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 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 6 ] --

Таким образом, подземные воды, имеющие минерализацию более 0,6 г/л и рН более 7,4, как правило, насыщены карбонатом кальция, который в этих условиях не только не растворяется, но и, наоборот, высаживается из раствора. Такие насыщенные карбонатами воды широко развиты и в более глубоких частях земной коры: артезианских бассейнах и гидрогеологических массивах. Поэтому насыщенность вод относительно кальцита необходимо рассматривать в качестве не исключения, а правила, которое должно учитываться при решении проблемы формирования химического состава подземных вод.

Переходя к рассмотрению проблемы равновесия воды с алюмо силикатами, подчеркнем, что в данном случае мы имеем дело с многокомпонентной сложной системой, насыщенность которой отдельными элементами может быть понята только в совокупности. Термодинамический анализ показал, что система первичные алюмосиликаты — подземные воды зоны гипергенеза во всех ландшафтных зонах является неравновесной, и это определяет непрерывность разрушения водой вмещающих коренных пород с образованием Рис. 5.8. Зависимость индекса неравновесности к кальциту от общей минерализации (а) и рН (б) подземных вод различных ландшафтов:

1 — тундра;

2 — северная тайга;

3 — болота умеренной зоны;

4 — смешанные леса;

5 — южная тайга;

6 — лесостепь;

7 — степи у меренного поя са;

8 -влажная саванна;

9 — тропические леса;

10 — субтропические леса;

11 — сухая саванна;

12 — степи тропического пояса;

13 — высокогорные луга;

14 — среднегорные леса;

15 — горные степи продуктов выветривания, устойчивых в соответствующих геохимических условиях и, что крайне важно, равновесных с подземными водами.

Следовательно, равновесие воды с горными породами носит двоякий характер:

система вода — порода неравновесна с эндогенными алюмосиликатами, но, как правило, равновесна с продуктами инконгруэнтного их растворения. Это последнее обстоятельство и определяет состав образующихся продуктов при выветривании горных пород. Другими словами, при выветривании образуются только те соединения, которые равновесны с водой и которые поэтому являются устойчивыми к агрессивному действию подземных вод.

В последнее время нами совместно с М.Б. Букаты современными методами термодинамики с применением ЭВМ установлено, что даже крепкие рассолы, возникшие более 100 млн. лет назад, неравновесны с первичными (эндогенными) алюмосиликатами, встречающимися в терригенных образованиях осадочных пород, а также образующими базальтовые покровы или интрузивные тела. Причина такого положения объясняется богатством осадочных пород органическими веществами, обеспечивающими в процессах катагенеза и метаморфизма непрерывное образование углекислого газа, выступающего основным нейтрализатором щелочности, образующейся в процессе гидролиза.

Следовательно, не вынос подземными водами продуктов реакции гидролиза, хотя это имеет в ряде случаев важнейшее значение, а нейтрализация щелочности углекислым газом или органическими кислотами — вот главная причина того, почему не происходит насыщения воды относительно первичных алюмосиликатов.

Таким образом, неравновесность системы вода — первичные алю мосиликаты характерна не только для условий зоны гипергенеза, но и для более глубоких зон осадочных пород. Что касается глубоких зон складчатых областей и районов современного вулканизма, то и здесь, как показывают соответствующие данные, все воды, богатые углекислым газом, неравновесны с алюмосиликатами. И только в случае, когда щелочность подземных вод резко возрастает (рН более 9), а парциальное давление углекислого газа понижается, в ряде случаев возможно установление равновесия воды с Na-алюмо-силикатами (альбитом).

Если к сказанному добавить, что морская вода также не насы щена относительно первичных алюмосиликатов, то без преувеличения можно заключить, что в условиях верхней части земной коры система вода — первичные алюмосиликаты является неравновесной, а следовательно, способной к непрерывному взаимодействию и развитию в течение длительного геологического времени.

Неравновесность системы вода — первичные алюмосиликаты приводит к непрерывному геологически длительному процессу их растворения с образованием все новых и новых разнообразных вторичных минералов. При этом в воде концентрируются те химические элементы, которые не связываются минеральными фазами (хлор, натрий, иногда кальций, фтор и др.). Все это определяет целенаправленное изменение состава подземных вод (см. рис. 5.2).

Постепенное концентрирование химических элементов в растворе по мере увеличения времени контактирования воды с породой приводит к неравномерному их накоплению. При этом каждому этапу взаимодействия воды с горными породами соответствует определенная ассоциация вторичных образований и определенный химический состав подземных вод.

Все сказанное показывает, что система вода — порода является равновесно неравновесной: она неравновесна преимущественно с эндогенными (первичными) минералами, но всегда равновесна с теми или иными вторичными, т.е. образованными водой. Следовательно, по своему характеру эта система является сложной и противоречивой, что обеспечивает ее геологически длительное развитие.

5.2.3. О соотношении состава воды и горных пород Проблема соотношения химического состава подземных вод и горных пород имеет долгую историю. Еще древнегреческий философ и ученый Аристотель (IV в. до н.э.) обосновал постулат, согласно которому: "Воды суть такого качества, какого земли, через которые они текут". Аналогично и высказывание римского ученого Плиния Старшего (I в. н.э.): "Каковы породы, таковы и воды" (см. раздел 1.3). Идея этого постулата развивается и в наше время.

Следовательно, в течение более двух тысячелетий геохимические связи воды и горных пород рассматриваются как очень простое соотношение, подчиняющее геохимический облик воды составу и типу горных пород. Такое положение казалось настолько убедительным, что практически не подвергалось сомнению. Понадобился гений основоположника современной гидрогеохимии В.И. Вернадского, чтобы показать, что такие связи носят значительно более сложный характер и определяются динамическим равновесием воды с газами, органическим веществом и горными породами, которое В.И. Вернадский изобразил в следующем виде Развивая далее гидрогеохимические идеи В.И. Вернадского, A.M.

Овчинников предложил новую формулировку постулата, согласно которому "вода такова, какова геологическая история рай-она, в которой она находится" [17, с. 3]. Замена одной формулировки постулата на другую, хотя и более прогрессивную, не вскрыва ет, однако, соотношения между составом воды и горными породами, между структурными (геологическими) и зональными (климатическими) факторами формирования состава подземных вод. Чтобы разобраться в этом вопросе, необходимо рассмотреть некоторые общие положения о рассеивающей и концентрирующей функциях системы вода — порода.

