по земной поверхности (поверхностный сток) и в толщах горных пород (подземный сток).

Атмосферные осадки расходуются на поверхностный сток, испарение и поглощение горными породами. Поверхностный сток создается водами, текущими по поверхности земли под влиянием силы тяжести со стороны водораздельных пространств — от более высоких участков к пониженным. Речной сток зависит от нескольких факторов.

1. размеры и форма водосборных бассейнов,

2. климатические условия и вид осадков

3. рельеф местности

4. характер и состояние склонов

5.водопроницаемость горных пород, а также искусственные мероприятия

Выделяют следующие виды питания рек поверхностными водами: дождевое, снеговое, ледниковое и смешанное. Кроме того реки питаются подземными водами.

Подземные воды участвуют в питании вследствие дренирования их речными руслами.

В зависимости от строения рельефа, степени его расчлененности и геоструктурных условий соотношения между бассейнами поверхностного и подземного стока могут быть самыми разнообразными. В некоторых районах они совпадают, в других — бассейны поверхностного стока превышают площади подземных водосборных бассейнов, а иногда бассейны подземного стока значительно превышают наземную водосборную площадь.

Количество воды, протекающей в единицу времени через поперечное сечение русла реки, называется расходом воды. Большие расходы воды обычно измеряются в метрах кубических в секунду, а малые — в литрах в секунду.

Чтобы определить расход воды Q в том или ином сечении русла реки, необходимо знать среднюю скорость V и площадь сечения S речного потока.

Расход воды в общем виде определяется по формуле Q =VS, м 3 / с.

Для определения скорости течения и расхода воды в речном русле разбивают гидрометрические створы.

Сток может быть выражен следующими характеристиками: модулем стока, нормой стока, коэффициентом стока.

1. Модулем стока М называется количество воды, стекающей в единицу времени с 1 км2 водосборной площади речного бассейна:

M = Q*1000, л/с на 1 км2,

S бас

где Q — средний годовой расход, м 3 / с; Sбac — водосборная площадь речного бассейна, км2. 2. Нормой стока называется среднеарифметическая величина речного стока за продолжительный период наблюдения (40— 50 лет).

3.Коэффициентом стока L называется отношение величины стока у за какой-либо период к количеству атмосферных осадков х за тот же период (обычно за год): у

L= ---------- 100 %

х

Здесь сток у и количество атмосферных осадков х выражены высотой слоя воды в миллиметрах. Поэтому коэффициент стока выражается в отвлеченных единицах или в процентах.

Режим питания реки, распределение стока в течение года, а также величину подземного стока можно определить путем анализа гидрографа реки. Гидрографом называется график изменения во времени расхода воды за год или часть года (сезон, половодье или паводок)..1.5. Водный баланс территории

Количественное выражение процесса климатического круговорота воды и его отдельных звеньев может быть охарактеризовано с помощью водного баланса. Водный баланс какой-либо территории, т.е. накопление и расходование воды в ее пределах за те или иные интервалы времени, зависит от климатических факторов и характера подстилающей поверхности. Соотношение элементов водного баланса — осадков, испарения, поверхностного и подземного стоков в определенных физико-географических условиях для многолетнего периода в среднем является практически постоянным и определяет средние расходы рек и водные ресурсы конкретного региона.

Закономерность изменения запасов вод обычно выражается уравнением водного баланса. В общем случае это уравнение для любой территории за любой промежуток времени имеет следующий вид X+K+Y1 –Y2 –Z+W1 +W2 + U1 – U2 = 0,

где Х — количество осадков: К — конденсация влаги; У1 — приток речных вод из других районов; У2 — сток рек за пределы рассматриваемой территории (включая водозабор); Z — испарение; W1 — изменение запасов подземных вод; W2 — изменение влагозапасов на поверхности водосбора; U1 — приток подземных вод из смежных районов; U2— сток подземных вод в соседние районы ниже уровня дренирования их речными руслами.

2.1.6. Современные представления о круговороте воды

Учение о круговороте воды в земной коре имеет долгую историю, анализ которой показывает, что в течение продолжительного времени это важное природное явление рассматривалось односторонне, только с гидрологических позиций, которые механизм круговорота сводят к перемещению воды под действием тепловой энергии солнца (испарение и перемещение в атмосфере) и силы тяжести (движение дождя, снега, воды рек и подземных вод).

Второй, менее известный, но не менее важный круговорот воды связан с процессами осадкообразования: вместе с осадочным веществом в эпиконтинентальных морях, лагунах, озерах захороняются седиментационные воды. В дальнейшем, после регрессии морей, захороненные воды остаются на территории материков и принимают участие в формировании водоносных горизонтов или в ходе дальнейшего развития земной коры участвуют в метаморфических процессах, проходят стадию связывания горными породами, затем в процессе разрушения кристаллической решетки последних переходят в свободное состояние и по зонам тектонических нарушений направляются к дневной поверхности. Этот механизм движения воды обусловлен геологическими процессами, такими, как осадконакопление, тектонические движения, вулканизм, метаморфизм, гранитизация горных пород и др. Этот тип круговорота воды получил название геологического.

2.1.7. Климатический (гидрологический) круговорот воды

Одно из главных свойств воды на поверхности земли, к которому мы привыкли, — это способность воды изменять в термодинамических условиях земной коры свое фазовое состояние.

Попав в атмосферу, вода вместе с воздухом вовлекается в сложную систему воздушных течений. В определенных условиях пар начинает конденсироваться, собираться в капли воды, которые падают на землю в виде дождя или снега, а на охлажденных участках — и в виде так называемых "горизонтальных осадков": инея, изморози, росы. Количество выпадающих осадков и их форма также зависят от конкретных географических условий: удаленности от берега моря, высоты местности, положения поднятий рельефа относительно воздушных течений, приносящих влагу, и многих других факторов.

Большая часть атмосферных осадков, выпадающих на материки, под влиянием силы тяжести, группируясь в струйки, ручьи и реки, стекает снова в океан, замыкая цикл кругооборота. Так совершается одно из наиболее могучих явлений природы, определяющих в итоге климат, а значит, и лик Земли в целом. При этом интенсивность и масштабы этого явления целиком определяются количеством солнечной энергии, поступающей на Землю, которая через сложный механизм движения водных масс определяет климат того или иного участка Земли. Поэтому этот круговорот воды называют климатическим.

В результате климатического кругооборота непрерывно восполняются запасы подземных вод. Дело в том, что на земной поверхности происходит разделение выпавших атмосферных осадков на три составные части: одна часть этих осадков тут же снова испаряется в атмосферу, вторая часть, стекающая по поверхности земли в сторону Мирового океана, образует поверхностный сток, и, наконец, третья часть проникает через почву в горные породы, образуя подземный сток.

Соотношение между выделенными тремя составляющими различно и зависит от конкретных природных условий: характера рельефа, типа горных пород, их пористости и трещиноватости, температуры воздуха, характера растительности и т.д.

