авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |

«2 ПРЕДИСЛОВИЕ Высшее образование, как и вся наша жизнь, стремительно меняется, оно уже стало многоуровневым, более фундаментальным, гуманитарным ...»

-- [ Страница 10 ] --

Необходимо также подчеркнуть, что, по Е.А. Баскову, важнейшей предпосылкой для осуществления палеогидрогеологических реконструкций — восстановления гидрогеологических условий для минувших геологических эпох — является высокая устойчивость гидрогеологических условий в течение геологического времени. Несмотря на то, что подземные воды формируют под вижные динамические системы, основные закономерности их распространения и формирования весьма стабильны во времени. Так, например, гидрогеологические условия в некоторых артезианских бассейнах древних платформ (Ангаро-Ленский бассейн, Сибирская платформа и др.) не претерпевают существенных изменений на протяжении десятков и сотен миллионов лет. Или, например, в пределах Балтийского щита в верхних частях разреза гидрогеологические условия оставались в целом сходными в течение многих м иллионов лет.

Высокая устойчивость параметров гидрогеологических систем позволяет восстанавливать и палеогидрогеологические условия бассейнов на отдельных этапах их геологической истории. При этом используется идея о том, что параметры давлений в элизионном бассейне во многом определяются распределением мощности осадков. Не без основания предполагается, что градиенты напоров перпендикулярны к изолиниям мощностей и направлены от зоны максимального прогибания, рассматриваемых как палеопьезомакси мумы, к зонам с минимальными мощностями осадков, относимых к палеопьезоминимумам. Такой подход дает возможность судить о последовательности и направленности изменений условий миграции воды в бассейне.

Воссоздание гидродинамических условий на инфильтрационных этапах, по С.Б. Вагину, требует иного подхода. Основой для построения гидродинамических схем могут служить палеогеологи-ческие карты, составленные к концу денудационного этапа, где можно выделить зоны инфильтрации и возможные области разгрузки. Существенное значение имеют при этом сведения о палеорельефе и палеоклимате, которые позволяют подойти к определению возможных гидростатических напоров, создающихся в областях питания водоносных горизонтов. Палеогеологические разрезы дают возможность выявить направление подземного стока и наметить предполагаемые зоны разгрузки и дренажа. О продолжительности и масштабах инфильтрации можно судить по длительности перерыва в осадконакоплении, мощности осадков в соседних бассейнах сноса, масштабам механической эрозии, глубине проникновения палеокар-ста, масштабам образования палеотравертинов, интенсивности выщелачивания соленосных и гипсоносных отложений и т.д.

7.2.2. Изотопные методы Важным инструментом палеогидрогеологических реконструкций в последнее время стало изучение изотопного состава воды и растворенных в ней компонентов. В основе изотопной идеи лежит допущение о постоянстве первозданного изотопного состава любого элемента, который впоследствии в результате разнообразных геологических процессов меняется и по степени таких изменений можно судить о сути и масштабах тех или иных процессов и явлений [6].

Та бл иц а 7. Основные изотопы, используемые для решения гидрогеологических проблем (по В.И. Фе рронскому, Е.В. Пиннеке ру и др.) Проблемы Изотопы 2 18 Генезис подземных вод H, O, H Масштабы смешения в од различных H в одоносных горизонтов Наличие или отсутств ие сов ременного питания водоносного H горизонта Пропорции неглубоких (грунтовых) и O глубоких в од разного генезиса Диагностика рассолов H, 3H выщелачив ания и седиментационного генезиса Происхождение в оды в жидких 2 H, O включениях минералов Установ ление перв оисточника 3 13 34 He, C, S, Sr раств оренных в в оде веществ Св язь водоносных горизонтов с 2 3 H, H, O пов ерхностными в одами Определение направ ления и скорости H, 14C дв ижения подземных вод Оценка интенсивности питания H, 14C подземных в од атмосферными осадками Трассирование разломов H Определение в озраста подземных H, C, Si, He, 85Kr, 36Cl, 10B, 14 32 3 Ar в од Картирование зон разгрузки, контроль H, 18O, 3He, Ar, Rn, 3H, 90Sr, 22Na за продв ижением нефтяного контакта Перечень некоторых гидрогеологических проблем, решаемых с помощью изотопов, приведен в табл. 7.2.

Особую ценность изотопные исследования имеют при восстановлении геологической истории молекулы воды. Для этого используются 2отношения между стабильными изотопами водорода (протием 1 Н и дейтерием Н или D) и кислорода (16О и 18 О). Основным процессом разделения изотопов водорода и кислорода является их фракционирование при фазовых переходах (особенно при испарении и конденсации) на поверхности земли. В результате пары воды и формирующиеся из них атмосферные осадки обогащаются легкими изотопами водорода и в меньшей степени кислорода, в то время как в морской воде накапливаются их тяжелые разновидности. Подобное фракционирование характерно и для процессов замерзания и оттаивания воды.

Считается, что в подземных водах нет других физических или химических процессов, которые бы вызывали изотопные эффекты, сравнимые по масштабу с фракционированием при фазовых пере ходах воды на поверхности земли. Даже такой значимый геохимический процесс, как выпадание солей из насыщенных растворов (см. табл. 5.23), по заключению В.А. Полякова, не приводит к значительному концентрированию дейтерия. Правда, этот последний вывод требует специальной экспериментальной проверки. Тем более, что по этому вопросу существуют противоречивые мнения.

Мощным фактором фракционирования изотопов может явиться процесс геологически длительного растворения водой одних минералов и формирования других, при котором изотопы О и Н во вторичных минералах образуют иные по сравнению с исходными соотношения. Однако и этот процесс практически не изучался. В настоящее время общепризнано, что смешение разных генетических типов вод в основном определяет их изотопный состав. Поэтому количественные определения изотопов Н и О позволяют различать прежде всего первоисточники воды или их генетические типы и оценивать долю каждого из них в конкретном случае.

Изотопный состав инфильтрационных и седиментационных вод рассмотрен ранее (см. разд. 5.1.3, рис. 5.5 и 5.6). Напомним лишь, что воды зоны активного водообмена по изотопному составу близки к атмосферным осадкам и подвержены влиянию зональных (прежде всего температура) факторов. Значения 2 Н колеблются в широких пределах — от +20 до 200‰ и располагаются вдоль так называемой линии Крейга (см. рис. 5.6), смещаясь вправо от нее по мере погружения воды в более глубокие горизонты. Значения 18 О варьируют в меньших пределах (от +10 до 30‰) и определяются взаимодействием подземных вод с вмещающими породами и углекислым газом. Первые обеспечивают увеличение 18 О, второй — их уменьшение.

Седиментационные воды по сравнению с инфильтрационными в целом отличаются более высокими 2 Н и 18 О и группируются в пределах значений океанической воды (рис. 7.4). На этом же рисунке показана гипотетическая величина изотопного состава юве-нильной воды, предложенная, по косвенным данным, американскими исследователями Р. Райе и Д. Уайтом, так как в чистом виде ювенильные воды пока нигде не встречены.

Более низкая концентрация дейтерия и положительный кислородный "сдвиг" характерны для всех термальных вод, генезис которых строго не установлен, но в подавляющем большинстве, по косвенным данным, должен быть отнесен к инфильтрационным.

Кроме изотопов воды при палеогидрогеологических реконструкциях используются изотопы многих других элементов, в первую очередь серы, углерода, стронция и гелия, реже Са, Ar, C1, Кг, Хе, Si, В, Rn, U, Na и др.

Изотопы серы в земной коре разделяются в основном в результате биогенных процессов — сульфатредукции [см. уравнение (5.39)]. При этом продукты жизнедеятельности обогащаются легкими изотопами серы (32 S), а исходное вещество — тяжелыми (34 S). Такое Рис. 7.4. Диаграмма обобщенных значений изотопного состава различных типов природных вод. По Е.В. Пиннекеру и А.Д. Назарову, схематизировано:

1 — стандарт океанической воды;

2 — ювениль ная вода (предположительно);

3 — реки умеренного поя са;

4 — подземные рассолы С1-Са типа;

5 — термальные воды Восточной Сибири;

6 — воды оз. Байкал;

7 — седиментацион-ные воды;

8 — высокотемпературные воды областей современного вулканиз ма;

9 — область вод преимущественного морского генезиса биогенное фракционирование изотопов серы и позволяет использовать этот элемент в качестве индикатора при выяснении источников соединений серы в водах, горных породах, рудах.

Сводная диаграмма отношений 34 S/32 S для большого числа земных материалов приведена на рис. 7.5. Она показывает, что сера в сульфатах "тяжелее", чем в сульфидах. Такое, на первый взгляд парадоксальное, положение объясняется как раз деятельностью бактерий. Дело в том, что сульфиды в осадочных породах явля ются продуктом биогенных процессов, так как образующийся при биогенном восстановлении сульфатов сероводород служит основным источником серы для осадочных сульфидов (пирита). Для сульфатов современных океанов характерно среднее значение S, равное 20‰, а для осадочных сульфидов — 20‰. Так как источник серы на земле один, и он связан с метеоритами, изотопный состав серы которых принят за стандарт, т.е. 34 S равен 0, можно Рис. 7.5. Значения 34S различных геологиче ских объектов. По У.Т.