В земной коре постоянно протекают два разнонаправленных процесса — рассеяние и концентрирование химических элементов, играющих важнейшую роль в формировании и разрушении различных горных пород, минералов, месторождений полезных ископаемых и их ореолов, продуктов выветривания, и, что важно для нас, разнообразных химических типов природных вод.

При взаимодействии с алюмосиликатами подземные воды одновременно одни элементы концентрируют, а другие рассеивают. И эта характерная особенность сохраняется на всех стадиях взаимодействия воды с горными породами. В случае инконгруэнтного растворения одна часть элементов связывается вторичной фазой, другая переходит в водный раствор.

Соотношение между связываемыми и освобождаемыми элементами определяется их геохимической подвижностью: малоподвижные (в конкретных условиях среды) связываются вторичной минеральной фазой, подвижные оказываются в растворе. По мере эволюции системы вода — порода на фоне общего увеличения объема разрушающих пород и роста солености воды число связываемых элементов возрастает, а освобождаемых — относительно уменьшается, т.е. постепенно часть подвижных элементов переходит в разряд неподвижных.

В природных условиях вода всегда подвижна и рано или поздно покидает растворяемые ею породы. Это может произойти в любой точке кривой А-Н (рис. 5.9). Если скорость движения воды боль шая, а расстояние между областью питания и разгрузки не велико, Рис. 5.9. Принципиальная схема соотношения накапл ивае мых элементов в воде (1) и кон центрируемых вторичными минерал ами в ходе эволюции си стемы вода — порода (2):

А - Н — точки начала образования новой вторичной минераль ной фаз ы то время взаимодействия воды с породой будет небольшим, что соответствует первым этапам развития системы, скажем, интервалу между точками В и С. В этих условиях среди вторичных образований будут формироваться минералы только фаз А и В, а минерализация воды будет оставаться небольшой. С увеличением времени взаимодействия в системе появляются все новые и новые вторичные фазы, а соленость воды растет.

В реальных геологических условиях далеко не всегда образуется весь спектр вторичных образований. Водные растворы земной коры имеют сложную геологическую историю, различные генезис, глубину залегания и соответственно неодинаковый состав. Поэтому система вода — горная порода в условиях земной коры чаще всего начинает свое развитие не с первого этапа, или точки А, а с последующих точек по кривой А-Н и в большинстве случаев продукты начальных стадий взаимодействия воды с горными породами отсутствуют.

Следовательно, всегда имеются ограничения по начальным и конечным этапам эволюции системы вода — порода, что обусловливает формирование вторичных продуктов определенного состава, контролируемого временем существования системы: продукты начальных этапов взаимодействия не образуются, потому что раствор заимствовал часть химических элементов в иных геологических условиях, т.е. в условиях недостаточно длительного взаимодействия между водой и породой. В этих условиях состав воды оказывается довольно постоянным в течение геологически длительного отрезка времени.

Итак, чтобы происходило концентрирование какого-либо элемента в воде, он должен быть освобожден из одной минеральной (первичной) формы и не связан другой (вторичной) или связан в меньшем количестве. Такие условия возможны при строго установленном времени взаимодействия, которое контролируется интенсивностью водообмена. Последний является следствием определенного этапа развития геологической структуры, ее тектонической и оро-генной истории, литологического состава пород, их пористости и трещиноватости, а также соотношения областей питания и разгрузки.

Другими важнейшими факторами являются характер термодинамической и геохимической обстановки, определяемый глубиной залегания данной системы, геологическая история региона, генезис и исходный химический состав водных растворов.

Из всего сказанного вытекает важный вывод о том, что одна и та же горная порода на разных этапах эволюции формирует разный состав воды. При этом чем длительнее геологическая эволюция системы вода — порода, тем больше различий в составе этих двух компонентов единой системы. Все сказанное позволило нам дать новую формулировку старому постулату в следующей форме: вода такова, какова степень ее взаимодействия с горными породами, обусловленная ходом геологической эволюции этой системы [26].

Новая формулировка старого постулата позволяет не только объяснить все многообразие геохимических типов подземных вод и вторичных образований, но и вскрыть рудообразующую функцию подземных вод.

5.2.4. Разложение и синтез воды в земной коре Итак, в земной коре происходит непрерывное преобразование первичных алюмосиликатов в глины, карбонаты и другие соединения, которое сопровождается растворением не только горных пород, но и ионным (обменным) разложением воды. В самом деле, как показывают уравнения (5.14), (5.17) и (5.18), преобразование любого алюмосиликата и карбоната невозможно без химического участия значительного количества воды.

Ионное разложение воды начинается с явлений диссоциации, которая сама по себе незначительна: константа диссоциации в зависимости от температуры равна 10-15 10-11. Однако в силу того, что в процессе гидролиза ион водорода связывается глинистыми мине ралами, которые менее растворимы, чем разрушаемые алюмосиликаты, все новые и новые молекулы воды вовлекаются в процесс диссоциации, что способствует восстановлению нарушенного равновесия между ионами воды и ее недиссоциированными молекулами. Поэтому масштабы ионного разложения воды определяются масштабами гидролиза, а не константой диссоциации.

Гидролиз, однако, определяет только первый этап разложения воды, молекулы которой при этом теряют один ион водорода, тогда как другой остается связанным с кислородом в форме ОН -. Проследим поэтому дальнейшую эволюцию ОН-. Как уже было показано, в результате реакции (5.15) образуется ион НСОз-, который в том случае, когда не достигается карбонатного равновесия, попадает в реки и уходит в бассейн седиментации.

Если же водообмен замедлен и концентрация солей в растворе достигает предела насыщения карбонатами, что часто наблюдается в подземных водах, то НСОз диссоциируя на Н+ и СО32-, приводит к разрыву второго иона водорода с кислородом. При этом кислород оказывается связанным ионом СО32-, а ион водорода может участвовать в новых реакциях гидролиза. Происходит полное разложение молекулы воды на ионы водорода и кислорода, которые связываются соответственно глинами и карбонатами. При этом не имеет принципиального значения: образуются ли карбонаты в том же месте, где разрушаются алюмосиликаты (кора выветривания, гидротермальная система, осадочный бассейн) или в новых условиях, куда мигрировали подземные воды (река, озеро, море, новый водоносный горизонт и т.д.). Важно то, что развитие процессов имеет строго определенную направленность, приводящую, с одной стороны, к растворению эндогенных алюмо силикатов, а с другой — к образованию глин и карбонатов, связывающих соответственно ионы водорода и кислорода.