Важнейшими результатами климатического круговорота, как следствие непрерывного движения, являются следующие.

1. Формирование ветви пресных вод

2. Поддержание на континентах более высоких относительно океана уровней подземных вод

3. Строгую направленность движения воды от горных сооружений (водоразделов) к бассейнам стока и в конечном итоге возвращение воды в океан

4. Формирование разнообразного водообмена

5. Возобновляемость запасов воды на континентах

6. Физическое и химическое преобразование (гидрогенез) горных пород.

7. Перенос солей.

2.2. ВОДА В НЕДРАХ ЗЕМЛИ

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 вода наиболее 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:

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.

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

Пористость в 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:

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

конституционная;

кристаллизационная;

цеолитная;

Физически связанная вода горными породами:

прочно связанная или адсорбированная;

рыхло- или слабо связанная;

Свободная вода:

капиллярная;

гравитационная;

Вода в твердом состоянии — лед;

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.

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

Кристаллизационная вода входит в кристаллическую решетку минералов в виде молекул Н2О.

Цеолитная вода 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 вода обладает 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.

Прочносвязанная вода 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 влагоемкостью породы. Этот показатель характеризует количество физически связанной воды в породе, находящейся под действием сил молекулярного притяжения.

III. Свободная вода в 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 состоянии образуется 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 стоки 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:

проницаемости пород;

площади области питания;

объема питания

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 элизионного режима.

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

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

Температура подземных вод 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 внутренней геотермической зоне глубокими буровыми скважинами (3—4 км) вскрываются перегретые подземные воды с температурой около 150° С и выше.

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

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

Цвет подземных 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.

Запах в 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.

Вкуси привкус воде придают растворенные 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 количественно определяется 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

Сжимаемость показывает изменение 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.

Вязкость характеризует внутреннее 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.

Электропроводность подземных вод 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 жидкой воды, 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.

Накопленные к 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 геостатического или литостатического (Рл), создаваемого весом вышележащих пород.

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

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

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

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 связи с 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 пределах которого 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 типа характерен для 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 пропорционально длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды:

О = k( H/L)S,

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

Q = kIS.
Это уравнение представляет собой в общем виде выражение расхода 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 гидравлическом градиенте, 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 п всегда меньше 1 , то получаемая из закона Дарси скорость
фильтрации всегда меньше действительной скорости движения.
Непосредственно действительные 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.

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. Особенно велико значение конвекции в переносе в водном растворе растворенных в них солей.

Одним из 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.

Различие в 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 неустановившегося движения 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 изучении условий 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 своеобразный упругий режим 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 Нк зависит от гранулометрического состава горных пород: в мелкозернистых разностях она больше, в крупнозернистых меньше.

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

3.8.2. Молекулярно-диффузионное движение

Молекулы газов, 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 система разделена перегородкой, непроницаемой для одного или нескольких видов молекул и проницаемой для другого (или других), то такая диффузия "с неравными возможностями" называется осмосом.

Молекулярная диффузия 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

Гидрогеология изучает 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 тел проводятся на разных иерархических уровнях: горизонта, комплекса, бассейна, генетического типа воды и т.д.

Необычность гидрогеологического 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.

Геологическое движение 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 ее породами 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:

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

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

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

чрезвычайно высокой пористостью, быстро сокращающейся при уплотнении,

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

Пористость только что 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 питания водоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполненных седиментационными водами.

3.9.2. Движение глубинных вод

Под глубинными в 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.

Динамика подземных 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 особые условия 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.

Макрокомпоненты включают 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 элементы представляют 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

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

Общая жёсткость обусловлена общим содержанием в воде ионов Са и Мg.

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

Постоянная жёсткость обусловлена 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 и внешние 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 и окислительно-восстановительные.

Формы миграции

В природных водах химические элементы мигрируют в коллоидной, взвешенной и истинно 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 и специальные.

Полевой анализ воды 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 анализ определяет 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 анализ включает ещё и определение Еh и даёт возможность проведения контроля определений как по сухому остатку, так и по суммам милиграмм-эквивалентов катионов и анионов.

Специальный анализ применяется 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 структурой понимается 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 емкостью для 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:

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

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 бассейны представлены 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 область представляет 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).

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 дюн часто 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:

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

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

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

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

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

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 типа формируются 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, которая обязательна "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 воды приурочены 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.

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 условием развития 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 условием развития 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 воды по 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 водыпо 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 начала XX 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 температуре минеральные 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 основному газовому 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 оценка осуществляется 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.

Загрязнение подземных вод. Пути загрязнения поверхностных и подземных вод принципиально различны и определяются в последнем случае гидрогеологическими условиями территории. Если поверхностные воды не имеют никакой защиты от загрязнений, то подземные воды в той или иной степени имеют такую защиту. При этом, однако, всегда надо помнить, что защищенность подземных вод относительная, и ее нельзя абсолютизировать. Как показывает практика, несмотря на трудности проникновения загрязнителей в земные недра, подземные воды все больше и больше загрязняются. Наименее защищены верхние водоносные горизонты, т.е. верховодка и грунтовые воды.

Выделяет четыре основных случая поступления загрязнений в водоносный горизонт:

1. Загрязнения поступают сверху с поверхности земли при непосредственной инфильтрации сточных вод из накопителей, с территорий промпредприятий и других объектов, при фильтрации минерализованных вод на орошаемых территориях и т.п. Площадь и интенсивность инфильтрации могут быть при этом различными, характер инфильтрации по времени — постоянный, периодический; одноразовый (случайный);

2. Загрязнения поступают сбоку — при фильтрации загрязненных вод в борта и русло реки, а в паводки — и на площади затопленной поймы и низких террас. Подобные условия загрязнения, как и в предыдущем случае, характерны для грунтовых вод, особенно при малой мощности и значительной водопроницаемости пород зоны аэрации. К этому же типу можно отнести случаи интрузии морских вод в прибрежные водоносные горизонты, уровни воды в которых снижены из-за водоотбора;

3. Загрязнения поступают путем вертикального перетока из смежного по разрезу загрязненного водоносного горизонта по стволу дефектной скважины либо через "гидрогеологическое окно" в разделяющем их водоупорном пласте, либо через разделяющий слабопроницаемый пласт;

4. Загрязнения поступают непосредственно при их сборе, в поглощающие горные выработки (скважины, колодцы, шахты) в связи с различными технологическими процессами, затрагивающими недра земли, например, при захоронении сточных вод путем их закачки в скважины, при подземной газификации углей, при самоизливах и перетоках соленых вод и нефти по стволу дефектных скважин и т.п.

По масштабу площадного развития выделяются локальные и региональные загрязнения подземных вод. Первые вызываются отдельными (точечными) источниками, затрагивая сравнительно небольшие участки водоносного пласта; Своевременными мероприятиями неблагоприятные последствия локального загрязнения могут быть ограничены и в отдельных случаях полностью ликвидированы. Региональные загрязнения вызываются действием многочисленных источников, обусловливающих в совокупности их площадной характер. Ликвидация такого загрязнения очень трудна, а в ряде случаев практически невозможна.