Холсер и И. Р. Каплан сделать вывод, что количество серы в океане и в осадочных породах примерно одинаково.

При осаждении из морской воды гипса фракционирования изотопов серы практически не наблюдается. Из этого следует, что по изотопному составу серы древних эвапоритов, который колеблется в широких пределах (рис. 7.6), можно восстанавливать изотопный состав исходной для этих эвапоритов морской воды, судить о соотношении сульфатов и сульфидов между океаном и осадочными бассейнами, а значит и о геохимической среде, характере водооб мена, составе вод в соответствующую геологическую эпоху.

Изотопные отношения серы дают нам сведения также о многих других аспектах геологической историй. Так, например, изучение их показало, что в одних месторождениях меди сера имеет осадочное происхождение, а в других ее источником были мантия или нижние части земной коры. Кроме того, по величине отношения изотопов серы определялся источник, из которого сера поступала в атмосферу, подземную воду, реки, моря. Для метеорных вод в целом, по данным В.А. Гриненко, Л.Н. Гриненко, В.И. Виноградова и др., характерны соединения серы с легким ее изотопом: 34S изменяется от 3,2 до 8,2‰, тогда как в глубоких (седиментационных) водах этот показатель возрастает до 60‰. Это означает, что сульфаты в воды верхней гидродинамической зоны поступают за счет окисления H2 S или осадочных сульфидов, а в седиментационные воды — из морской воды и эвапоритовых минералов.

Рис. 7.6. Значения 3 4S в эвапоритах разл ичного возраста. П о У. Т. Холсер и И. Р. Каплан Использование изотопов стронция базируется на том, что 87 Sr образуется в результате радиоактивного распада 87 Rb, и соответственно его концентрация определяется продолжительностью и количеством распавшегося 86 Rb.

Вследствие этого в разных геологических образованиях отношение 87 Sr/ Sr различно и используется при решении разнообразных геологических, включая палеогидроге-ологические, задач. Наиболее контрастны по этому параметру три группы геологических образований: 1) породы мантийного генезиса 87 Sr/86 Sr0,707;

2) породы морского генезиса (0,707-0,712) и 3) гранитоиды (0,712). Современная океаническая вода отличается удивительным постоянством рассматриваемых изотопов Sr (в среднем отношение равно 0,7093).

Подземные воды характеризуются достаточно широким разбросом изотопов Sr [6]. Наиболее легкими, по обобщенным данным Е.В. Пиннекера и А.Д. Назарова, оказались парогидротермы Исландии и Камчатки (0,705), затем следуют термальные рассолы Красного моря (0,706-0,709) и углекислые воды Прибайкалья и Монгольской республики (0,705-0,712).

К наиболее тяжелым относятся гидротермы Прибайкалья (0,710-0,718), крепкие рассолы С1-Са типа Сибирской платформы (0,712-0,719) и нефтяные воды штатов Канзас и Колорадо (0,710-0,734). Промежуточное положение занимают речные и озерные воды, подземные воды зоны активного водообмена и рассолы выщелачивания Cl-Na типа.

Низкие значения 87 Sr/86 Sr в парогидротермах Е.В. Пиннекер и А.Д.

Назаров объясняют поступлением мантийного стронция. Логичнее, однако, наблюдаемые факты объяснить геологически длительным взаимодействием этих флюидов с породами основного и ультраосновного состава, т.е. с породами заведомо мантийного генезиса. Это же касается и рассолов С1-Са типа, которые стронций заимствуют, как было показано в разделе 5.4.3, из сульфатов кальция и алюмосиликатов. Здесь мы можем теперь уточнить — и из алюмосиликатов кислого состава.

Следовательно, данные по изотопам Sr еще раз убедительно свидетельствуют об огромном влиянии горных пород на состав подземных вод. При этом такое влияние тем значительнее, чем более длительное время вода контактировала с горными породами. Последнее определяется, в частности, минерализацией рассолов, их составом и температурой воды. Это обстоятельство необходимо использовать при палеогидрогеологическом анализе древних гидрогеологических систем.

Изотопы гелия также широко используются при решении генетических проблем гидрогеологии. Принципы его применения базируются на том, что в подземных водах 4Не образуется за счет -распада ядер тяжелых радиоактивных элементов, рассеянных в горных породах. Вследствие этого с глубиной его содержание в водах возрастает, а отношение 3 Не/4Не уменьшается. И это под тверждается фактическими данными (рис. 7.7).

Вместе с тем в некоторых термальных водах, например в гидротермах Исландии, это отношение резко возрастает и становится выше его значений Рис. 7.7. Зависимость от ношения 3Не/4Не от кон центрации гелия в газе. По В. И. Кононову и Б.Г. Поляк у:

1 — гидротермы Исл андии;

2 — атмосфера;

3 — конти ненталь ны е газ опрояв ления и различны е водопунк ты в атмосфере, где оно составляет (1,2-1,3)10-6. Это обстоятельство некоторые исследователи (И.Л. Каменский, И.Н. Толстихин, В.П. Якуцени и др.) объясняют подтоком по зонам глубинных разломов мантийного гелия, отличающегося легким изотопным составом. Но это пока только гипотеза и не более. Тем не менее она широко используется при разнообразных гидрогеологических построениях, включая определение генезиса подземных вод глубинного типа.

7.3. ВОЗРАСТ ПОДЗЕМНЫХ ВОД Как было показано в предыдущих разделах, вода подвижна и всегда участвует в том или ином круговороте. В зависимости от этого время нахождения ее в горных породах различно. Это время и принято считать за возраст подземной воды. Следовательно, речь идет не об абсолютном возрасте воды, как физического тела, а о среднем времени нахождения ее в земных недрах, начиная с момента попадания ее в водоносный горизонт и кончая выходом на дневную поверхность. Знание такого относительного возраста воды помогает решать многие проблемы палеогидрогеологии.

Различают три основных метода определения возраста подземных вод: 1) гидрогеодинамический;

2) инертных газов, растворенных в воде, и 3) радиогенных изотопов.

Гидрогеодинамический метод основан на расчете современных скоростей движения вод, что позволяет вычислить продолжительность водообмена во всем бассейне подземных вод или в отдельных его частях. Метод применим главным образом для выдержанных водоносных горизонтов зоны интенсивного водообмена, но его используют также для ориентировочной оценки темпа водообмена в глубоких горизонтах бассейнов пластовых вод.

Время нахождения подземных вод в земных недрах, характеризующее возраст, определяется по формуле Т = A(L/U), (7.4) где Т — возраст подземных вод, равный периоду полного водообмена в водоносном горизонте;

А — поправочный коэффициент на увеличение длины пути движения подземных вод;

L — расстояние от области питания до области разгрузки;

U — средняя действительная скорость движения.

Некоторые трудности возникают при определении коэффициента А. Он зависит от геолого-структурных и коллекторских особенностей водоносного горизонта и изменяется от 1,5 до 10 [6].

Действительная скорость движения рассчитывается по усреднен-ним значениям коэффициентов фильтрации или проницаемости с учетом эффективной пористости горных пород, температуры и вязкости воды (см.

раздел 4.1.4). Ориентировочно о возрасте воды можно судить по средним гидродинамическим показателям, приведенным в табл. 6.5, 6.6, и 6.8.

Гидродинамический метод применим только для небольших бассейнов грунтовых и артезианских вод инфильтрационного типа и при наличии достаточно надежных данных по гидродинамическим параметрам бассейна.

Метод инертных газов основан на том, что при радиоактивном распаде химически инертные газы накапливаются в водоносных горизонтах, и их количество тем больше, чем древнее возраст воды. При этом необходимо, естественно, учитывать возможные потери газов путем диффузии, конвекции или перехода в свободную фазу. Этот метод применим для определения возраста древних седимен-тационных вод.

Инертные газы, растворенные в подземных водах, являются показателем возраста сравнительно древних вод, время нахождения которых в недрах земли исчисляется, как правило, миллионами лет.

В гидрогеологии широко используется метод расчета возраста подземных вод по гелиево-аргоновому отношению растворенных газов. Сущность его состоит в том, что количество аргона как газа преимущественно воздушного происхождения в течение времени остается практически неизменным, а гелий, будучи газом радиогенного генезиса, постепенно накапливается в подземных водах. Следовательно, чем выше возраст, тем больше должна быть величина гелиево-аргонного отношения.

Формула для определении возраста подземных вод предложена В.П.

Савченко и затем несколько видоизменена А.Л. Козловым. При расчетах необходимо учитывать только аргон воздушного происхождения.

Радиогенный аргон, количество которого (главным образом за счет радиоактивного распада 40К) может достигать иногда более 50% от общего аргона, исключается, а формула принимает следующий вид:

Т = K (Не/Аг B ) (7.5) где Т — возраст подземных вод;

К — коэффициент, зависящий от радиоактивности, пористости и плотности пород, степени отдачи гелия породами и его диффундирующей способности;

Не — содержание гелия;

Аг в — содержание воздушного аргона.