Таким образом, полное разложение молекулы воды на ионы происходит в несколько этапов: диссоциация молекулы воды, гидролиз, образование НСОз- его диссоциация по законам угольной кислоты, образование карбонатов. Естественно, что применительно к отдельным, участкам земной коры этот процесс может быть прерван на любом из этапов. В частности, в условиях зоны гипер-генеза наиболее полно развит процесс первого этапа разложения воды на Н+ и ОН-. Однако если учесть полный круговорот воды на земле, включая климатический и геологический, то полное раз ложение молекул воды на ионы оказывается очевидным. Полное преобразование пород и воды в общем виде может быть представлено в виде следующего уравнения:

первичные алюмосиликаты + Н2О + СО2 = глины + карбонаты. (5.21) Поскольку породы разрушаются непрерывно в коре выветривания, зонах эпигенеза, диагенеза, катагенеза, в областях гидротермальной деятельности и т.д., во всех этих случаях происходит и ионное разложение воды. Вода в земной коре, непрерывно перемещаясь и взаимодействуя с первичными алюмосиликатами, постоянно химически разлагается и в виде ионов связывается вторичными продуктами.

Масштабы разложения воды весьма велики. Достаточно на помнить, что монтмориллонит и гидрослюда при своем формировании разлагают 10-12% воды, а каолинит и хлорит — 25-28%. Кроме того, глинистые минералы значительную часть воды (до 20% и более) переводят в связанное состояние. Следовательно, при образовании глин разлагается и связывается не менее 25-30% воды, т.е. такое ее количество, которое не каждая горная порода способна вместить.

Гидролиз эндогенных алюмосиликатов не единственный путь ионного разложения воды в земной коре. Другой, не менее важный механизм такого разложения связан с преобразованием глинистых осадков на стадиях диагенеза и катагенеза в бассейнах седиментации. В частности, как показывают геологические наблюдения, в разрезе осадочных пород с глубиной исчезают каолинит и монтмориллонит, которые полностью замещаются иллитом и хлоритом. При этом в реакциях участвуют не только растворенные в воде ионы, но и непосредственно молекулы воды, которые химически разлагаются. Следовательно, по мере захоронения седиментационных вод в осадочных бассейнах их химическое разложение продолжается.

Химическая трансформация глин в осадочных породах и связанное с этим ионное разложение молекул воды — широко распространенное геологическое явление, которое до сих пор не привлекло достаточного внимания гидрогеологов и не получило соответствующей оценки. Представляется, что в уплотняющихся глинистых осадках бассейнов седиментации далеко не вся захороненная ими вода механически отжимается в коллекторы, как это принято считать, а значительная ее часть, взаимодействуя с осадком, участвует в химических реакциях и, разлагаясь на ионы, связывается вновь возникающими твердыми или газообразными (H2 S, CH4, СО2 и др.) продуктами.

Приведенными примерами механизм ионного разложения воды в земной коре, безусловно, не исчерпывается. В частности, большая роль принадлежит явлению радиолиза воды [4]. Но даже сказанного, вероятно, достаточно, чтобы заключить, что нельзя относиться к горным породам только как к вместилищам подземных вод или как транспортным путям последних, а необходимо их рассматривать как, активные химические реагенты, которые способны разложить молекулы воды на составляющие их ионные соединения. Точно так же, как на поверхности земли, количество воды изменяется в результате испарения или промораживания;

в недрах Земли изменение ее объема обусловлено химическим разложением. К сожалению, проблема термодинамической устойчивости воды и ее способности к разложению, а также масштабы этого явления до сих пор остаются практически не исследованными. В этой связи нельзя не вспомнить о том, что писал В.И. Вернадский: "...по-видимому, и синтез, и разложение молекул воды идут в земной коре в большом масштабе, происходят кругом нас на каждом шагу. Но они никогда не были сведены воедино и не были подвергнуты систематическому научному исследованию...", и далее "...разложение молекул воды, так же как и синтез, надолго исчезли из научного кругозора..." [2, с. 184]. За прошедшие почти 50 лет в этом отношении мало что изменилось.

Как справедливо подчеркивает В.И. Вернадский, в земной коре происходит не только разложение, но и синтез воды. Последнее особенно характерно для зоны регионального метаморфизма, в которой наблюдается перекристаллизация глинистых минералов и карбонатов в исходные (эндогенные) алюмосиликаты.

Поэтому в этой зоне происходит соединение разделенных в процессе гидролиза двух составляющих молекул воды (Н+ и О2-), что приводит к форми рованию больших количеств возрожденных вод и, естественно, углекислого газа. Например, перекристаллизация хлорита в биотит сопровождается выделением 6-10% воды. По подсчетам академика А.В. Сидоренко и др., на стадии формирования амфиболитовой фации пород при метаморфизме докембрийских осадков выделялось в среднем 1,6·1017 т углекислого газа и 0,65·1017 т воды.

Следовательно, при метаморфизме глинисто-карбонатных пород возрождаются те 15-25% воды, которые разложились на ионы при образовании глин, а также углекислый газ и эндогенные алюмосиликаты, т.е.

применительно к этой зоне ход процесса в уравнении (5.21) протекает в обратном относительно верхних зон направлении. Огромны масштабы высвобождения воды и при дегидратации гипса.

Ионный синтез воды в зоне метаморфизма хорошо увязывается с гидрогеологическими данными о наличии возрожденных вод, выделенных в свое время A.M. Овчинниковым, с экзогенно-мета-морфическим циклом созидания земной коры, предложенным академиком А.В. Сидоренко и др., комплексом изотопных исследований метаморфогенных вод (Ю.А.

Борщевский), новейшими данными по газожидким включениям в метаморфических минералах и минералах гидротермальных месторождений (А.И. Тугаринов, В.Б. Наумов и др.), а также с рядом чисто геологических данных. Синтез воды — это сложный, многофазный и длительный процесс, который сопровождается многими побочными процессами и явлениями, до сих пор плохо изученными. Все сказанное позволяет заключить, что зона метаморфизма — это место возрождения вадозной воды, которая безусловно принимает участие в различных геохимических и рудообразующих процессах.

Таким образом, в процессе геологического круговорота вода не просто захватывается формирующимися осадками, переносится на большие глубины, отжимается из пород, постоянно растворяя или осаждая разнообразные минеральные, органические или газообразные соединения.

Непрерывно взаимодействуя с горными породами, по крайней мере часть молекул воды постоянно разлагается на ионы и вновь синтезируется. Все это позволило нам ввести понятие геохимического цикла воды в земной коре, под которым понимается совокупность явлений и процессов, приводящих к прямому участию, разложению и синтезу молекул воды в геохимических преобразованиях горных пород и живого вещества в поступательно направленном развитии осадочно-метаморфических процессов [18].