Качество воды и состояние здоровья населения. Неумолимая статистика свидетельствует, что до 80% всех болезней в мире связано с неудовлетворительным качеством питьевой воды и нарушениями санитарно-гигиенических норм водоснабжения. Заболевания, связанные с водой, подразделяются на 5 типов: вызываемые зараженной водой (тиф, холера, дизентерия, полиомиелит, гепатит и др.); возникающие при использовании загрязненной воды для умывания и мытья (заболевания кожи и слизистых оболочек от трахомы до проказы); провоцируемые мелкими моллюсками, живущими в воде (шистосоматоз, ришта и др.); ожающимися в воде насекомыми - переносчиками инфекции (малярия, желтая лихорадка и т.п.); возникающие при использовании воды, загрязненной токсическими веществами — металлами, ядохимикатами и т.д. (аллергические заболевания, болезни печени, почек и др.).

Масштабы заболеваний, связанных непосредственно с водой, в наш век технического прогресса остаются небывало высокими. Так, от гастроэнтерита ежегодно страдает 400, трахомы 500, шистосоматоза 200, малярии 800 млн. человек. Данные по другим болезням также малоутешительны. Связано это с тем, что до сих пор, по данным ООН, более одной трети населения использует некачественную воду. Это касается и России.

Безопасность питьевого водоснабжения стала одной из главных составляющих общей экологической безопасности населения, способной вызвать большую социальную напряженность в обществе. Возрастание за последние десятилетия в мире биологического, токсического и радиоактивного загрязнений водоисточников способствовало значительному повышению уровней детской и взрослой инфекционной кишечной и паразитарной заболеваемости, а также неинфекционной, в том числе онкологической, сердечно-сосудистой, аллергической и других, дефектов умственного и физического развития детей. Все это отрицательно отразилось на общих демографических показателях в целом ряде стран мира, включая Россию.

7.2. Пути выхода из водного кризиса

Преодоление водного кризиса — сложнейшая задача, которую можно решить, только объединив усилия всех народов в рамках ООН, так как эта проблема актуальна для всех стран мира. При этом основная стратегия должна, безусловно, базироваться на обеспечении приоритета здоровья населения и восстановлении права (данного природой) каждому человеку пить чистую воду.

Чтобы решить эту грандиозную задачу, необходимо прежде глубоко осознать те причины, которые обусловили не просто водный голод нашей планеты, но и привели к кризисному взаимоотношению человека с водой, общества людей — с гидросферой в целом. Не сразу можно понять, почему человек плюет в колодец, из которого пьет. Такое положение возможно только в том случае, когда правая рука не ведает, что делает левая, т.е. когда не осознаны взаимосвязи между разными явлениями. Этот парадокс определил, по крайней мере, три причины: сформированное в течение нескольких тысячелетий убеждение человека в неограниченности водных ресурсов, их изобилии, природной чистоте, способности к непрерывному самоочищению и в праве на их бесплатное использование. Известный дефицит водных ресурсов в пустынных районах существенно не меняет этого представления, так как люди селились в основном по берегам крупных рек; недостаточное понимание человеком фундаментальных свойств гидросферы, определившей развитие всего окружающего мира. Еще сегодня наука в долгу перед человечеством, поскольку слабо исследует эти вопросы; неполное осознание того факта, что человек, став геологической силой, качественно усложнил взаимоотношения общества и природы, в первую очередь, общества и гидросферы, и при этом неосознанно затронул основы становления самой жизни.

На нашей планете возникла принципиально новая ситуация:

вода — создатель жизни и всего окружающего мира, сегодня как никогда нуждается в помощи человека. Чтобы сохранить основу жизни, необходимо бороться с загрязнением водной среды, обеспечить ее природное равновесие и многообразие, приумножить ресурсы, защитить воду как уникальное вещество Земли.

Второе не менее важное для понимания обстоятельство заключается в том, что вода уже не является бесплатным природным ресурсом, она требует крупных капиталовложений, без которых проблему водного кризиса невозможно решить.

28

1. Содержание, история и методологические основы гидрогеологии

Предмет и содержание гидрогеологии

Гидрогеология – наука о происхождении, условиях залегания, закономерностях распространения и движения подземных вод в земной коре, их физических свойствах, химическом, бактериальном и газовом составе, а также об их режиме и процессах взаимодействия с атмосферой, наземной гидросферой, биосферой, горными породами и веществом мантии Земли.

Гидрогеология является частью геологии и изучает подземные воды на основе анализа истории развития земной коры

Значение подземных вод, как одного из наиболее подвижных тел земной коры, исключительно велико во всех геологических процессах.

Очень важна роль подземных вод в практической деятельности человека. Издавна подземные воды используются для питья и хозяйственных целей.

Подземные воды широко используются для лечебных целей (различные минеральные воды).

Исключительная роль принадлежит подземным водам как источнику химического сырья. Из них во многих странах добывается бор, натрий, литий, магний, хлор, бром, йод, в меньших объёмах германий, рубидий, стронций, кальций, цезий, а также медь, цинк, уран, радий, вольфрам, мышьяк, сера и др.

Серьёзное значение подземные воды имеют как источник тепловой энергии. Теплоснабжение за счёт термальных вод частично осуществляется на Камчатке, в Тюменской и Омской областях и в Бурятии.

В некоторых случаях подземные воды являются вредным фактором и играют отрицательную роль. При строительстве гидротехнических сооружений, тоннелей, метрополитенов, при разработке месторождений полезных ископаемых подземные воды часто осложняют ведение работ и требуют значительных капиталовложений для борьбы с ними.

Ценность воды, как природного минерала, связана с её исключительными свойствами:

исключительная подвижность;

способность к фазовым переходам в термодинамических условиях земной коры;

чрезвычайная химическая активность;

повсеместное распространение

Земная кора на 2/3 закрыта океанами, но оставшаяся 1/3 суши пропитана водой. По мнению ряда авторов количество подземных вод в земной коре соизмеримо с количеством поверхностных.

Исходя из практических целей, чаще учитывают только свободные и физически связанные воды верхней части земной коры до глубины 5 км. В этом случае доля подземных вод в общем балансе всех природных вод относительно невелика (табл. 1)

Объём гидросферы (по М.И.Львовичу)

Сложность и многообразие вод на Земле привели к тому, что это единственное природное тело изучается целым рядом наук. Кроме гидрогеологии, природные воды изучаются океанологией, гидрологией, метеорологией, гляциологией, гидравликойи в меньшей степени минералогией, вулканологией, почвоведением, петрографией и геохимией, с которыми гидрогеология имеет генетическую связь. Кроме того, являясь наукой геологической, она тесно связана с общей геологией, геоморфологией, динамической геологией, тектоникой, структурной геологией и учением о месторождениях полезных ископаемых методиками исследований.