Коэффициент К — величина переменная. Ориентируясь на средние значения параметров (радиоактивность, пористость и т.д.), В.П. Савченко принимал его равным 77,1, а А.Л. Козлов — 115. В каждом случае требуется определить этот коэффициент применительно к конкретным геологическим условиям. В породах с фоновой радиоактивностью и "нормальной" отдачей гелия породами в воду значения К зависят прежде всего от плотности и пористости пород. В этом случае Е.В. Пиннекер рекомендует пользоваться графиком зависимости этого коэффициента от пористости пород (рис. 7.8). Более подробно приемы подобных расчетов можно найти в книгах [5,6].

Рис. 7.8. Зависимость К от пористости пород при расчете возраста подземных вод Метод радиоактивных изотопов основан на свойстве последних распадаться с определенной скоростью в любых теологических условиях. При попадании в подземные воды (при отсутствии другого источника) их количество монотонно убывает. Следовательно, чем меньше их содержание, тем выше возраст Воды. Особенно широко для этих целей используются изотопы водорода (тритий), углерода (14 С), урана и некоторых других элементов.

В следствие относительно малого периода распада трития (12, года) он используется для определения возраста современных вод (не более 100 лет). Трудности тритиевого метода связаны в основном с неопределенностью его концентраций в атмосферных осадках, вызванной атомными испытаниями в атмосфере. До 1952 г. концентрация трития в атмосферных осадках не превышала 10 Т.Е. Однако при неод нократных испытаниях ядерных бомб она возросла в сотни раз (см. рис. 3.5 и 5.4).

После прекращения массовых взрывов, начиная с 1962 г., уровень трития в атмосферных осадках стал падать, хотя он до сих пор не достиг естественного фона. Причина заключается в продолжающихся испытаниях ядерного оружия в атмосфере (Китай, Франция) и выбросах трития предприятиями по переработке атомного топлива. Зараженность атмосферы термоядерным тритием затрудняет определение возраста подземных вод, требуя внесения в расчеты необходимых поправок на диагностику уровня тритиевой концентрации в области питания. Тем не менее метод широко применяется, так как тритий легко обнаруживается в небольших количествах и не сорбируется породами.

Для более точного определения возраста воды тритиевым методом И.Н.

Толстихин и И.Л. Каменский рекомендуют использовать дополнительно данные и о продукте -распада трития — 3Не. В этом случае формула расчета возраста воды Т (лет) выглядит следующим образом:

Т = (1/) ln[(3 Н + 3 Не - 3 Неа тм)/3 Н], (7.6) где — постоянная распада трития, равная 0,056;

3 Н — концентрация трития в подземных водах, Т.Е;

3 Не — концентрация изотопа гелия в подземных водах;

3 Неатм — содержание изотопа гелия в дождевых водах до инфильтрации.

Изучение трития в гидрогеологических целях позволяет определять не только возраст "молодых" вод, но и дает информацию об условиях их питания, взаимосвязи водоносных горизонтов, скорости водообмена, скорости движения воды и т.д.

Период полураспада радиоуглерода ( 14 С) равен 5730 лет, это дает возможность определения возраста воды до 25 тыс. лет, что расширяет границы палеогидрогеологических построений. Вместе с тем здесь имеются и свои трудности. Дело в том, что в отличие от трития радиоуглерод активно участвует в процессах изотопного обмена с углеродом органического вещества и карбонатных пород. В результате даже после внесения соответствующих поправок радиоуглеродный метод, как правило, завышает возраст воды. Кроме того, следует иметь в виду наличие в атмосфере углерода термоядерных взрывов (до 100% и более от содержания 14 С) и возможность разубоживания 14 С углекислотой, появившейся от сжигания ископаемого топлива. Точность радиоуглеродного метода составляет ориентировочно 1000 лет. Следовательно, использовать его рекомендуется для изучения подземных вод, возраст которых превышает 2000-3000 лет.

Определение возраста подземных вод радиоуглеродным методом требует учета только атмосферного 14 С и "изоляции" 14 С, попавшего в подземные воды из других источников (вмещающих пород, в результате смешения с другими водами и т.д.). Условие это не всегда выполнимо и ограничивает применимость метода. Поэтому, если подземные воды находятся в карбонатных породах или связаны с органическим веществом, применять его затруднительно. Однако в терригенных породах радиоуглеродный метод отличается хорошей точностью и обеспечивает, по обобщенным данным Е.В.

Пиннекера, хорошие результаты.

Более подробно распределение 37 рассматриваемых изотопов, а также 7Ве, 10Ве, Na, A1, Si, P, Р, С1, Аг, Аг и их использование в решении 22 26 32 32 33 гидрогеологических и гидрологических задач (смешение вод, водообмен в бассейнах, динамика грунтовых вод, питание и разгрузка подземных вод, взаимосвязь водоносных горизонтов, определение возраста воды и т.д.) рассмотрено в книге В.И. Феррон-ского и др. [8].

При определении возраста подземных вод кроме короткоживу-щих космогенных изотопов используются также долгоживущие радиогенные изотопы, образующиеся в земной коре естественным путем. В этих целях наиболее широко применимы изотопы урана и, в частности, отношение U/238U. Идея использования этого отношения базируется на 5 разной длительности 9периодов полураспада этих изотопов: 234 U — 2,48·10 лет, a U — 4,51·10 лет. После попадания в подземные воды вследствие более быстрого распада 234U это отношение уменьшается пропорционально времени нахождения воды в горных породах.

Метод урановых и вообще долгоживущих изотопов применим только для древних вод, возраст которых составляет более 1 млн. лет. Кроме того, следует учитывать масштабы взаимодействия этих изотопов с горными породами (сорбция, десорбция, минеральные преобразования и т.д.). В настоящее время решение этой задачи представляется достаточно сложным делом. Поэтому метод может быть использован только в комплексе с другим и.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ 1. Чем отличается палеогидрогеология от исторической гидрогеоло гии?

2. Назовите ведущие принципы, положенные в основу палеогйдро геологии.

3. В чем различие гидрогеологического цикла и цикла во дообмена?

4. Какие, главные факторы приво дят к фракционированию изото пов?

5. Что понимается по д возрастом по дземных во д?

6. Какие изотопы испо льзую тся для определения возраста по дзем ных во д?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Басков Е.Л. Основы палео гидро гео логии ру дных месторожде ний. - Л.: Недр а, 1985.

2. Геология нефти и газа Западной Сибири/А.Э. Конторович, И.И.

Нестеро в, Ф.К. Салмано в и др. - М.: Недр а, 1975.

3. Карцев А.А., Вагин С.Б., Басков ЕЛ. Палеогидрогео ло гия. М.: Недра, 1969.

4. Карцев АЛ. Гидрогео логия неф тяных и газовых месторождений.

- М.: Недр а, 1972.

5. Короткое А.И., Павлов В.Н. Гидро химический метод в геоло гии и гидрогео логии. - Л.: Недра, 1972.

6. Основы гидрогеоло гии. Геологическая деятельность и история во ды в зем ных недра х/ Е.В. Пиннекер, Б.И. Писарский, С.Л. Шварцев и др. - Ново сибирск: Наука, 1982.

7. Смир нов С И. Историческая гидро гео ло гия. - М.: Недра, 1991.

8. Ф е рр он ск ий В. И., П о ляко в В. А., Ро м а но в В. В. Ко с м ог е н ны е изо то пы гидросф еры. - М.: Нау ка, 1984.

9. Эволюция геоло гических процессов в истории Зем ли/ По д ред.

Н.П. Лаверо ва. - М.: Нау ка, 1993.

Г лава ФУНДАМЕНТ АЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ГИДРОСФЕРЫ СИНЕРГЕТИКА СИСТ ЕМЫ ВОДА – ПОРОДА И зложенное в предыдущих разделах доказывает совершенно особую геологическую роль подземной гидросферы в истории Земли, развитии и становлении жизни, преобразовании лика нашей планеты, геохимическом перераспределении элементов, формировании и поддержании в стабильном состоянии окружающей, среды. В настоящем разделе мы углубим представления о фундаментальных свойствах гидросферы в целом, т.е. таких ее особенностях, которые ей присущи, как геологической системе, определя ющей прогрессивное и поступательное развитие Земли как самоор ганизующейся гиперсистемы.

8.1. ОСОБОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ВОДЫ И ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ГИДРОСФЕРЫ Первым особое положение воды в истории Земли осознал и наиболее полно обосновал В.И. Вернадский. Его основной труд "История природных вод" остается актуальнейшим и в наши дни [1]. До него отдельные важные положения об особой геологической роли воды были высказаны Г.

Агриколой, М.В. Ломоносовым, основателями школы нептунистов (А.Г.

Вернер, Ж. Ламарк и др.), Э. Зюссом, А. Добре, И.В. Мушкетовым, Е.А.

Басковым и др.

Нельзя не начать рассмотрение вопроса об особом положении воды в истории Земли с глубочайшего заключения В.И. Вернадского о том, что "вода стоит особняком в истории нашей планеты. Нет природного тела, которое могло бы сравниться с ней по влиянию на ход основных, самых грандиозных геологических процессов" [1, с. 16]. Эта мысль великого ученого развивается применительно к разным оболочкам Земли: 1) не только земная поверхность, но и глубокие части планеты определяются в самых существенных проявлениях наличием и свойствами воды;

2) вода создает основные механизмы земной коры, вплоть до магматической оболочки по крайней мере;

3) ею вызывается и отчасти создается электрическое поле планеты и ее атмосферы;

4) свойства воды создают климат и определяют термодинамику атмосферы, 5) вода определяет всю химию земной коры и среду жизни;

6) природная вода охватывает и создает всю жизнь человека, так как едва ли есть какое-нибудь другое природное тело, которое бы до такой степени определяла его общественный уклад, быт, суще ствование;

7) вода определяет и создает всю биосферу.