Геохимический цикл воды начинается в зоне гипергенеза с момента попадания атмосферных осадков в горные породы и заканчивается после возвращения возрожденных вод на дневную поверхность (рис. 5.10). Уже на первом этапе взаимодействия воды с горными породами происходит разделение двух ее составляющих — ионов водорода и кислорода и связывание их разными твердыми фазами: глинами и карбонатами.

Образовавшиеся на континенте глины вместе с обломками неразрушенных алюмосиликатов рано или поздно переносятся в бассейны седиментации и, осаждаясь, связывают большое количество воды, которая под действием двой ного электрического слоя и сил поверхностного натяжения меняет термодинамические свойства, способствующие развитию процессов протонирования, т.е. также ионного разложения воды с образованием H2 S, CH4, NH3 и СО2.

Сопровождающие захоронение осадков процессы преобразования глинистых минералов в иллит и хлорит приводят к дополнительному разложению молекул воды и связыванию наряду с калием и магнием гидроксильной группы ОН -, что приводит к образованию дополнительного количества ионов водорода, которые участвуют в реакциях гидролиза, образования гидридов, возможно, углеводоро Рис. 5.10. Ге охимический цикл воды в земной коре дов и т.д. В итоге в реакциях ионного разложения участвует большое количество воды.

Следовательно, начатый в коре выветривания процесс ионного разложения воды продолжается на всех этапах захоронения и преобразования осадочных пород вплоть до стадии позднего катагенеза и раннего метаморфизма. И только после начала перекристаллизации глин с образованием метаморфических минералов ионное разложение воды сменяется ее синтезом. Формирующиеся в этих условиях возрожденные воды, насыщенные углекислым газом отличаются высокой агрессивностью и поэтому, поднимаясь по проницаемым зонам, взаимодействуют с вмещающими породами, т.е. начинают свой новый геохимический цикл.

5.3. ВОДНАЯ МИГР АЦИЯ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ Водная миграция химических элементов — важнейшая часть переноса и перераспределения атомов в земных недрах. Вода — самая универсальная и самая распространенная среда миграции в земной коре. Вода — "кровь" Земли, которая обеспечивает приток и отток химических элементов в разные структуры земной коры. Водная миграция — это непрерывный обменный процесс, результаты которого особенно ярко проявляются за геологически длительное время.

Академик А.Е. Ферсман предложил различать внутренние и внешние факторы миграции. К внутренним факторам он относил свойства химических элементов образовывать летучие или растворимые соединения, осаждаться из растворов и расплавов, сорбироваться и т.д. Все эти свойства определяются строением атомов. К внешним факторам относятся параметры обстановки миграции — температура Т, давление Р, кислотно-щелочные рН и окислительно восстановительные Eh характеристики растворов и т.д. При этом параметры среды (рН, Eh и сумма солей) имеют особо важное значение в миграции элементов.

Гидрогеохимическая среда миграции. Как было показано в разделе 5.2.1, значения рН подземных вод в основном определяются реакцией нейтрализации щелочей кислотами [уравнение (5.15)]. В качестве примера рассмотрим роль угольной кислоты.

На контакте с водой углекислый газ растворяется в ней с образованием угольной кислоты по реакции СО2 + Н2 О = Н2 СО3, (5.22) которая диссоциирует на ионы:

Н2 СО3 = Н+ + НСОз - = 2Н + + СО3 2 - (5.23) Константа диссоциации первой реакции при 25° С равна 10-6,3 т.е.

[ H ][ HCO3 ] 10 6, K1 (524) [ H 2 CO3 ] Константа диссоциации второй реакции равна при тех же условиях 10-3, т.е.

[ H ]2 [CO3 ] 10 10, K2 (5.25) [ H 2 CO3 ] И з урав не ний ( 5. 24) и ( 5. 25) в ид но, ч т о от ноше ния [ НСОз ]/[Н2 СО3 ] и [ СО3 2-]/[Н2 СО3 ] зависят от рН. Зная поэтому содержание СО2 в воде и рН, можно графически изобразить соотношение этих ионов в воде. На рис. 5.11 показан пример такого соотношения. Трафики подобного типа иногда называют диаграммами Бьеррума. Из приведенного рисунка видно, что в кислых и слабокислых водах резко доминирует недиссоциированная кислота Н2 СО3, в нейтральных и слабощелочных — НСОз- и только в сильнощелочных — CO3 2-.

В подземной гидросфере в силу многообразия различных процессов и явлений одновременно формируются кислоты и щелочи, которые, нейтрализуя друг друга, и определяют конкретные значения рН, Рис. 5. 1 1. Активность ионов угольной кислоты в зависимости от рН при С О 2 = 10 - гмоль /кг и Т = 25 ° С [ 7 ] колеблющиеся в широких пределах — от сильнокислых (вулканические области, зоны окислений рудных месторождений, крепкие рассолы) до сильнощелочных (гидротермы, воды континентального засоления, воды массивов щелочных пород). При прочих равных условиях рН вод растет по мере увеличения их солености (рис. 5.12).

Другим важным показателем гидрогеохимической среды выступает окислительно-восстановительный потенциал подземных вод (Eh) — показатель степени окисленности или восстановленности переменно валентных элементов состава подземных вод. Окислительно восстановительные (или редокс-) реакции в природных условиях протекают широко. Примером может служить реакция окисления двухвалентного железа:

2Fe2+ + 0,5О2 + 2Н+ = 2Fe3+ + Н2 О. (5.26) В любой окислительно-восстановительной системе всякое окисление сопровождается восстановлением. В связи с этим окислительно восстановительные реакции обычно делят на две полуреакции, соответствующие различным сторонам процесса. Приведенную выше реакцию (5.25) можно поэтому записать в виде следующих полуреакций:

2Fe2 + – 2е = 2Fe3+ ;

(5.27) 0,5О2 + 2Н + 2е = Н 2 О, + (5.28) где е — электрон.

Из уравнений (5.27) и (5.28) можно видеть, что такие реакции сопровождаются переносом электронов, который в свою очередь свидетельствует о наличии разности потенциалов Е между восстановленным и окисленным элементами. Для того, чтобы можно было измерить этот потенциал нужен какой-то стандарт. За такой стандарт по международной конвенции был принят потенциал реакции Н 2 = 2Н + + 2е, (5.29) равный в стандартных условиях нулю, т.е. при активности Н + и Н2, равной единице. Следовательно, замеряя электрический потенциал Рис. 5.12. Зависимость рН от общей минерал изации подземных вод зоны гипе ргене за [25].