Разделы гидрогеологии и методы исследований

Внутри гидрогеологии развивается целый ряд самостоятельных научных направлений, которые можно разбить на две группы.

К первой группе относятся общая гидрогеология, гидрогеодинамика, гидрогеохимия, палеогидрогеология, региональная гидрогеология и экологическая гидрогеология.

Общая гидрогеология рассматривает вопросы происхождения, формирования, геологической роли подземных вод, их физические и химические свойства, изучает структуру, состав и строение подземной гидросферы.

Гидрогеодинамика исследует закономерности движения подземных вод под влиянием искуственных и естественных факторов: фильтрацию, конвекцию, диффузию, осмос, капиллярный перенос с учётом конкретной структуры подземного потока, определяемого геологическими особенностями территории.

Гидрогеохимия изучает особенности миграции атомов химических элементов в подземной гидросфере, процессы изменения состава подземных вод и их обогащение разнообразными элементами при взаимодействии с горными породами в течение длительной истории геологического развития водонапорных систем. На результатах изучения условий миграции и накопления отдельных химических элементов основаны широко применяющиеся гидрогеохимические методы поисков. Важнейшим вопросом гидрогеохимии является выявление путей формирования разнообразных геохимических типов подземных вод, а также прогноз изменения их качества. Региональная гидрогеология – наука о связи пространственно-временного распределения подземных вод в земной коре с характером и историей развития геологических структур. Она занимается изучением закономерностей условий залегания, распространения и формирования подземных вод в конкретных регионах. Проблемный вопрос – роль геологической структуры в формировании ресурсов и состава подземных вод в конкретном регионе.

Палеогидрогеология изучает былые подземные гидросферы в тесной связи со становлением и развитием литосферы. Она же восстанавливает палеогидрогеологические условия конкретной территории, включая геологическую роль воды в формировании месторождений полезных ископаемых.

Экологическая гидрогеология делает первые шаги. Строительство водохранилищ, вырубка лесов, распашка земель, разработка месторождений полезных ископаемых и другие виды деятельности человека во многом изменили режим и состав подземной гидросферы, масштабы которого не всегда поддаются простому учёту. Возникла проблема глобального управления подземной гидросферой с целью оценки масштабов возможных изменений геологической и окружающей среды

Ко второй группе направлений гидрогеологии относятся прикладные дисциплины, определяемые запросами производства. Сюда относятся:

поиски и разведка подземных вод,

разведочная гидрогеология,

гидрогеология месторождений полезных ископаемых (рудных и нефтяных),

мелиоративная гидрогеология,

гидрогеохимические поиски месторождений полезных ископаемых,

гидрогеология городов и охрана подземных вод.

Все эти направления тесно связаны и базируются на методах, применяемых в других науках о Земле.

Картирование территории – один из основных методологических приёмов, применяемых прежде всего для изучения региональных закономерностей.

Изучение гидросферы, как продукта длительного геологического развития, невозможно без генетического (исторического) подхода.

Вода отличается от других геологических объектов постоянным движением, участием в круговоротах. Формы её движения различны (гравитация, диффузия, фильтрация, конвекция, осмос, капиллярный перенос) в общем виде являются частью геологического движения. Познать его невозможно без математического, термодинамического, физико-химического и гидравлического моделирования.

Гидрогеология, как и другие геологические науки, опирается на принцип актуализма.

Подводя итог, можно сказать следующее: «Гидрогеология – это наука о подземной гидросфере, её генезисе, истории развития, составе, о закономерностях пространственного распределения и формирования, взаимодействия с другими оболочками земной коры, охраны, управления и использования». История и этапы развития гидрогеологии

Гидрогеология, подобно другим областям знаний, возникла в глубокой древности из практических потребностей человека, но оформилась как наука только в конце XIX в., хотя отрывочные сведения о подземных водах можно найти еще в документах, относящихся к весьма отдаленным периодам истории развития человеческого общества.

Так, на Ближнем Востоке строили колодцы большого диаметра и глубиной до 50 м уже в V-III вв. до н.э. Эти колодцы располагались вдоль караванных путей и обеспечивали водой всех путешественников.

Первые каменные водопроводы в Древней Греции и Риме известны уже в VII-VI в. до н. э. На острове Самос (Греция) был сооружен подземный тоннель длиной 1200 м для водоснабжения города Мегора.

В 312 г. до н. э. был построен подземный самотечный тоннель в г. Аффлиано длиной около 5 км для перехвата воды в известняках.

Близкие взгляды позже развивал древнегреческий философ Платон (427-347 гг. до н.э.), который источником всей речной воды считал огромную подземную пещеру, куда по каналам поступает морская вода. Правда, некоторые историки науки утверждают, что в свое время труды Платона прочитали не совсем верно, и его идеи, оказавшие большое влияние вплоть до средних веков, восприняты неправильно. В своем труде, по их мнению, Платон якобы довольно точно описывает круговорот воды в природе.

Не так к проблемам подземных вод подходили мыслители Ближнего Востока и Средней Азии. Примером являются труды выдающегося арабского философа, уроженца Хорезма Аль-Бируни (972 или 973-1048 гг.), который опередил европейских ученых на шесть-семь столетий в понимании природы фонтанирующих источников и причинах гидростатического напора. Он первым догадался, что для того чтобы вода била вверх, она должна поступать из подземных хранилищ, залегающих выше места расположения родника.

Другим примером является труд персидского исследователя Каради "Поиски скрытых подземных вод", в котором по сути правильно, хотя и формально, дано представление о круговороте воды, ее напоре и качестве, описаны методы поисков, включая бурение.

В середине XIX в. в гидрогеологии разрабатываются законы движения подземных вод. Так, в 1856 г. французский инженер Анри Дарси (1803-1858 гг.), занимаясь проблемами водоснабжения города Дижона, установил основной закон фильтрации в пористом грунте, известном сейчас как линейный закон фильтрации, или закон Дарси, являющийся базовым в подземной гидродинамике.

Наряду с гидродинамикой ведется глубокое изучение и химии воды. В этом плане нельзя не назвать величайшее открытие XIX в., посвященное закону периодической системы элементов великого русского химика Д.И. Менделеева. Этот закон является одним из фундаментальных в области естествознания и является основополагающим для правильного понимания химии всех водных растворов земли и базовым для геохимии в целом и гидрогеохимии в частности.

В дальнейшем гидрогеология развивалась по нескольким направлениям: 1) региональному — исследовались все новые и новые бассейны подземных вод в разных странах мира и геологических структурах;

2) генетическому — в научный анализ включались воды все более и более глубоких горизонтов: соленые, рассолы, термальные;

3) гидродинамическому — вывод новых формул и выявление закономерностей движения воды разных видов в различных геологических структурах, математическое моделирование;

4) гидрогеохимическому — исследование состава и условий формирования разнообразных типов воды, использование полученных данных в решении различных задач, включая поиски полезных ископаемых;

5) палеогидрогеологическому — история воды и ее геологическая роль;

6) экологическому — охрана, рациональное использование и управление подземными водами. Это последнее направление исследований только начинается. Остановимся только на некоторых наиболее общих достижениях гидрогеологии до обобщающих работ В. И. Вернадского.