За каждым из приведенных высказываний — глубочайшее научное обобщение многочисленных эмпирических фактов, величайшая, сконцентрированная в емкой фразе мысль, определяющая парадигму всего нашего знания о роли воды в развитии нашей планеты и ее особого положения среди всех природных тел. Было бы, поэтому, справедливо идею ученого о том, что "вода занимает особое положение и стоит особняком в истории нашей планеты" назвать постулатом В.И. Вернадского.

Значимость данного постулата подтверждается все новыми и новыми фактическими материалами и многочисленными научными концепциями.

Остановимся на важнейших из них.

1. Строение воды. После того как в 1780 г. Г. Кавендиш и А. Лавуазье экспериментально установили, что вода состоит из кислорода и водорода, началось изучение ее свойств и строения. Постепенно выяснилось, что вода отличается от других природных соединений необычно сложным строением (см.

раздел 1.2), изучение которого по сути только начинается. Разработано много разнообразных моделей строения воды, но все они носят скорее гипотетичес кий характер. Нет сомнения, что на этом пути науку ожидают в ближайшие десятилетия крупные открытия. Тем не менее уже сегодня совершенно очевидны по крайней мере два важных обстоятельства, которые определяют фундаментальные свойства воды. Первое из них состоит в том, что строение и свойства воды обеспечивают наиболее благоприятные условия для развития жизни на Земле. Для доказательства приведем только один пример. Как известно из законов физики, все тела при нагревании расширяются, а при охлаждении сжимаются. Но из этого правила, оказывается, есть исключение.

И этим исключением является вода, которая ведет себя иначе. Если бы при превращении в лед (охлаждении) вода сжималась, лед был бы тяжелее воды и тонул бы на дно рек, озер, водоемов. Большинство рек и озер даже в умеренных широтах в зимний период были бы проморожены до дна, что сделало бы жизнь в той форме, которая существует на Земле, в этих водоемах и всех водосборных площадях невозможной. И такие примеры, вытекающие из строения воды, можно продолжить.

Второе фундаментальное свойство воды связано с исключительным многообразием и непрерывной изменчивостью ее структуры по мере изменения многочисленных внешних факторов (T, Р, количества воды, концентрации химических соединений, физических полей и т.д.). В самом деле, кто не любовался многообразием и красотой ледяных узоров на окнах, необычайным разнообразием снежинок, инея на деревьях, льда на реках и озерах, тумана, облаков и т.д. Но это только незначительная часть скрытого от глаз мира структур и свойств воды. Как нет абсолютно одина ковых двух капель воды, так нет двух типов воды одинаковых по структуре. Структура воды меняется не только в пространстве при переходе от одного его химического типа или вида к другому, от грунтовых вод к артезианским, от пленочных к гидроскопичес-ким, от горячих к холодным, но и во времени вследствие изменений температуры, давления, состава газов и органических соединений, концентрации вещества, магнитного, электрического, гравитационного и многих других полей.

Структура любого водного раствора меняется непрерывно, но строго закономерно, как течение воды в реке. Изменение структуры воды — это еще одно ее невидимое глазом течение, к сожалению, очень слабо охваченное научной мыслью. Поэтому изучение структуры воды — одна из важнейших задач всей фундаментальной науки. Имеются все основания предполагать, что основа многообразия окружающего нас мира кроется в многообразии именно структуры воды и ее способности к непрерывному многоплановому изменению и, как будет показано ниже, функции передачи информации через изменение этой структуры.

2. "Всюдностъ" воды. Трудно лучше В.И. Вернадского выразить мысль о способности воды в разных формах и фазовых состояниях проникать во все без исключения земные образования. "Нет земного вещества — минерала, горной породы, живого тела, которое бы ее не заключало. Все земное вещество — под влиянием свойственных воде частичных сил, ее парообразного состояния, ее вездесущности в верхней части планеты — ею проникнуто и охвачено" [1, с. 16].

Накапливающиеся новые данные постоянно подтверждают это эмпирическое обобщение В.И. Вернадского (см. раздел 2). Так, бурение дна Мирового океана выявило новые данные о глубоком проникновении океанической воды в базальтовый слой и ее участии в процессах серпентинизации горных пород. В срединно-океаничес-ких хребтах обнаружены выходы горячих термальных вод (Т 300° С) типа гидротерм, отлагающих в больших масштабах рудные минералы. Все больше и больше накапливается данных о высокой водообильности зон субдукции. Бурение Кольской сверхглубокой скважины подтвердило высокую обводненность горных пород на больших глубинах в пределах древних щитов. Во всех этих случаях речь идет о свободных водах.

Всюдность других видов воды, включая физически- и химически связанные их формы, признается исследователями не только в земной коре и верхней мантии, но и в нижней мантии и даже во внешнем ядре. Вода в этих оболочках находится во включениях кристаллов, в виде тончайших, пленок между ними, входит в состав многих минералов, растворена или диссоциирована в виде ионов в магматическом расплаве и т.д. Многие крупнейшие ученые (Д.С. Коржинский, В.А. Жариков, А.А. Маракушев, Л.Л. Перчук, Ю.А. Кузнецов, И.М. Волохов, Ф.А. Летников, Б.В. Олейников и др.) большое значение придают потоку восходящих (сквозь магмати ческих или трансмагматических) флюидов из мантии в земную кору. Генерация таких флюидов связывается с дегазацией Земли и дегидратацией водосодержащих минералов в мантии. Расхождения касаются только темпов таких процессов и структурных зон пла неты, где эти процессы геологически значимы. И хотя прямых доказательств существования такого флюидного потока пока не найдено, сомневаться в наличии воды в глубоких зонах Земли вряд ли стоит [5].

В последнее время новосибирский исследователь Б.А. Фурсенко установил еще один, на первый взгляд, парадоксальный факт, связанный с проникновением воды в решетку минералов при сжатии последних под давлением. Подчеркнем, что под большим давлением, когда, казалось бы, вода должна выдавливаться из кристаллической решетки. Такое явление установлено в каркасных силикатах, для которых характерно наличие гибкого "разворачивающегося" под большим давлением каркаса, способного к увеличению каналов в результате разворота тетраэдров или даже целых фрагментов каркаса, и соответственно заполнению молекулами воды дополнительных (ранее вакантных) позиций в новом каркасе.

На этом и других примерах мы видим разнообразные способности воды проникать в малейшие пустоты, расположенные не только в межзерновом пространстве, но и непосредственно в кристаллической решетке. Тем самым подтверждается мысль, что вода постоянно "завоевывает" все новое и новое геологическое пространство и постепенно расширяет сферу своего влияния на ход новых геологических процессов и явлений.

Таким образом, свойство воды, состоящее в ее способности "захватывать" новое геологическое пространство, проникать во все земные (геологические и биологические) образования, изменять и разнообразить свои формы нахождения (виды воды) в зависимости от конкретной геологической ситуации и тем самым менять состав и формы земных тел, характеризует ее всепроникающие способности и распространение во всех без исключения оболочках Земли. В этом состоит проявление совершенно особого положе ния воды на Земле.

3. Геологически вечная подвижность воды. "Масса воды, по крайней мере в 3,8·1020 г, находится в вечном, непрерывном, нео-хватимом воображением, но поддающемся учету научной мысли, разнообразном движении" [1, с. 17].

Движение воды весьма многообразно и проявляется в многочисленных круговоротах (см. разделы 3 и 4). Оно происходит под влиянием силы тяжести, молекулярного движения ее ассоциатов при смене фазового состо яния, солнечной (тепловой) энергии, под действием сил, возника ющих на границе систем вода — порода, вода — газ, вода — органическое вещество, тектонических или других напряжений, возникающих в недрах. Но главная форма движения воды — это ее перемещение вместе с горной породой или, точнее, — вместе с геологической средой в процессе разнообразных геологических круговоротов вещества. И только периодически в определенных геологических условиях вода либо покидает горную породу, либо поглощается ею. Поэтому следует говорить о единой геологической форме движения воды на нашей планете как о важнейшей составляющей геологической формы движения материи в целом, обоснованной академиком Б.М. Кедровым.

Геологическая форма движения воды имеет сложную природу, связанную с перемещением воды как через породу, так и вместе с породой в различных видах и формах, включая различные фазовые состояния, химические преобразования молекулы, растворение в магматическом расплаве и т.д. Неотъемлемая черта геологической формы движения воды в отличие от механической или физической — непрерывное взаимодействие с горными породами, при котором вода, двигаясь, последовательно меняет физические свойства и соответственно характер взаимодействия с вмещающими ее телами.

В общем виде можно наметить четыре разновидности геологической формы движения воды: 1) метеогенная, отличающаяся тем, что вода просачивается сквозь поры горных пород;

2) техногенная, близкая по сути к метеогенной, которая однако, изменена существенно техногенной деятельностью человека;

3) литогенная, при которой перенос воды частично или полностью происходит совместно с вмещающими ее горными породами и органическим веществом;

4) магматогенная, обусловленная как движением самого магматического расплава, так и всеми другими явлениями, сопро вождающими этот процесс (отделением воды, синтезом ее молекул, сквозьмагматическим перемещением и т.д.).