Области: 1 — умеренного климата;

2 — тропич ес кого кли мата окислительно-восстановительной реакции, мы получаем потенциал электрода в полуячейке относительно стандартного водородного электрода (СВЭ).

Этот замеренный потенциал и называется величиной Eh раствора. Значения Eh могут быть положительными или отрицательными в зависимости от того, будет ли активность электронов в измеренном растворе выше или ниже их активности в СЭВ. По международной конвенции Eh считается положительным, если активность электронов в измеренной жидкости меньше, чем в СЭВ. Таким образом активность электронов в растворе при наличии окислительно-восстановительных процессов может быть выражена как в вольтах (В), так и единицах активности электронов [е]. Последнее удобнее выражать в форме отрицательного логарифма р ре = -lg[e] (5.30) по аналогии с рН = -lg[H ]. Значения Eh и ре связаны уравнением + ре = (F/ 2,303R T)Eh, (5.31) где F — постоянная Фарадея;

R — газовая постоянная;

Т — абсолютная температура. При 25° С ре = 16,9 Eh или Eh = 0,059 ре. (5.32) В настоящее время электродные потенциалы отдельных полуреакций в стандартных условиях, т.е. когда активности окисленных и восстановленных форм химического элемента, а также ионов водорода равны 1, измерены и приводятся в различных справочниках по химии и геохимии. Такие измеренные величины получили название нормальных или стандартных0 потенциалов и обозначаются Е0. Значения Eh природных вод по данным Е могут быть рассчитаны по уравнению Нернста, которое при 25° С имеет следующий вид:

0,059 [ N ok ] m Eh E 0 lg 0,059 pH (5.33) n N в ост n где N — любой химический элемент с переменной валентностью;

п, т — соответственно число электронов и протонов, участвующих в реакции.

С ростом температуры Е0 существенно изменяется, и в гидротермальных растворах реакции окисления и восстановления протекают при иных значениях потенциалов. Например, если стандартный потенциал окисления Fe2 + до Fe3 + при 25° С равен +0,771 В (в сильнокислой среде), то при 50° С — уже 0,800 В, а при 200° С – +0,97 В.

В природных водах Eh колеблется от +0,7 до -0,5 В. Поверхностные и грунтовые воды, содержащие свободный кислород, чаще всего характеризуются более узким интервалом Eh (от +0,15 до +0,70 В).

Трещинно-грунтовые воды изверженных пород даже на. глубине 350-300 м имеют Eh более 0. Для подземных вод, связанных с битуминозными породами и нефтяными залежами, величина Eh значительно ниже 0 (местами до -0,5 В), в этих условиях развиваются процессы восстановления SO42-, Fe3+ и других ионов.

Окислительно-восстановительные обстановки подземных вод в основном определяются содержанием в воде свободного кислорода, сероводорода + и других газов. Важную роль играют и некоторые ионы: Fe2+, Fe3+, S2-, HS-, H, ОН-, а также молекулы органических веществ [20].

Все окислительные обстановки характеризуются присутствием в водах свободного кислорода или других сильных окислителей. Железо, марганец, медь, ванадий, сера 4+ ряд других элементов находятся в высоких степенях и окисления (Fe3+, Mn, Cu2+, S6+ и др.).

Главным критерием восстановительных аб.становок служит двухвалентное состояние железа, отсутствие свободного кислорода, наличие H2 S и его производных. Если в водах имеется HS-, S2-, то большая группа халькофильных (Си, Pb, Zn, Ag и т.д.) и сидерофильных (Fe, Ni, CO и т.д.) элементов может осаждаться с образованием нерастворимых сульфидов.

Наоборот, при отсутствии H2 S и его производных (HS-, S2-) многие из названных элементов в кислой среде легко мигрируют. Поэтому выделяют два основных типа восстановительных обстановок: сероводородную и бессероводородную.

Рассмотренные выше закономерности в распределении рН и Eh подземных вод позволили А.И. Перельману выделить основные геохимические классы подземных вод (табл. 5.15). Как показывают данные этой таблицы, каждая подземная вода характеризуется оп Таб ли ц a 5. 1 Основные геохимические классы вод зоны гипергенеза и гидротермальных систем Окислительно-восстановительные условия Щелочно Окислительные Восстановитель ные кислотные без Н 2S условия Сильнокислые 1. Сильнокислые 5. Сильнокислые кислородные Слабокислые 2. Слабокислые 6. Слабокислые Нейтральные и 3. Нейтральные и 7. Нейтральные и слабощелочные Слабощелочные кислородные слабощелочные Сильнощелочные 4.Сильнощелочные, 8.Сильнощелочные кислородные ределенным сочетанием окислительно-восстановительных и щелочно-кислотных условий. Для каждого из 12 классов вод характерны ассоциации подвижных и "запрещенных" элементов. Так, например, в сильнощелочных кислородных водах зоны гипергенеза легко мигрируют Na, Li, F, Mo, V, Y, Be, В, но эти воды "запрещены" для Fe, Ca, Mg, Ba, Sr. Такие примеры можно было бы продолжить. Показатели рН и Eh, как важнейшие параметры геохимической среды, широко используются для построения диаграмм рН — Eh, на которых наглядно видны поля устойчивости отдельных минералов, форм миграции элементов, соотношение твердых и растворенных фаз. Наиболее полно методика построения таких диаграмм изложена в книге американских исследователей P.M. Гаррелса и Ч.Л. Крайста [4]. Соотношение рН и Eh в подземных водах разного генезиса можно видеть на рис. 5.13.

Рис. 5.13.

Распределение значений Eh и рН природных водных сред.

По Л.Г.М. Басс -Бекки нгу и др.

Формы миграции химических элементов. Способность химических элементов к миграции зависит также от формы их нахождения в водной среде. В природных водах они могут мигрировать в коллоидной, взвешенной и истинно растворенных формах. В коллоидной форме миграция химических элементов происходит при значительных скоростях течения в поверхностных водах и высоких скоростях фильтрации в подземных водах. Размеры коллоидных частиц изменяются от 10-6-6 до 10-9 м. В отличие от взвешенных частиц, размер которых превышает 10 м, коллоидные частицы в легкопод вижной водной среде участвуют в интенсивном броуновском движении и поэтому противостоят процессам седиментации в поле сил земного притяжения. Коагуляция (слипание частиц) их обычно происходит при сильном увеличении солености воды и появлении различно заряженных частиц. В форме коллоидов могут мигрировать в той или иной мере практически все химические элементы.