Все более глубокое проникновение в недра земли вскрыло широкое развитие в них соленых вод и рассолов, генезис которых нельзя было объяснить инфильтрацией атмосферных осадков. Возникла идея наличия в земных недрах ископаемых вод морского генезиса. Эта идея высказана независимо друг от друга австрийским геологом Г. Гёфером (1902 г.), русским академиком Н.И. Андрусовым (1908 г.) и американским гидрологом А. Ч. Лейном (1908 г.). Так, идея древних мыслителей о проникновении морской воды получила новое рождение, правда, на принципиально новой основе. Ископаемые воды — воды древних морей попадают в недра Земли вместе с захоронением донных отложений и сохраняются в течение геологически длительного времени как реликт морских бассейнов прошлых геологических эпох. Как видим, механизм проникновения морской воды в недра оказался совершенно не таким, как представлял себе А. Кирхер.

Разработка идеи геологического круговорота воды поднимает гидрогеологию на принципиально иной уровень. Собственно говоря, только с этого времени гидрогеология стала по настоящему геологической наукой, ибо ранее она являлась частью гидрологии и изучала подземную ветвь климатического (гидрологического) круговорота. С этого же времени она становится наукой о подземной гидросфере.

Другие типы воды, встречающиеся в районах активного вулканизма, горячие с выделением газов (гейзеры) издавна также интересовали исследователей. Однако только в начале XX в. (1902 г.) была предложена австрийским геологом Э. Зюссом (1831-1914 гг.) более или менее обоснованная гипотеза ювенилъных вод. Так он назвал воды, генерируемые в глубинах Земли из водорода и кислорода. Ювенильные, т.е. первозданные воды, в отличие от вадозных (мелких или поступающих с поверхности земли, экзогенных) выделяются из магмы при ее остывании, т.е. по своей природе являются эндогенными, и через нарушения или вулканы включаются в круговорот.

Концепция ювенильных вод также подверглась резкой критике. В частности, швейцарский геолог Л. Брун (1911 г.) обосновал положение о безводности вулканов, точнее он приписывал воде вулканического происхождения вторичный генезис, обусловленный ее захватом из вмещающих горных пород. Г. Гёфер (1925 г.) полагал, что ювенильна не вода, а только ее теплота. Многочисленные попытки исследователей отыскать ювенильную воду в природе пока не увенчались успехом. По последним данным В. И. Ферронского и В. А. Полякова, основанным на изотопных данных водорода и кислорода, доля ювенильной воды в вулканах не превышает 5%.

В отличие от ювенильной гипотезы все большее значение приобретает учение о возрожденных водах, развитое русским ученым А.М. Овчинниковым (1904-1969). Возрожденные воды образуются при метаморфизме осадочных или магматических горных пород из связанных вод, которые в условиях перекристаллизации породы переходят в свободные и включаются в геологический круговорот. Источником возрожденных вод являются воды конституционные, кристаллизационные, цеолитные, гигроскопические, пленочные, капиллярные и частично свободные тонких пор и капилляров.

В 30-е годы наиболее выдающиеся работы, без всякого сомнения, созданы одним из наиболее гениальных людей XX в. — русским ученым В.И. Вернадским (1863-1945 гг.). Его труд "История природных вод", опубликованный в 1933-1936 гг. по широте и глубине охвата гидрогеологических проблем намного превосходит все когда-либо издававшиеся работы и занимает выдающееся место в науке в целом. В этой работе В.И. Вернадский наиболее полно показал значение подземных вод в геологической истории Земли. На основании большого количества эмпирических фактов он обосновал положение о единстве природных вод, что является крупнейшим вкладом в мировую науку. Он же первый обосновал принцип постоянства химического состава вод в определенную геологическую эпоху и создал целое новое направление в изучении природного равновесия: вода—горная порода—газы—живое вещество. В. И. Вернадский первый показал связь химического состава вод с развитием жизни на Земле и поэтому по праву считается основоположником особой отрасли знаний — гидрогеохимии, которая изучает природные воды как подвижные системы, находящиеся в равновесии с другими составляющими земной коры.

Идеи В. И. Вернадского, хотя и получили широкое признание во всем мире, но они до сих пор осознаны не полностью и не все из них вошли в обиход повседневной научной работы. Его книга "История природных вод" — современная энциклопедия по геологии воды признается важнейшим трудом, завершающим становление современной гидрогеологии. В СССР идеи В. И. Вернадского наиболее полно развивали крупные ученые Н.Н. Славянов, Б.Л. Личков, А.М. Овчинников, Н.И. Толстихин, Е.В. Пиннекер, А. И. Перелъман, И. К. Зайцев, Е.А. Басков, П.А. Удодов и многие другие.

2. Распределение воды на Земле и её круговорот

1. Вода в атмосфере, атмосферные осадки, испарение с водной поверхности и суши, подземный и поверхностный сток и их характеристики, современные представления о круговороте воды

2.1.1. Вода в атмосфере

Тропосфера является нижним слоем атмосферы. Она прилегает непосредственно к земной поверхности. Положение ее верхней границы изменяется под влиянием центробежного ускорения Земли от полюсов к экватору. Над полюсами и в средних широтах высота тропосферы составляет 8—12 км, а в экваториальной зоне достигает 17—18 км. Температура воздуха в тропосфере в различных географических зонах неодинакова, имеет сезонные и суточные колебания. Однако от поверхности земли вверх температура, как правило, понижается на 0,60 С на каждые 100 м.

Для тропосферы характерно непрерывное горизонтальное и вертикальное перемещение воздушных масс.

В тропосфере заключен почти весь водяной пар, следовательно, только здесь возможны процессы конденсации водяного пара с образованием облаков и осадков. На процессы, протекающие в тропосфере, сильно влияет земная поверхность.

В вышележащем слое — стратосфере— также имеют место восходящие и нисходящие воздушные токи, но они ограничиваются только нижней частью стратосферы. Перемешивание частей воздуха происходит здесь значительно слабее по сравнению с тропосферой. В этом слое атмосферы воздух сильно разрежен. Водяного пара в стратосфере очень мало, поэтому дождевые облака и осадки в ней не формируются.

Еще выше расположена ионосфера, выделяемая по особым электрическим свойствам. Нижняя граница ее пролегает примерно на высоте 80 км, а верхняя удалена от поверхности земли на расстояние 1000—2000 км. Ионосфера характеризуется распространением весьма рассеянных ионизированных частиц и нейтральных молекул, движущихся с огромными скоростями. Ионосфера постепенно переходит в космическое пространство.

2.1.2. Атмосферные осадки.

При подъеме и охлаждении воздуха водяной пар конденсируется, образуя капельки воды или кристаллики льда, из которых состоят облака (слоистые, кучевые и грозовые). Эти мельчайшие частицы (капельки) воды перемещаются в воздухе в виде облаков и тумана. При определенных условиях они выпадают в виде атмосферных осадков.