Еще несколько столетий назад великий натуралист Г. Галилей как-то сказал, что "легче изучить движение спутников Юпитера, чем движение воды". При этом он имел в виду только течение воды в потоке.

Применительно же к геологической форме движения воды в ее многообразии слова Г. Галилея и в наши дни звучат актуально. Сложность и многообразие движения воды определяют фундаментальные свойства гидросферы в целом.

4. Единство природных вод. Все природные воды, где бы они не находились, всегда связаны между собой и представляют единое целое. "Все, что происходит с любой водой в одном каком-нибудь месте, отражается в действительности на всей ее земной массе" [1, с. 592]. Такое единство природных вод, имеющее полную аналогию с живым веществом, по В.И.

Вернадскому, определяется двумя основными явлениями: 1) чрезвычайно легким переходом воды в термодинамических условиях земной коры из одного фазового состояния в другое и 2) постоянным присутствием в воде газовых компонентов: природная вода всегда газовый раствор.

Подчеркнем, что В.И. Вернадский различал пять фазовых состояний воды на земле: кроме известных — жидкого, парообразного и твердого, — еще волосное и ионное. Первое представлено огромным классом физически связанных вод, находящихся под непосредственным влиянием твердого тела, второе — электрически заряженными молекулярными комплексами воды, широко развитыми в атмосфере. Непрерывный переход одного состояния воды в другое обеспечивает целостность ее геологического тела при разнообразных формах его проявления.

Единство воды обусловливается также ее единым генезисом на земле, а возможно, и в Космосе, относительно изолированным положением капельно жидкой воды на нашей планете, проникающим распределением различных форм воды во все земные оболочки -атмосферу, литосферу, биосферу, мантию и др., взаимодействием различных типов и видов воды в процессе многочисленных круговоротов и т.д.

5. Разнообразие видов и форм проявления воды. Единство при родных вод не мешает поражающему воображение многообразию форм ее проявления на Земле. Одно целое по существу — вода земных недр — исключительно многообразна в разных частях, уровнях и истории нашей планеты. Это свойство проявляется во всем, что ка сается воды: геологических формах залегания (горизонт, пласт, река, линза, лед, пароводяная смесь), характере движения (фильтрация, диффузия, осмос, капиллярное поднятие, молекулярное перемещение), фазовом состоянии (твердое, жидкое, парообразное, волосное, ион ное, диссоциированное), видах вхождения в структуру минерала (ион ное, молекулярное, конденсированное, сорбированное, замещения), взаимодействии с поверхностью минерала (физическое, химическое, механическое), проявлении на поверхности земли (океан, озеро, река, родник, гейзер, болото, наледь, водопад), форме заполнения геоло гических тел (поры, трещины, жилы, каверны, карстовые пустоты, микрокапилляры, вода в камне).

При этом вода не просто заполняет какую-либо пустоту, но, двигаясь и взаимодействуя с водовмещающим веществом, меняет форму тела (своего "жилища"), его перестраивает и видоизменяет. Противоречие между стремлением воды заполнять какой-либо объем и одновременно его видоизменять — одно из главных, определяющих прогрессивное развитие в неживой природе.

Если еще напомнить о многообразии генетических типов воды, их химического и газового состава, температуры, рН, Eh, комплексных формах элементов, строения молекул воды, типов взаимодействия органического вещества, фазовых переходах, то становится очевидным, что мы имеем миллионы и миллиарды форм, видов, типов проявлений воды на нашей планете. Нет на Земле другого тела, сравнимого по многообразию проявлений с водой. При этом очевидно, что многообразие живого мира генетически связано с многообразием форм проявления воды.

6. Диссимметрия в положении гидросферы на Земле. Исключи тельное положение вод в земной коре позволило В.И. Вернадскому поставить вопрос о важном влиянии гидросферы на строение глубоких частей нашей планеты. Исходным положением для этого служит факт диссимметричного расположения воды на поверхности земли, поскольку в северном полушарии резко доминирует суша, а в южном — океан. Учитывая, что с первой связан континентальный тип земной коры, а со вторым океанический, В.И. Вернадский показал, что преобладание площади океанов над площадью суши должно существовать неизменно в течение всей геологической ис тории. Отсюда вытекает, что диссимметрия воды, связанная с распределением суши и моря, есть явление не географическое, как думали раньше, а геологическое, и оно определяет в течение всей геологической истории строение, по крайней мере, земной коры. Это, в свою очередь, сказывается и на днесимметричном распределении воды по глубине в земной коре и мантии.

Диссимметрия положения воды на поверхности земли проявляется в истории всей гидросферы, глубинном строении недр, многих других геологических явлениях. Все это свидетельствует о фундаментальных свойствах этого явления.

7. Водное равновесие земной коры. Вся земная кора сплошь пронизана разными формами воды, которые связаны между собой многими физическими, химическими и другими явлениями и процес сами. В земных недрах нет полностью изолированных водных масс, не связанных с другими типами или формами воды. В геологичес ком времени вся масса воды (океан, захороненные, возрожденные, ювенильные) составляет единое сложное геологически длительное динамическое равновесие, которое В.И. Вернадский назвал основ ным водным равновесием земной коры.

Основное водное равновесие — это общее представление о существующем в каждый данный отрезок времени динамическом равновесии между многочисленными типами и формами природных вод в недрах земли, материально связанных между собой миграцией атомов и молекул из одного состояния в другое, из одного типа или вида воды — в другой, из одной полости или тела — в другую. Нельзя забывать, что каждое вещество в недрах земли пронизано тончайшими образованиями волосной воды, являющейся частью этого вещества или тела, но и способной одновременно к обмену энергией, веществом, информацией, который происходит непрерывно, изменяя само это тело.

В результате всего этого динамическое равновесие устанавливается не только между разными типами и формами воды, но и воды с газами, органическим веществом, живым организмом, с горными породами, отдельными минералами. Отсюда важность динамического равновесия всей природной системы вода—порода—газ—органическое вещество.

8. Водообмен — интегрированный показатель взаимодействия.

Любые виды подземных вод не просто перемещаются в недрах земли, они непрерывно взаимодействуют с горными породами, газа ми, органическим веществом. Скорость и направленность протекающих процессов в конечном счете определяются интенсивностью водообмена, который контролирует главный показатель этого процесса — время, взаимодействия.

С увеличением последнего не только растет общая минерализация воды, но (что главное) и меняется характер взаимодействия в самой системе вода — порода — газ — органическое вещество: вместо одних вторичных минералов или продуктов метаморфизма органического вещества формируются другие, изменяется соотношение выносимых водой и накапливаемых химических элементов, трансформируется характер геологической среды, меняются фильтрационные параметры горных пород и т.д. Говоря иначе, меняется направленность эволюционного развития всей системы.

Сказанное крайне важно, так как показывает, что водообмен, контролируя продолжительность взаимодействия в рассматриваемой системе, выступает одной из наиболее фундаментальных характеристик окружающего нас мира, определяющих ход наиболее грандиозных геологических процессов в земной коре.

В самое последнее время удалось получить доказательства того, что система вода — порода является самоорганизующейся, способной направлять ход многих геологических процессов. Рассмотрим этот вопрос более подробно.

8.2. САМООРГАНИЗАЦИЯ СИСТЕМЫ ВОДА — ПОРОДА Начиная с 70-х годов нашего столетия в науку прочно вошел новый и не совсем понятный термин "синергетика", введенный немецким физиком Г.

Хакеном. Этот термин закрепил появление новой науки о самоорганизации материи в динамических неравновесных системах, получившей соответственно название синергетики, которая сразу же привлекла внимание ученых разных научных направлений.

Учитывая всеобъемлющий характер охвата природных явле ний, синергетику называют не просто наукой, а инвариантом, т.е. наукой законов о законах или наукой самого высокого уровня, формирующей наряду с естествознанием и философией современное научное мировоззрение.

Неоценимый вклад в разработку этого научного инварианта или парадигму внесли И.Р. Пригожий, Г. Ха-кен, Р. Дефей, Г. Николис, У.Р. Эшби, И.

Стенгерс, В. Эбелинг, М. Эйген и многие другие.

В последние годы положения синергетики активно проникают и в геологию. На базе фундаментальных идей В.И. Вернадского, Д.С.

Коржинского, А.Л. Яншина, В.А. Жарикова, А.Э. Конторо-вича, Г.Л.

Поспелова разработаны некоторые положения синергетики геологических систем [3]. Показано, что большая часть таких систем относится к разряду открытых, нелинейных, динамически активных, постоянно обменивающихся веществом и энергией с окружающим пространством. Все эти свойства служат признаком самоорганизующихся систем. Под последними понимают способность системы самостоятельно выбирать один из множества возможных путей ее эволюции, сопровождающийся уменьшением производства энтропии. Одной из геологических систем, наиболее полно удовлетворяющих критериям самоорганизации, является система вода — порода, составная часть более общей основополагающей для земной коры системы вода — порода — газ — органическое вещество [7]. Рассмотрим суть явления самоорганизации более подробно на примере этой системы.