Так, в районах с влажным климатом большая часть железа, алюминия, марганца, мышьяка, циркония, молибдена, титана, ванадия, хрома, по данным А.И. Перельмана, мигрирует в коллоидной форме. Медь, свинец, цинк, никель, кобальт, олово также частично мигрируют в коллоидной форме. Из коллоидных растворов (золей) эти элементы осаждаются, входя в состав богатых водой студенистых осадков — гелей. Гели образуются и при осаждении элементов из истинных растворов.

Во взвешенной (механической) форме в природных водах чаще всего мигрируют элементы, образующие устойчивые минеральные формы. Входя в состав минералов, элемент как бы теряет свои индивидуальные свойства и его дальнейшая миграция определяется податливостью к разрушению кристаллической решетки. Поэтому форма миграции элемента в данной системе часто зависит не от его химических свойств, а от степени разрушаемости кристаллической решетки минералов, в состав которых он входит. Это же касается и вторичных минеральных фаз, образуемых при взаимодействии воды с горными породами.

Среди истинно растворенных форм элементов различают нейтральные молекулы, простые и комплексные ионы. Размер их менее 10-9 м (по другим оценкам меньше 0,45·10-9 м).+В виде простых ионов мигрируют подавляющая часть макрокомпонентов (Na, K+, Са2+, Mg2++ Cl-,+Вг - и др.), а также многие, микрокомпоненты (Cu2+, Zn2+, Ni2+, Li+, Rb, Cs и др.) Комплексные ионы образуются в результате взаимодействия простых ионов разного заряда. При этом важную роль играют ионы комплексообразователи, обычно называемые лигандами. В качестве последних в природных водах - чаще -всего выступают отрицательно заряженные ионы: СО32-, SO4 2-, С1, ОН-, Br, F-, а также органические соединения. Широко распространены в подземных водах и нейтральные молекулы типа ZnSO4 0, CuCl2 0, CuSO4 0, NaOH 0 и др.

Как установлено в последние годы, большинство металлов в водах находится в виде гидроксокомплексов, полимерных ионов и комплексных соединений с анионами. Например, шестивалентный уран в растворах образует сложный катион уранил UO2 2+, который нередко дает гидроксокомплексы или входит в состав комплексных анионов.

Поэтому в водах в зависимости от их свойств могут присутствовать UO2 2+, UО2 (СО3 )2 (Н2 О)22-, UО2 (СО3 )4- и другие ионы, а также недиссоциированные молекулы U(OH)4 0 и др.

Соотношение различных форм металлов в водах изменяется в зависимости от конкретных геохимических условий среды их миграции, а также наличия соответствующих ионов — комплексообра-зователей (лигандов). В обычных подземных водах часто в значительных количествах присутствуют фосфатные, фторидные, сульфатные ионы и органические соединения, которые и выступают ведущими комплексообразователями.

Интенсивность водной миграции элементов. Для оценки вод-ной миграции элементов А.И. Перельман предложил использовать коэффициент водной миграции Кх, который равен отношению содержания химического элемента в минеральном остатке воды к его содержанию в водовмещающих породах или к кларку литосферы Кх = (т х·100)/(апх), (5.34) где тх — содержание элемента х в воде;

а — минерализация воды;

п х — содержание элемента х в водовмещающих породах или в литосфере.

Использование Кх позволяет сравнивать интенсивность миграции и концентрации распространенных и редких элементов. Например, в трещинных водах гранитоидов (табл. 5.16) Zn, Mo и Сu много Та б ли ца 5. 1 Объект анализа и K х Э ле ме нты Са Мо Си Si Zn С о став гр ан и то и до в в % 6 10 -3 11 0 -4 21 0 - 1, 32, Во д ы др ен и р ующи е 71 0 - 1, З 10 -2 3 1 0 -4 41 0 -6 2,6- 10 - гра н и то и д ы, г/ л 8, 0,08 10 8 0, Ко эф ф иц и ен т ми гра ц ии меньше, чем Si и Са, но из этого не следует, что микрокомпоненты мигрируют с меньшей интенсивностью, чем Si и Са, так как и в горных породах их намного меньше.

Если использовать кларки химических элементов, составленные нами для вод зоны гипергенеза (см. табл. 5.5 и 5.6), и кларки Таб лица 5. 1 Интенсивность миграции элементов в подзе мных водах зоны гипергенеза Элемент Содержание Содержание Коэффициент элементов в элементов в водной водах (по С.Л. земной коре миграции Кх Шварцеву), (по А.П.

г/л Виноградову), % 1,7·10- 4,7·10- Cl 1,83·10-4 2,1·10- Br 1,61·10-5 4·10-5- I 2,06·10-6 1,1·10- Mo 4, 4,55·10-2 25· Na 4, 29,6·10- 4,3·10- Ca 3, 1,86·10-2 18,7·10- Mg 2, 6,6·10- 4,5·10- F 1, 1,85·10-4 3,4·10- Sr 1, 3,4·10-5 8,3·10- - Zn 0, 25· 4,59·10- K 0, 5,58·10-6 4,7·10- Cu 0, 5,75·10-5 9,3·10- P 0, 3,31·10-6 5,8·10- Ni 0, 1·10-1- 4,94·10- Mn 0, 2,9·10-6 8,3·10- Cr 0, 1,3· 4,2·10- Th 0, 5,47·10-4 46,5·10- Fe 0, 2,06·10-6 9·10-3- V 0, 1,30·10-6 1,7· Zr 0, 2,79·10-4 80,5·10- Al 0, 1,07·10-5 4,5·10- Ti 0, горных пород, то можно расположить все химические элементы в порядке их подвижности в подземных водах (табл. 5.17).

Как видим, несмотря на резко различные содержания в водах С1, Вг и I, они мигрируют с близкой интенсивностью. То же относится к Са, Mg, Na, Zn, Sr и Mo. Таким образом, Кх позволяет сравнивать интенсивность миграции распространенных и редких элементов. Использование Кх позволило А.И. Перельману модернизировать ряды водной миграции, впервые составленные Б.Б. Полыновым, дополнить их редкими элементами, выразить результаты в более контрастной форме (табл. 5.18).