Атмосферные осадки бывают двух типов: образующиеся при конденсации водяного пара (вследствие понижения температуры воздуха) непосредственно на поверхности земли и наземных предметов (роса, иней, изморозь, гололед);

выпадающие на поверхность земли из облаков в виде дождя, мороси, снега, крупы, града.

Количество атмосферных осадков измеряется высотой слоя воды в миллиметрах. Их интенсивность определяется высотой слоя осадков, выпавших за 1 мин.

Осадки, выпадающие из облаков, подразделяются на три типа:

обложные, моросящие и ливневые.

Осадки в твердом состоянии— снег, крупа — выпадают в холодное время года. Твердые осадки могут питать подземные воды только после их перехода в жидкую фазу, т, е. главным образом весной, когда происходит таяние накопившегося за зиму снежного покрова. К твердым осадкам относится также град, который в отличие от снега и крупы обычно достигает поверхности земли в тёплое время года.

2.1.3. Испарение с водной поверхности и суши

Поверхностные воды находятся в жидком и твердом состояниях. С поверхности океанов и морей, рек, озер, влажной почвы, листьев растений и с поверхности снега и льда непрерывно происходит испарение воды и поступление водяного пара в атмосферу. Испарение с поверхности подземных вод происходит лишь на участках неглубокого их залегания от поверхности земли.

Различают два понятия “испарение” и “испаряемость”.

Испарением называется средняя величина фактического испарения влаги с земной поверхности в данном районе.

Под испаряемостью понимается величина испарения с водной поверхности при данных условиях.

В таблице показаны для различных ландшафтных зон годовые значения испаряемости и испарения по Д. М. Капу

Таблица

В среднем за год с поверхности земного шара испаряется 525,0 тыс. км3 воды. На это испарение расходуется около 25% солнечной энергии, поступающей в течение года на Землю.

Скорость испарения определяется количеством воды, испаряющейся с единицы поверхности в единицу времени. Количество испарившейся воды принято выражать, так же как и атмосферных осадков, в миллиметрах водяного столба. Величина испарения или определяется при помощи специальных приборов, или приближенно вычисляется по эмпирическим формулам. При испарении с водной поверхности эта величина зависит от температуры испаряющей поверхности, дефицита влажности воздуха, скорости ветра и атмо- сферного давления.

Наиболее сложен процесс испарения влаги растениями, который происходит путем транспирации. Транспирация.— процесс физиологический, связанный с ростом тканей. Он заключается в том, что растения, всасывающие в вегетационный период влагу из почвы, задерживают только её небольшую часть, остальная влага испаряется .4. Понятие о поверхностном и подземном стоках

Под стоком подразумевается передвижение дождевой и талой воды по земной поверхности (поверхностный сток) и в толщах горных пород (подземный сток).

Атмосферные осадки расходуются на поверхностный сток, испарение и поглощение горными породами. Поверхностный сток создается водами, текущими по поверхности земли под влиянием силы тяжести со стороны водораздельных пространств — от более высоких участков к пониженным. Речной сток зависит от нескольких факторов.

1. размеры и форма водосборных бассейнов,

2. климатические условия и вид осадков

3. рельеф местности

4. характер и состояние склонов

5.водопроницаемость горных пород, а также искусственные мероприятия

Выделяют следующие виды питания рек поверхностными водами: дождевое, снеговое, ледниковое и смешанное. Кроме того реки питаются подземными водами.

Подземные воды участвуют в питании вследствие дренирования их речными руслами.

В зависимости от строения рельефа, степени его расчлененности и геоструктурных условий соотношения между бассейнами поверхностного и подземного стока могут быть самыми разнообразными. В некоторых районах они совпадают, в других — бассейны поверхностного стока превышают площади подземных водосборных бассейнов, а иногда бассейны подземного стока значительно превышают наземную водосборную площадь.

Количество воды, протекающей в единицу времени через поперечное сечение русла реки, называется расходом воды. Большие расходы воды обычно измеряются в метрах кубических в секунду, а малые — в литрах в секунду.

Чтобы определить расход воды Q в том или ином сечении русла реки, необходимо знать среднюю скорость V и площадь сечения S речного потока.

Расход воды в общем виде определяется по формуле Q =VS, м 3 / с.

Для определения скорости течения и расхода воды в речном русле разбивают гидрометрические створы.

Сток может быть выражен следующими характеристиками: модулем стока, нормой стока, коэффициентом стока.

1. Модулем стока М называется количество воды, стекающей в единицу времени с 1 км2 водосборной площади речного бассейна:

M = Q*1000, л/с на 1 км2,

S бас

где Q — средний годовой расход, м 3 / с; Sбac — водосборная площадь речного бассейна, км2. 2. Нормой стока называется среднеарифметическая величина речного стока за продолжительный период наблюдения (40— 50 лет).

3.Коэффициентом стока L называется отношение величины стока у за какой-либо период к количеству атмосферных осадков х за тот же период (обычно за год): у

L= ---------- 100 %

х

Здесь сток у и количество атмосферных осадков х выражены высотой слоя воды в миллиметрах. Поэтому коэффициент стока выражается в отвлеченных единицах или в процентах.

Режим питания реки, распределение стока в течение года, а также величину подземного стока можно определить путем анализа гидрографа реки. Гидрографом называется график изменения во времени расхода воды за год или часть года (сезон, половодье или паводок)..1.5. Водный баланс территории

Количественное выражение процесса климатического круговорота воды и его отдельных звеньев может быть охарактеризовано с помощью водного баланса. Водный баланс какой-либо территории, т.е. накопление и расходование воды в ее пределах за те или иные интервалы времени, зависит от климатических факторов и характера подстилающей поверхности. Соотношение элементов водного баланса — осадков, испарения, поверхностного и подземного стоков в определенных физико-географических условиях для многолетнего периода в среднем является практически постоянным и определяет средние расходы рек и водные ресурсы конкретного региона.

Закономерность изменения запасов вод обычно выражается уравнением водного баланса. В общем случае это уравнение для любой территории за любой промежуток времени имеет следующий вид X+K+Y1 –Y2 –Z+W1 +W2 + U1 – U2 = 0,

где Х — количество осадков: К — конденсация влаги; У1 — приток речных вод из других районов; У2 — сток рек за пределы рассматриваемой территории (включая водозабор); Z — испарение; W1 — изменение запасов подземных вод; W2 — изменение влагозапасов на поверхности водосбора; U1 — приток подземных вод из смежных районов; U2— сток подземных вод в соседние районы ниже уровня дренирования их речными руслами.

2.1.6. Современные представления о круговороте воды

Учение о круговороте воды в земной коре имеет долгую историю, анализ которой показывает, что в течение продолжительного времени это важное природное явление рассматривалось односторонне, только с гидрологических позиций, которые механизм круговорота сводят к перемещению воды под действием тепловой энергии солнца (испарение и перемещение в атмосфере) и силы тяжести (движение дождя, снега, воды рек и подземных вод).