8.2.1. Неравновесность как важнейший фактор самоорганизации системы вода — порода В целом неравновесный характер системы вода — порода в верхней части земной коры геологам хорошо известен. Он проявляется в разрушении водой горных пород и образовании новых минеральных фаз и целых зон вторично измененных пород. Д.С. Коржинс-кий считал, что эта система остается неравновесной и на значительных глубинах в области действия гидротермальных, метасо-матических, метаморфических и других глубинных процессов [2]. И только на отдельных относительно небольших участках, когда скорость движения воды становится меньше скорости протекания химических реакций, в системе устанавливается локальное (мозаичное) равновесие.

В настоящее время равновесие воды с горными породами рассматривается с иных позиций (см. раздел 5.2.2). На базе огромного фактического материала по равновесию разнообразных типов под земных вод с горными породами нами выдвинуто положение о равновесно-неравновесном состоянии этой системы. Согласно этому положению в природных условиях вода независимо от глубины залегания и скорости движения всегда не равновесна с одними минералами, которые она растворяет, но одновременно равновесна с другими, которые она формирует. При этом важно, что вторичный минеральный комплекс того или иного состава, равновесный с водой, формируется на протяжении всего времени взаимодействия системы вода — порода и на разных глубинах, а не только тогда, когда наступает локальное равновесие.

На рис. 8.1 показан пример достаточно простой геологической системы, состоящей из анортита, кальцита и природной воды разного состава.


Расположение точек на рисунке показывает, что все воды с минерализацией более 0,4-0,6 г/л равновесны или пересыщены к кальциту, но находятся далеко от равновесия с анортитом. Поэтому они растворяют анортит, но осаждают кальцит. Следовательно, кальций из одного минерала через раствор переходит в другой. В течение геологического времени количество анортита в Рис. 8.1. Степень насыщения подземных вод разной мине рализации относительно кальцита и анортита:

К1 — константа растворения анортита при разных парциальных давления х СО 2;

К2 — то же, каль цита;

1 — 9 — подземные воды зоны гипергенез а разных регионов мира;

10 — соленые воды Донбасса;

11 — океаническая вода;

12 — соленые седиментационные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна: 13 — 16 — рассолы Сибирской платформы системе будет уменьшаться, а кальцита — расти. При этом содержание кальция в контактирующей с этими минералами воде увеличиваться будет только до предела, определяемого параметрами геохимической среды, так как образование кальцита служит барьером и ограничивает рост этого элемента в растворе. Но если это так, то очевидно, что равновесие с анортитом достигнуто не будет и процесс может продолжаться бесконечно долго. Вот эта непрерывность и нелинейность процесса как раз и являются отличительными признаками синергетических систем.

Равновесно-неравновесное состояние системы вода — порода определяет ее неоднозначность, способствующую непрерывному взаимодействию вследствие стремления к равновесию, которое в реальных геологических условиях по ряду причин никогда и нигде полностью не достигается. Неравновесность системы побуждает ее к непрерывному внутреннему саморазвитию, формированию новых структурно-пространственных образований (вторичные минералы и геохимические типы воды), возникновению синергетических явлений самоорганизации в области, далекой от равновесия.

По И.Р. Пригожину и И. Стенгерсу, в случае термодинамического равновесия системы ее элементы (молекулы) ведут себя независимо один от другого, так как каждый из них "игнорирует" все остальные и ведет себя пассивно. Такие элементы системы авторы предлагают называть гипнонами, т.е. пребывающими в гипнотичес ки-спящем состоянии. Переход в неравновесное состояние "пробуждает" гипноны, между которыми устанавливается когерентная связь, и поэтому они перестают быть независимыми. В этом случае "система ведет себя так, как если бы она была вместилищем дально-действующих сил. Несмотря на то, что силы молекулярного взаимодействия являются короткодействующими (действуют на расстоянии 10-8 см), система строится так, как если бы каждая молекула была "информирована" о состоянии системы в целом" [4].

Для синергетики, в отличие от кибернетики, неравновесность не источник гибели, не состояние деструкции, а, напротив, — основание становления упорядочности, причина структурогенеза и эволюции системы в целом.

Неравновесность — движущая сила эволюции, которая приводит в конечном итоге к изменению необратимых потоков энергии (и вещества), возникающих при стремлении к равновесию закрытых мегасистем. С рассматриваемых позиций равновесно-неравновесный характер системы вода — порода выступает главным фактором эволюции минерального вещества многообразных процессов его самоорганизации и саморазвития.

8.2.2. Возникновение и усложнение пространственно-временных структур водно-минеральных систем Одним из важнейших признаков самоорганизации системы является целенаправленное возникновение, развитие и распад новых пространственно временных структур. Взаимодействие воды с горными породами, прежде всего алюмосиликатами, как нельзя лучше удовлетворяет этому условию. В самом деле гидролиз алюмосиликатов, как известно [7], приводит к разрушению исходной твердой фазы, химическому разложению воды с одновременным образованием новой минеральной фазы того или иного состава [см. уравнение (5.17)].

Следовательно, взаимодействие двух фаз (воды и породы) приводит к формированию нового (вторичного) образования, которое может формироваться либо на месте разрушаемого водой минерала, повторяя его структуру (псевдоморфное замещение), либо на значительном расстоянии от него. В любом случае из двух компонентов системы (вода и порода) возникает третий, что является явным признаком усложнения и развития системы. Возникающая вторичная минеральная фаза, формируя новые структурные элементы, придает развивающейся системe новые свойства, не присущие ей ранее. Одновременно меняется и состав водного раствора, который через полученные из породы и самой воды химические компоненты образует новую геохимическую среду, воздействующую на характер вторичной минеральной фазы, изменяющей также в конечном итоге свой состав. Вместо каолинита при выветривании начинает формироваться, например, монтморрилонит. В результате этого система еще более усложняется, так как появляется допол нительный структурный элемент, лучше приспособленный к конкретным условиям среды и отражающий энергетически более выгодное состояние данной системы.

Формирующиеся вторичные минеральные фазы являются продуктом среды. При этом сама среда выступает не чем-то внешним относительно исследуемой системы, а продуктом ее эволюции, который, однако, оказывает непосредственное воздействие на направленность развития самой системы.

Механизм этого воздействия состоит в следующем. Вода растворяет исходную горную породу и обогащается теми или иными химическими элементами. При этом меняются значения таких важнейших показателей геохимической среды, как рН, Eh и соленость водного раствора. Эта формирующаяся и непрерывно изменяющаяся среда контролирует состав возникающей вторичной минеральной фазы. Но когда та выпадает из раствора, меняется и характер среды. Измененная среда приводит к выпадению другой минеральной фазы, что опять же сказывается на характере самой среды. Растворяющаяся порода, между тем, также продолжает оказывать воздействие на среду, восстанавливая связываемые вторичной фазой химические эле менты.

Налицо одно из важнейших противоречий рассматриваемой системы, которое определяет способность ее к непрерывному эволюционному развитию, присущему самоорганизующимся системам. Среда, таким образом, выступает как неразрывная часть эволюции самой системы, как продукт этой системы, эволюцио-низирующий вместе с нею. При этом развитие системы и среды выступает как единое целое.

Формирование и рост вторичных минеральных фаз в строгом единстве с геохимической средой есть саморазвивающийся процесс, так как он протекает в направлении от частей разрозненных к частям связанным, что, по У.Р.

Эшби, является важнейшим признаком самоорганизующейся системы.

Формирование вторичной минеральной фазы представляет собой в сущности зарождение качественно новой системы, состоящей из новых (дополнительных) структурных элементов, которые более упорядочены, приспособлены к условиям среды и поэтому из локальной области (точки зарождения), постепенно расширяясь, захватывают или отвоевывают все новое и новое геологическое пространство. Таковыми, например, являются латериты, оккупировавшие тропические области, глинистые продукты выветривания, широко развитые в условиях умеренного климата, железисто марганцевые конкреции, отвоевавшие себе центральные части дна океанов, карбонатные калькреты, развитые в степных ландшафтах, и т.д. К этому же типу относятся мощные зоны хлоритизации, монтморил-лонитизации, гидрослюдизации в осадочных бассейнах, зоны гидротермально измененных пород, развитые вокруг рудных месторождений, и, что самое главное для гидрогеологии, разнообразные геохимические типы вод, тесно ассоциирующие с названными вторич ными продуктами. Это ультрапресные кремнистые воды тропических областей, ассоциирующие с латеритами, содовые воды лесосте-пей, ассоциирующие с вторичными карбонатами, крепкие рассолы хлоридно кальциевого типа, связанные с гипсоносно-соленосными формациями, и т.д.

Зарождение и постепенное распространение в геологическом пространстве вторичных минеральных фаз, геохимически тесно связанных со строго определенными химическими типами воды, — пример саморазвития и самоорганизации геологических систем.

Необходимо подчеркнуть, что в процессе эволюционного развития системы вода — порода из одного первичного минерала и воды происходит стадийное образование целой гаммы вторичных продуктов, ассоциирующих со строго определенными геохимическими типами воды. Так, например, анортит при длительной геологической эволюции с водой может сформировать гиббсит, бемит, каолинит, монтмориллонит, кальцит, альбит, хлорит, разнообразные цеолиты, эпидот, ломонтит, флюорит и т.д. Каждый из этих минералов устойчив только в ассоциации с водой строго определенного химического состава. В этой способности рассматриваемой системы к непрерывному "размножению" кроются истоки всей геологической, а затем и биологической эволюции природных систем. Эволюция же системы выражается в повышении организованности формирующихся тел и темпов ее изменения.