Та б л и ца 5. 1 Ряды миграции элементов в кислородных водах зоны гипергенезиса [20] Интенсивность Коэффициент водной Состав ряда в порядке миграции миграции убывания Кларка земной коры Очень сильная n · 10 – n · 100 S, Cl, B, Br,I Сильная n – n · 10 Ca, Na, M g, F, Sr, Zn, U, M o, Se, Au Средняя 0,n – n Si, K, M n, P, Ba, Rb, Ni, Cu, Li, Co, Cs, As, Ti, Ra Слабая и очень 0,0 n и менее Al, Fe, Ti, Zr, Th, и др.

слабая Геохимические барьеры. В практическом отношении важны те участки земной коры, в которых на коротком расстоянии происходит резкое уменьшение интенсивности миграции химических элементов, и как следствие, их концентрации. Это геохимические барьеры, в основу классификации которых положены виды миграции. А.И. Перельманом выделяется два основных типа геохимических барьеров — природные и техногенные.

Природные, в свою очередь, разделяются на три класса: механические, физико-химические и биогеохимические. Среди физико-химических различают окислительные, восстановительные, щелочные, кислые и прочие барьеры. Схема формирования барьеров представлена на рис. 5.14.

Геохимические барьеры возникают в водоносных горизонтах артезианских бассейнов, гидротермальных системах, почвах, корах выветривания и других местах. Поэтому геологическая среда формирования барьеров весьма разнообразна, но их геохимическая сущность в самых различных частях земной коры нередко одина ковая. Так, восстановительный сероводородный барьер известен в морской воде (например, в Черном море), в илах морей, океанов, соленых озер, в солончаковых почвах, подземных водах на учас тках разрушающихся нефтяных месторождений, в зоне цементации сульфидных руд и т.д.

Размеры барьеров различны и рационально говорить о макро-, мезо-, и микробарьерах. Следовательно, главное значение имеют не абсолютные, а относительные размеры барьеров. Барьер — это Рис. 5.14. Параметры геохимического барьера:

1 -2 — направление мигр ации э лемента до б ар ьера ( 1 ) и по сле нег о (2 ) ;

3 — область концентрации элемента (собствен но барьер);

m1 — т2 — геохимические характеристики среды до барьера и пос леднего;

l — длина бар ьера граница, переходная область, где одна устойчивая обстановка на сравнительно коротком расстоянии сменяется другой. Например, зона встречи пресных речных вод с морскими в устьях рек представляет собой геохимический барьер шириной в сотни и тысячи метров, что составляет ничтожную величину по сравнению с пространствами океана и длиной рек (тысячи километров).

5.4. ФОРМИРОВАНИЕ СОСТАВА ПОДЗЕМНЫХ ВОД Познать сложное явление формирования состава подземных вод можно, если дать ответы на пять основных вопросов: 1) источники химических элементов в конкретной воде;

2) факторы, обеспечившие ее состав;

3) процессы, обусловившие переход элементов в воду: 4) геологические обстановки формирования и 5) основные этапы формирования. К этому надо добавить, что, естественно, должен быть известен генетический тип воды и ее геологическая история.

Источниками растворенных веществ в подземных водах служат в основном горные породы, органическое вещество, захоро-няющаяся морская вода и атмосферные осадки. В отдельных случаях большая роль принадлежит также мантии, выделяющей летучие компоненты, речным и озерным водам, проникающим в недра земли.

Состав подземной гидросферы представляет итог простых и сложных форм движения, итог миграции вещества в земной коре. Водная миграция химических элементов, как показано выше, определяется внешними и внутренними факторами, которые выступают в качестве движущих сил и причин, вызывающих изменение состава воды.

Процессы — следствие факторов, которые создают или преобразуют состав подземных вод. Что же касается обстановок, то они представляют природный фон, т.е. среду существования подземных вод, от них зависит интенсивность воздействия факторов и направленность процессов. Отмеченные три природных ингредиента контролируют интенсивность, степень и объем перехода химических элементов из всех геологических оболочек земли в подземные воды и тем самым определяют закономерности формирования их состава. В дополнение к этому этапы формирования отражают уровень, на котором находится взаимодействие в системе вода — порода-газ— органическое вещество. Этот уровень в силу круговоротов воды хотя и меняется, но в определенную геологическую эпоху отражает совокупное воздействие всех факторов и процессов применительно к какой-то конкретной обстановке и выступает интегрирующей функцией всего многообразного воздействия земной коры на состав воды, и наоборот, состава воды на преобразование вещества земной коры.

5.4.1. Факторы, процессы и обстановки формирования состава подзе мных вод Вопрос о факторах формирования состава подземных вод в научной литературе обсуждается давно. Однако более или менее полное логическое завершение он получил в последние 15-20 лет. Наибольший вклад в решение этого вопроса внесли Е.В. Посохов, Е.В. Пиннекер, А.И. Перельман, С.И.

Смирнов и др. Е.В. Посохов [23] подразделяет факторы формирования состава подземных вод на следующие группы: физико-географические, физические, биологические и искусственные. Е.В. Пиннекер основные факторы формирования подземных вод представил в следующем виде [18]: 1) физико географические (рельеф, климат, водообмен, выветривание и цементация);

2) геологические (геологическая структура, тектонические движения, тип пород, магматизм, газовый фактор);

3) физико-химические (химические свойства элементов, растворимость химических соединений, кислотно щелочные и окислительно-восстановительные условия);

4) физические (температура, давление, время и пространство);

5) биологические (влияние живого вещества, почвы, ландшафт);

6) искусственные (воздействие деятельности человека).

Значение каждого из них в формировании состава подземных вод далеко не равноценно. Различают прямые факторы, непосредственно воздействующие на состав воды, и косвенные, определяющие условия, в которых происходит взаимодействие земного вещества с водой. Например, тектонические движения являются косвенными, так как под их воздействием вода из одних пород может отжиматься в другие, где и изменять свой состав. Горные породы — прямой фактор: растворяясь, они непосредственно обогащают воду ионами и химическими соединениями.

По важности воздействия на состав воды факторы формирования делят также на главные и второстепенные, или ведущие и подчиненные. Среди главных необходимо назвать неравновесность системы, вода — порода — газ — органическое вещество и ее строго направленное геологически длительное развитие (см. раздел 5.2).

Все природные факторы формирования состава вод взаимосвязаны и соподчинены. Поэтому изменение влияния одного из них вызывает целую цепь причинно-следственных изменений. Так, например, интенсивность водообмена есть сложная функция количества атмосферных осадков, степени их испарения, характера рельефа, проницаемости горных пород, их литологического состава и т.д. (см. раздел 3.2). Следовательно, все перечисленные факторы воздействуют на состав воды косвенно, через интенсивность водообмена.