Второй, менее известный, но не менее важный круговорот воды связан с процессами осадкообразования: вместе с осадочным веществом в эпиконтинентальных морях, лагунах, озерах захороняются седиментационные воды. В дальнейшем, после регрессии морей, захороненные воды остаются на территории материков и принимают участие в формировании водоносных горизонтов или в ходе дальнейшего развития земной коры участвуют в метаморфических процессах, проходят стадию связывания горными породами, затем в процессе разрушения кристаллической решетки последних переходят в свободное состояние и по зонам тектонических нарушений направляются к дневной поверхности. Этот механизм движения воды обусловлен геологическими процессами, такими, как осадконакопление, тектонические движения, вулканизм, метаморфизм, гранитизация горных пород и др. Этот тип круговорота воды получил название геологического.

2.1.7. Климатический (гидрологический) круговорот воды

Одно из главных свойств воды на поверхности земли, к которому мы привыкли, — это способность воды изменять в термодинамических условиях земной коры свое фазовое состояние.

Попав в атмосферу, вода вместе с воздухом вовлекается в сложную систему воздушных течений. В определенных условиях пар начинает конденсироваться, собираться в капли воды, которые падают на землю в виде дождя или снега, а на охлажденных участках — и в виде так называемых "горизонтальных осадков": инея, изморози, росы. Количество выпадающих осадков и их форма также зависят от конкретных географических условий: удаленности от берега моря, высоты местности, положения поднятий рельефа относительно воздушных течений, приносящих влагу, и многих других факторов.

Большая часть атмосферных осадков, выпадающих на материки, под влиянием силы тяжести, группируясь в струйки, ручьи и реки, стекает снова в океан, замыкая цикл кругооборота. Так совершается одно из наиболее могучих явлений природы, определяющих в итоге климат, а значит, и лик Земли в целом. При этом интенсивность и масштабы этого явления целиком определяются количеством солнечной энергии, поступающей на Землю, которая через сложный механизм движения водных масс определяет климат того или иного участка Земли. Поэтому этот круговорот воды называют климатическим.

В результате климатического кругооборота непрерывно восполняются запасы подземных вод. Дело в том, что на земной поверхности происходит разделение выпавших атмосферных осадков на три составные части: одна часть этих осадков тут же снова испаряется в атмосферу, вторая часть, стекающая по поверхности земли в сторону Мирового океана, образует поверхностный сток, и, наконец, третья часть проникает через почву в горные породы, образуя подземный сток.

Соотношение между выделенными тремя составляющими различно и зависит от конкретных природных условий: характера рельефа, типа горных пород, их пористости и трещиноватости, температуры воздуха, характера растительности и т.д.

Важнейшими результатами климатического круговорота, как следствие непрерывного движения, являются следующие.

1. Формирование ветви пресных вод

2. Поддержание на континентах более высоких относительно океана уровней подземных вод

3. Строгую направленность движения воды от горных сооружений (водоразделов) к бассейнам стока и в конечном итоге возвращение воды в океан

4. Формирование разнообразного водообмена

5. Возобновляемость запасов воды на континентах

6. Физическое и химическое преобразование (гидрогенез) горных пород.

7. Перенос солей.

2.2. ВОДА В НЕДРАХ ЗЕМЛИ

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 вода наиболее 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:

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.

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

Пористость в 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:

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

конституционная;

кристаллизационная;

цеолитная;

Физически связанная вода горными породами:

прочно связанная или адсорбированная;

рыхло- или слабо связанная;

Свободная вода:

капиллярная;

гравитационная;

Вода в твердом состоянии — лед;

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.

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

Кристаллизационная вода входит в кристаллическую решетку минералов в виде молекул Н2О.

Цеолитная вода 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 вода обладает 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.

Прочносвязанная вода 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 влагоемкостью породы. Этот показатель характеризует количество физически связанной воды в породе, находящейся под действием сил молекулярного притяжения.

III. Свободная вода в 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 состоянии образуется 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 стоки 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:

проницаемости пород;

площади области питания;

объема питания

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 элизионного режима.

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

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

Температура подземных вод 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 внутренней геотермической зоне глубокими буровыми скважинами (3—4 км) вскрываются перегретые подземные воды с температурой около 150° С и выше.

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

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

Цвет подземных 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.

Запах в 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.

Вкуси привкус воде придают растворенные 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 количественно определяется 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

Сжимаемость показывает изменение 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.

Вязкость характеризует внутреннее 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.

Электропроводность подземных вод 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 жидкой воды, 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.

Накопленные к 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 геостатического или литостатического (Рл), создаваемого весом вышележащих пород.

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

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

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

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 связи с 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 пределах которого 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 типа характерен для 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 пропорционально длине пути фильтрации L, измеряемой по направлению движения воды:

О = k( H/L)S,

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

Q = kIS.
Это уравнение представляет собой в общем виде выражение расхода 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 гидравлическом градиенте, 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 п всегда меньше 1 , то получаемая из закона Дарси скорость
фильтрации всегда меньше действительной скорости движения.
Непосредственно действительные 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.

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. Особенно велико значение конвекции в переносе в водном растворе растворенных в них солей.

Одним из 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.

Различие в 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 неустановившегося движения 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 изучении условий 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 своеобразный упругий режим 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 Нк зависит от гранулометрического состава горных пород: в мелкозернистых разностях она больше, в крупнозернистых меньше.

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

3.8.2. Молекулярно-диффузионное движение

Молекулы газов, 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 система разделена перегородкой, непроницаемой для одного или нескольких видов молекул и проницаемой для другого (или других), то такая диффузия "с неравными возможностями" называется осмосом.

Молекулярная диффузия 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

Гидрогеология изучает 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 тел проводятся на разных иерархических уровнях: горизонта, комплекса, бассейна, генетического типа воды и т.д.

Необычность гидрогеологического 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.

Геологическое движение 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 ее породами 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:

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

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

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

чрезвычайно высокой пористостью, быстро сокращающейся при уплотнении,

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

Пористость только что 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 питания водоносных горизонтов осадочных бассейнов, заполненных седиментационными водами.

3.9.2. Движение глубинных вод

Под глубинными в 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.

Динамика подземных 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 особые условия 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.

Макрокомпоненты включают 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 элементы представляют 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

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

Общая жёсткость обусловлена общим содержанием в воде ионов Са и Мg.

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

Постоянная жёсткость обусловлена 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 и внешние 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 и окислительно-восстановительные.

Формы миграции

В природных водах химические элементы мигрируют в коллоидной, взвешенной и истинно 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 и специальные.

Полевой анализ воды 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 анализ определяет 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 анализ включает ещё и определение Еh и даёт возможность проведения контроля определений как по сухому остатку, так и по суммам милиграмм-эквивалентов катионов и анионов.