8.2.3. Механизмы геологической саморегуляции системы вода — порода Образование вторичной минеральной фазы приводит систему в принципиально иное более сложное состояние, которое в синергетике получило название "стационарного", находящегося в состоянии подвижного равновесия. Применительно к рассматриваемому случаю речь идет о равновесии воды с формирующимся вторичным минералом. Поскольку состав воды во времени меняется, образование вторичной фазы не стабильно, и даже в течение каких-то отрезков времени она может снова растворяться, но равновесие в системе сохраняется. Поэтому говорят о подвижном, т.е.

меняющем свою направленность равновесии.

В развивающейся системе таких стационарных состояний, после- довательно сменяющих друг друга или существующих одновременно, может быть несколько. Их число не ограничено и, в принципе, может быть бесконечным.

Накопление элементов в водном растворе происходит непрерывно.


Соответственно один геохимический тип воды переходит в другой, одна минеральная фаза сменяется на другую. Отсюда в минералогии давно сформировалось представление о стадийности минералообразования, а в гидрогеологии — учение о метаморфизации состава подземных вод.

Пример наблюдаемой в природе последовательности вторичного минералообразования показан на рис. 5.9. Вода, движущаяся в горных породах, последовательно насыщается относительно гидро-ксидов Fe и А1, затем к глинистым минералам, кальциту, гипсу и т.д. Переходя в равновесие к новому минералу, вода всегда остается равновесной с предыдущей фазой.

Поэтому в точке F, например, вода равновесна одновременно с гиббситом, гтитом, каолинитом, гидрослюдой, монтмориллонитом, гипсом и еще целой серией минералов, которые на рисунке не показаны. Следовательно, в системе вода — порода заложены две внутренне противоречивые тенденции: 1) смены во времени типов воды и формирующихся минеральных фаз, т.е.

тенденция к стадийным изменениям, и 2) стабилизации системы на уровне какого-то конкретного стационарного состояния, направленного на воспроизводство одной минеральной фазы и соответственно геохимического типа воды.

Тенденция стадийности вытекает из принципа равновесно-неравновесного состоянии системы вода — порода, а тенденция стабилизации — из реально существующего в каждой конкретной системе водообмена, контролирующего время взаимодействия ее составляющих. И в том, и в другом случае имеются конкретные механизмы, контролирующие обе эти потенциально возможные тенденции развития системы. Если механизмы стадийного развитии системы относительно просты и состоят в непрерывном растворении первичных минералов, накоплении в растворе разнообразных химических элементов, которые последовательно осаждаются в форме новых минералов, то механизмы стабилизации системы кроются в самом факте формирования вторичной фазы. Рассмотрим этот вопрос более подробно.

Возникновение в процессе эволюционного развития слоя новой минеральной фазы приводит к разрыву установившихся связей, к механической изоляции реагирующих с самого начала исходных составляющих системы, т.е. воды и первичной породы. Чтобы взаимодействие в изначально существующей системе продолжалось, новые порции воды вынуждены к фронту реакции поступать через уже сформировавшийся вторичньгй минерал и с ним, естественно, взаимодействовать. Поскольку эти новые порции воды не насыщены не только к первичной породе, но и вторичному минералу, они на первой стадии растворяют и этот последний и приходят с ним в равновесие.

Затем, достигая поверхности исходной породы, в соответствии с законами физикохимии водный раствор формирует эту же вторичную фазу.

Поясним эхо на конкретном примере.

Горная порода основного состава, например габбро, содержит жилы кальцита. Вода, текущая по жиле, в первую очередь будет растворять кальцит и вскоре окажется с ним в равновесии. Достигая затем поверхности габбро и растворяя плагиоклаз, с которым вода неравновесна, раствор будет получать дополнительные количества кальция и гидрокарбонат-иона [см. реакции (5.15) и (5.18)], что неизбежно приведет к осаждению кальцита. И чем более длительным будет взаимодействие воды с габбро, тем больше будет образовано кальцита.

Следовательно, в системе в целом количество кальцита не только не будет уменьшаться, но будет непрерывно расти (см. рис. 8.1). Кстати, в этом и кроется объяснение того факта, что горные породы очень часто пронизаны жилами кальцита, который, казалось бы, должен быть растворен водой. Но если это так, то налицо факт стабилизации системы на уровне воспроизвод ства кальцита, который постепенно расширяет ореол своего распространения в геологическом пространстве.

Собственно говоря, именно вследствие этого механизма стабилизации, заложенного в самой сути системы вода — порода, образована на Земле огромная масса карбонатов, количество которых медленно, но непрерывно продолжает расти. Это же касается и всех других вторичных минеральных фаз. Именно в этом состоит одно из уникальных свойств самоорганизации рассматриваемой системы вода — порода, направленное на сохранение и приумножение тех новых минеральных фаз, которые возникают в ходе ее эволюции.

В таком целенаправленном развитии системы вода — порода на создание новых природных образований и их стабилизацию в геологическом пространстве и времени проявляются и другие важные свойства этой системы.

Во-первых, это свойство "памяти" системы воспроизводить себе подобные структурные и вещественные формы, что способствует сохранению исходной организации вещества, ее целостности и способности к саморазвитию и распространению в пространстве. Во-вторых, в такой унаследованности кроются механизмы регулирования системой своих отношений со средой, которая, трансформируясь, способствует росту такой минеральной фазы, которая при растворении воздействовала бы на геохимическое состояние среды. Наконец, в-третьих, в этом проявляются способности системы ослаблять или исключать случайные взаимодействия, вести себя в строго заданном направлении, стабилизировать эволюционный процесс на определенной стадии своего развития и тем самым защищать себя от внешних случайностей, что и является признаком их самоорганизации.

Сказанное позволило нам ввести понятие о геологической саморегуляции системы вода — порода, под которой понимается ее свойство переходить в новые стационарные состояния, характеризуемые присущими им пространственными структурами, способными к саморазвитию и распространению во времени и пространстве. При этом система в целом сохраняет структурно-функциональные параметры и способна к дальнейшему усложненному развитию, хотя и перешла в энергетически более выгодное состояние [7].

Следовательно, возникновение вторичной минеральной фазы стабилизирует систему в том смысле, что она целенаправленно воспроизводит новообразованный минерал и определенный гео химический тип воды, количество которых в системе продолжает расти и, постепенно расширяя ареал своего распространения, оккупируют геологические пространства. Тем самым обеспечивается возможность своеобразной экспансии вторичных водных и минеральных образований определенного состава на нашей пла нете. Это свойство неживой материи позже было унаследовано живой, которая непрерывно расширяет зоны своего влияния и в наше время.

8.2.4. Пробле ма информации в геологических системах Информация является главным звеном в учении о самоорганизации материи. Ни одна система, если она является саморазвивающейся, не может функционировать без передачи информации. При этом в соответствии с положениями синергетики эволюция не только органической материи, но и неорганической сопровождается постоянным ростом функциональной значимости информации, ее ценности, что в конечном итоге приводит к развитию и усложнению самой материи. Но каков в таком случае механизм получения, оценки и использования информации?

В этой связи отметим, что информация в синергетике выступает противоположностью энтропийной неопределенности и возникает как результат решения альтернативы. Само эволюционное развитие системы, ее возникновение и разрушение являются информационным процессом, который фиксируется в структуре возникающих при этом образований. Следовательно, структура состояния системы выступает основным и практически единственным источником информации в неживой природе [8]. Среди возникающих вторичных образований, как мы уже видели, особая роль принадлежит формирующимся геохимическим типам воды, структура которых давно уже привлекает внимание из-за своей способности реагировать на малейшие изменения ее состава, термодинамических и геохимических условий среды, состояния физических полей и т.д. (см. раздел 1.2.2).

В жидкой воде, по современным представлениям, взаимодействуют не разупорядоченные молекулы, свойственные любому жидкому состоянию вещества, а зародыши кристаллических преобразований, представляющие, по Х.С. Френку и У.И. Вину, конгломераты "мерцающих кластеров", состоящих из соединенных водородными связями молекул, плавающих в более или менее свободной воде. По этой гипотезе кластеры хотя и отождествляются с льдоподобными каркасами, но их структура не идентична структуре льда — три-димита. Авторы считают, что механизм объединения в кластеры хотя и неизвестен, но, безусловно, обеспечивает их разнообразное строение и связь с мономерными молекулами воды.

Характер структуры жидкой воды, по мнению большинства исследователей, в каждый данный момент определяется соотношением в ней льдоподобных ассоциатов (кластеров) с мономерными молекулами воды, т.е. соотношением групп молекул, имеющих водородные связи с одиночными молекулами, лишенными этих связей. Это соотношение зависит от целого ряда факторов, среди которых важнейшее место принадлежит температуре и составу водного раствора. При изменении того и другого закономерно меняются и структурные особенности воды.