Специальный анализ применяется 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 структурой понимается 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 емкостью для 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:

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

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 бассейны представлены 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 область представляет 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).

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 дюн часто 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:

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

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

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

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

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

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 типа формируются 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, которая обязательна "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 воды приурочены 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.

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 условием развития 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 условием развития 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 воды по 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 водыпо 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 начала XX 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 температуре минеральные 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 основному газовому 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 оценка осуществляется 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.

Загрязнение подземных вод. Пути загрязнения поверхностных и подземных вод принципиально различны и определяются в последнем случае гидрогеологическими условиями территории. Если поверхностные воды не имеют никакой защиты от загрязнений, то подземные воды в той или иной степени имеют такую защиту. При этом, однако, всегда надо помнить, что защищенность подземных вод относительная, и ее нельзя абсолютизировать. Как показывает практика, несмотря на трудности проникновения загрязнителей в земные недра, подземные воды все больше и больше загрязняются. Наименее защищены верхние водоносные горизонты, т.е. верховодка и грунтовые воды.

Выделяет четыре основных случая поступления загрязнений в водоносный горизонт:

1. Загрязнения поступают сверху с поверхности земли при непосредственной инфильтрации сточных вод из накопителей, с территорий промпредприятий и других объектов, при фильтрации минерализованных вод на орошаемых территориях и т.п. Площадь и интенсивность инфильтрации могут быть при этом различными, характер инфильтрации по времени — постоянный, периодический; одноразовый (случайный);

2. Загрязнения поступают сбоку — при фильтрации загрязненных вод в борта и русло реки, а в паводки — и на площади затопленной поймы и низких террас. Подобные условия загрязнения, как и в предыдущем случае, характерны для грунтовых вод, особенно при малой мощности и значительной водопроницаемости пород зоны аэрации. К этому же типу можно отнести случаи интрузии морских вод в прибрежные водоносные горизонты, уровни воды в которых снижены из-за водоотбора;

3. Загрязнения поступают путем вертикального перетока из смежного по разрезу загрязненного водоносного горизонта по стволу дефектной скважины либо через "гидрогеологическое окно" в разделяющем их водоупорном пласте, либо через разделяющий слабопроницаемый пласт;

4. Загрязнения поступают непосредственно при их сборе, в поглощающие горные выработки (скважины, колодцы, шахты) в связи с различными технологическими процессами, затрагивающими недра земли, например, при захоронении сточных вод путем их закачки в скважины, при подземной газификации углей, при самоизливах и перетоках соленых вод и нефти по стволу дефектных скважин и т.п.

По масштабу площадного развития выделяются локальные и региональные загрязнения подземных вод. Первые вызываются отдельными (точечными) источниками, затрагивая сравнительно небольшие участки водоносного пласта; Своевременными мероприятиями неблагоприятные последствия локального загрязнения могут быть ограничены и в отдельных случаях полностью ликвидированы. Региональные загрязнения вызываются действием многочисленных источников, обусловливающих в совокупности их площадной характер. Ликвидация такого загрязнения очень трудна, а в ряде случаев практически невозможна.

Качество воды и состояние здоровья населения. Неумолимая статистика свидетельствует, что до 80% всех болезней в мире связано с неудовлетворительным качеством питьевой воды и нарушениями санитарно-гигиенических норм водоснабжения. Заболевания, связанные с водой, подразделяются на 5 типов: вызываемые зараженной водой (тиф, холера, дизентерия, полиомиелит, гепатит и др.); возникающие при использовании загрязненной воды для умывания и мытья (заболевания кожи и слизистых оболочек от трахомы до проказы); провоцируемые мелкими моллюсками, живущими в воде (шистосоматоз, ришта и др.); ожающимися в воде насекомыми - переносчиками инфекции (малярия, желтая лихорадка и т.п.); возникающие при использовании воды, загрязненной токсическими веществами — металлами, ядохимикатами и т.д. (аллергические заболевания, болезни печени, почек и др.).

Масштабы заболеваний, связанных непосредственно с водой, в наш век технического прогресса остаются небывало высокими. Так, от гастроэнтерита ежегодно страдает 400, трахомы 500, шистосоматоза 200, малярии 800 млн. человек. Данные по другим болезням также малоутешительны. Связано это с тем, что до сих пор, по данным ООН, более одной трети населения использует некачественную воду. Это касается и России.

Безопасность питьевого водоснабжения стала одной из главных составляющих общей экологической безопасности населения, способной вызвать большую социальную напряженность в обществе. Возрастание за последние десятилетия в мире биологического, токсического и радиоактивного загрязнений водоисточников способствовало значительному повышению уровней детской и взрослой инфекционной кишечной и паразитарной заболеваемости, а также неинфекционной, в том числе онкологической, сердечно-сосудистой, аллергической и других, дефектов умственного и физического развития детей. Все это отрицательно отразилось на общих демографических показателях в целом ряде стран мира, включая Россию.

7.2. Пути выхода из водного кризиса

Преодоление водного кризиса — сложнейшая задача, которую можно решить, только объединив усилия всех народов в рамках ООН, так как эта проблема актуальна для всех стран мира. При этом основная стратегия должна, безусловно, базироваться на обеспечении приоритета здоровья населения и восстановлении права (данного природой) каждому человеку пить чистую воду.

Чтобы решить эту грандиозную задачу, необходимо прежде глубоко осознать те причины, которые обусловили не просто водный голод нашей планеты, но и привели к кризисному взаимоотношению человека с водой, общества людей — с гидросферой в целом. Не сразу можно понять, почему человек плюет в колодец, из которого пьет. Такое положение возможно только в том случае, когда правая рука не ведает, что делает левая, т.е. когда не осознаны взаимосвязи между разными явлениями. Этот парадокс определил, по крайней мере, три причины: сформированное в течение нескольких тысячелетий убеждение человека в неограниченности водных ресурсов, их изобилии, природной чистоте, способности к непрерывному самоочищению и в праве на их бесплатное использование. Известный дефицит водных ресурсов в пустынных районах существенно не меняет этого представления, так как люди селились в основном по берегам крупных рек; недостаточное понимание человеком фундаментальных свойств гидросферы, определившей развитие всего окружающего мира. Еще сегодня наука в долгу перед человечеством, поскольку слабо исследует эти вопросы; неполное осознание того факта, что человек, став геологической силой, качественно усложнил взаимоотношения общества и природы, в первую очередь, общества и гидросферы, и при этом неосознанно затронул основы становления самой жизни.

На нашей планете возникла принципиально новая ситуация:

вода — создатель жизни и всего окружающего мира, сегодня как никогда нуждается в помощи человека. Чтобы сохранить основу жизни, необходимо бороться с загрязнением водной среды, обеспечить ее природное равновесие и многообразие, приумножить ресурсы, защитить воду как уникальное вещество Земли.

Второе не менее важное для понимания обстоятельство заключается в том, что вода уже не является бесплатным природным ресурсом, она требует крупных капиталовложений, без которых проблему водного кризиса невозможно решить.