Важно, что при этом эволюция системы вода — порода приводит к избирательному концентрированию химических элементов в водном растворе, что, в свою очередь, определяет направленное изменение структуры воды при одной и той же температуре. При этом детали и механизмы трансформации строения льдоподобных ассоци-антов или кластеров, их соотношение с мономерными молекулами воды и растворенными ионами неизвестны, но очевидно, что на определенном этапе структурных превращений происходит изменение взаимосвязей растворенных ионов, их сближение, формирование ионных пар и, наконец, их осаждение в виде нейтральных соединений (минералов). Следовательно, сами структурные изменения воды кодируют в себе такую информацию, которая выступает сигналом к изменению поведения определенных ионов в растворе, их сближению и осаждению. В свою очередь, уменьшение части ионов в растворе или даже изменение их связей между собой приводит к структурной трансформации раствора и, соответственно прекращению процессов осаждения определенной группы молекул. Если в это время другие химические элементы концентрируются в растворе, то они также меняют структуру раствора и тем самым формируют код, который руководит их дальнейшим поведением. Следовательно, во взаимодействии раствора с концентрирующимися в нем элементами через создание определенных структурных ячеек проявляется кодовая информация, определяющая пространственную и временную координацию будущих событий и поведения системы в целом.

Геохимический анализ всего многообразия проявления форм и состава вторичных водных и минеральных фаз в недрах земли позволяет схематично представить себе структуру воды в следующем виде. Вода состоит из многочисленных ячеек типа сот в улье или камер хранения на вокзалах. К тому же каждая из ячеек имеет множество дверей, каждая из которых пропускает только "свой" ион. По мере того как вода, взаимодействуя с породой, накапливает все больше химических элементов, часть дверей в ячейках закрывается и какой-либо химический элемент в свою ячейку не впускает, подавая таким образом сигнал, что он должен высаживаться из раствора. Чем больше закрылось дверей, тем к большему числу минералов вода насыщена и тем больше формируется вторичных фаз. Естественно, что по мере закрывания дверей структура воды изменяется, и это служит сигналом к поведению соответствующих элементов. На самом деле структура воды является еще более сложной, так как она различает, что кальций, например, из анортита может поступать в раствор, т.е. заполнять его ячейки, а в это же время и при этих же условиях кальций из кальцита не может переходить в раствор, так как между ними устанавливается равновесие. Следовательно, существует еще одна неизвестная нам какая-то перегородка в условной двери, которая один и тот же ион либо "пропускает", либо нет в зависимости от формы его соединения в тверд ой фазе.

Из всего сказанного вытекает, что сама структура водного раствора заключает в себе механизмы использования, оценки, переработки и передачи информации. Многообразие структурных элементов, их изменчивость под воздействием внешних факторов выступают в качестве генерации новой информации, которая фиксируется во вновь создаваемых структурных формах. В данном конкретном случае мы видим подтверждение положения синергетики о том, что "любая системная единица неорганической материи уже в силу своей структурности заключает в себе механизмы оценки и переработки информации и в определенных условиях на их основе становится самоорганизующимся и саморегулирующимся объектом" [8, с. 54]. Такой структурной единицей в геологических системах выступает природная вода.

Анализируя имеющиеся факты, мы выдвинули положение о том, что основной ход информации, контролирующий эволюционное развитие системы вода — порода, заложен в структурных особенностях водного раствора в силу способности последнего к многообразным структурным изменениям под влиянием малейшего воздействия химических ионов, температуры и давления, электрического и магнитного полей и т.д. [7].

Именно структурные изменения водного раствора служат базой информационного обеспечения, которое направляет действие механизма селекции форм взаимодействия ионов в растворе с последующим образо ванием частиц и их как бы выталкиванием из среды образования. При этом в растворе, как и в минерально-кристаллических образованиях, нет структурно-локализованного регулятора информации, так как он носит рассеянный характер и рассредоточен по всему структурному объему.

Учитывая непрерывный характер структурных изменений раствора под действием концентрирующихся элементов или возрастающей температуры, нетрудно понять, что информационная связь между формирующейся твердой фазой и раствором также имеет непрерывный и строго направленный характер.

При этом информация передается тем же вещественно-энергетическим потоком, который существует между водой и растворяемой породой, между раствором и формирующейся вторичной фазой и несет функции не только прямого, но и обратного сообщения. Возникновение новой твердой частицы служит сигналом к структурным превращениям самого раствора, который, структурно изменяясь, направляет выбор после дующих взаимодействий. Следовательно, как прямые, так и обратные связи совершаются посредством структурных изменений раствора. Структурная ячейка последнего, таким образом, выступает главным элементом кодовой информации, структура воды в це лом — источником зашифрованной информации, отдельные элементы структуры водного раствора — соответственно части разнообразной информации.

Итак, информационный код саморазвития системы вода — порода заложен в строении водного раствора. Вместе с тем водный раствор сам по себе не образует когерентной системы атомов, способной к самоорганизации без горной породы (минерала), выступающей донором и акцептором химических элементов;

без них структура водного раствора при прочих равных условиях останется без изменений. Недостаточно бывает и одного минерала, конгруэнтное растворение которого может привести к установлению термодинамического равновесия в системе, по И. Пригожину и И. Стенгерсу, равносильного самоизоляции отдельных элементов, разрушению системы с когерентно согласованными действиями. В такой системе, как было показано выше, молекулы ведут себя инертно, независимо друг от друга и несогласованно.

Требуется именно горная порода, состоящая из нескольких минералов, инконгруэн-тное растворение которых ведет к формированию новых мине ральных фаз. Только в этом случае возникает неравновесно-равновесная внутренне противоречивая система, способная к на коплению и передачи информации, обладающая механизмам селекции твердых частиц определенного состава, механизмом выбора пути развития системы в целом.

8.3. О ФУНДАМЕНТАЛЬНОСТИ ПРОТИВОР ЕЧИЙ МЕЖДУ ВОДОЙ И ГОР НЫМИ ПОР ОДАМИ Изложенное выше показывает, что геологическая система вода — порода с позиций современной синергетики обладает всеми важнейшими признаками самоорганизующейся материи: противоречивым неравновесно-равновесным состоянием, сохраняющимся в ходе всей геологической истории;

нелинейностью ведущих процессов;

способностью к пространственно временному развитию;

механизмом регулирования взаимоотношений с внешней средой;

селективным отбором состава формирующейся вторичной минеральной и водной фаз;

способностью к их воспроизводству;

механизмом геологической саморегуляции;

автономностью эволюции независимо от исходных параметров, определивших ее возникновение;

наличием структурных образований, способных осваивать, накапливать, оценивать и передавать информацию, в том числе по каналу обратной связи.

Способность к самоорганизации рассматриваемой системы определяется двумя базовыми предпосылками: 1) водный раствор во всех без исключения участках земной коры неравновесен с отдельными минералами магматического или метаморфического генезиса, которые он непрерывно растворяет. Соответственно система вода — порода является внутренне противоречивой, способной к самопроизвольному, непрерывному геологически постоянному развитию с образованием принципиально новых минеральных фаз и геохимических типов воды;

2) структура водного раствора обладает свойствами изменяться под действием внешних и внутренних факторов, включая растворяемые химические элементы, газы, органические соединения, физические поля. Эти структурные изменения выступают регуляторным структурно нелокализован-ным механизмом, который направляет ход основных эволюционных процессов. При этом природная вода не может беспредельно концентрировать химические элементы, так как часть ее структурных ячеек заполнена и закрыта для новых порций элементов. Отсюда избирательность в концентрировании ионов и формировании вторичных минеральных фаз.

Степень заполнения ячеек непрерывно меняется. Следовательно, структуру воды можно уподобить бассейну, постоянно меняющему уровень заполнения водой. Речь в данном случае идет об избирательной степени заполнения условных ячеек.

Следовательно, между водой и первичной (эндогенной) породой существует глубокое противоречие (антагонизм), которое и определяет непрерывное геологическое развитие этой системы в течение всего времени существования воды на Земле. Достаточно вспомнить, что геологическим результатом ее развития являются все осадочные, подавляющая часть метаморфических и частично магматических (граниты) пород, все геохимические типы воды, большая часть всех минералов, абсолютное большинство месторождений полезных ископаемых, т.е. практически все, чем сложена верхняя часть земной коры, включая рельеф, ландшафт, почвы, дно океанов, во многом вулканизм и т.д. Не только литосфера и гидросфера, но и биосфера — результат этого фундаментального противоречия воды с первичными горными породами.

Возникнув в самом начале геологической истории, система вода-базальтовые породы, постоянно взаимодействуя по причине своей геохимической несовместимости, непрерывно развивалась и усложнялась, формируя все новые и новые минеральные вещества, которые, возникнув, сами включались в процесс геологического саморазвития, приумножая и усложняя последний.

Созданное минеральное и водное многообразие настолько усложнило первоначально простую систему, что она оказалась скрытой, затушеванной, затерявшейся среди множества других и поэтому до сих пор неосознанной разумом Человека.

Поскольку считается, что первичными породами на земле были базальтоидные их разности, именно взаимодействие воды с ними надо относить к наиболее ранней из систем, которая положила начало всего минерального и геохимического многообразия окружающего нас мира. Система вода — базальтоиды действует на земле как своеобразные часы, некогда заведенные и не останавливающиеся в течение всей геологической истории. При этом ход таких часов становился все более сложным и многообразным.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.