Таким образом, водообмен, являясь производным ряда более общих факторов, выступает в качестве не производного, а задающего относительно состава воды. А если это так, то налицо следующая соподчиненность и взаимозависимость: осадки — водообмен — состав воды. В этом ряду каждый следующий (после первого) фактор является производным впереди стоящего и одновременно определяющим для каждого из последующих.

Аналогичным образом можно рассмотреть связи между климатом, почвами и составом воды. Совершенно очевидно, что и здесь мы видим связь климат — почва — состав воды, а не наоборот. Точно также рельеф, как производное геологической структуры, влияет на водообмен и через него на состав воды, т.е. через промежуточные звенья, а не прямым образом.

Более сложные связи выявляются между геохимической средой, типом выветривания и составом воды. Как показано выше (см. раздел 5.2), тип выветривания определяется характером среды, среда — сложная функция количественных соотношений взаимодействия воды с горными породами и органическим веществом, выражаемого через количество растворенных продуктов. Последнее зависит от времени взаимодействия в системе вода — порода — газ — органическое вещество. Время взаимодействия, в свою очередь, зависит от интенсивности водообмена, а интенсивность взаимодействия — от температуры и дисперсности растворяемого продукта, а также его количества. Применительно к органическому веществу его количе ство зависит от биологической продуктивности ландшафта, а также направленности его биологического преобразования. Рассмотрение отмеченных генетических связей позволяет наметить следующую соподчиненность группы факторов: климат—биологическая продуктивность— тип разрушения органического вещества — геохимическая среда — тип выветривания — состав воды.

Все сказанное позволило нам расположить основные факторы, контролирующие состав подземных вод в зоне гипергенеза, в определенной соподчиненности (рис. 5.15). Из этого рисунка видно, что состав подземных вод не связан непосредственно ни с количеством атмосферных осадков, ни рельефом местности, ни типом горных пород, хотя каждый из них и оказывает определенное влияние на геохимию формирующихся растворов.

Но характер этого влияния проявляется через такие параметры, как биологическая продуктивность ландшафта, интенсивность водообмена, характер геохимической среды и т.д. Поэтому любые попытки искать связь состава подземных вод непосредственно с составом горных пород, характером рельефа или количеством осадков являются бесплодными и не приводят к ожидаемым результатам.

Среди ведущих факторов в наше время особое значение приобретают техногенные, обусловленные деятельностью человека, который уже давно стал геологической силой. К сожалению, человек часто без должного основания вмешивается в установившиеся взаимосвязи между природными явлениями и, нарушая их, приводит к непредсказуемым последствиям.

Разработка полезных ископаемых, гидротехническое строительство, мелиорация земель, эксплуатация водоносных горизонтов для целей водоснабжения, сброс в земные недра радиоактивных загряз Рис. 5.15. Соподчиненность основных факторов формирования состава подземных вод зоны гипергенеза [25] ненных стоков, попадание в водоносные горизонты продуктов атомных взрывов и распыляемых ядохимикатов — таков далеко не полный перечень искусственных факторов, воздействующих на состав подземных вод. С каждым годом их роль неуклонно возрастает и становится решающей. В этой обстановке перед человечеством стоит острая задача научиться идти не врозь с законами природы, а в унисон с ними, научиться в разумных пределах управлять ими, поступать таким образом, чтобы не нарушать установившихся связей между факторами формирования, а изучив их, предсказывать любые возможные последствия.


Гидрогеохимические процессы, формирующие состав подземных вод, по принципу их действия Е.В. Пиннекер [18] разделяет на следующие группы (табл. 5.19): 1) перенос вещества, осуществляемый по механизму молекулярной диффузии и фильтрационного (диффузионно-конвективного) массопереноса;

2) процессы, переводящие вещество в раствор;

3) процессы, выводящие вещество из раствора;

4) процессы сочетающие воспроизводство и поглощение растворенного вещества;

5) процессы добавления или удаления молекул растворителя.

Перечисленные процессы определяют формирование состава подземных вод, т.е. накопление элементов определенного состава и в определенных соотношениях. Если же вода какого-либо состава в процессе круговорота его изменяет, то в этом случае говорят о процессах метаморфизации. Последнее особенно ха рактерно для морской воды при ее захоронении в ходе геоло Табли ца 5. 1 Ведущие природные гидрогеохимические процессы гического круговорота. Как показал Н.С. Курнаков, метаморфи-зация вод имеет направленный характер. Если состав воды изменяется от гидрокарбонатного к сульфатному, а затем к хлорид-ному, то такое направление метаморфизации называют прямым. Изменение состава в обратном направлении получило название обратной метаморфизации.

Приведенные в табл. 5.19 разновидности природных процессов требуют некоторого пояснения. Прежде всего необходимо четко различать разницу между растворением и выщелачиванием. Как было показано ранее, растворение вызывает полное разрушение кристаллической решетки конкретного минерала и переход всех ионов в раствор. При инконгруэнтном растворении часть из этих ионов тут же может формировать вторичную минеральную фазу (см. раздел 5.2). При выщелачивании происходит избирательное растворение отдельных более растворимых минералов, но сохранение других, менее растворимых. В результате каркас породы часто не разрушается, а сохраняется.

Стимуляторами процессов выщелачивания и растворения являются кислород и различные кислоты, содержащиеся в подземных водах. Эти агенты способствуют предварительному растворению легко растворимых минералов, например, карбонатов под действием агрессивной углекислоты.

Кислород, растворенный в подземных водах, вызывает, например, избирательное окисление сульфидных минералов, в результате чего подземные воды обогащаются сульфатами металлов и снижают рН за счет формирующейся серной кислоты. Окисление пирита может протекать в два этапа:

2FeS2 + 7О2 + 2Н2 О - 2FeSO4 + 2H2 SO4 ;

(5.35) 4FeSO4 + 2H2 SO4 + O2 - 2Fe(SO 4 )3 + H2 O. (5.36) Часть состава осадочных пород, представленную легко растворимыми соединениями (карбонаты кальция и магния, гипс и ангидрит, рассеянный галит и т.д.) и растворами, пропитывающими породу, а также обменными катионами глин, находящимися в поглощенном состоянии, А.Н. Бунеев назвал ионно-солевым, или ион-но-обменным, комплексом породы. Особенно велика роль этого комплекса в осадочных породах морского генезиса. При попадании в эти породы инфильтрационных вод происходит медленное выще лачивание и вынос всех подвижных компонентов. Основной же каркас глинистых пород при этом не нарушается.

Различают "континентальный" и "морской" облик ионно-об-менного комплекса. Первый свойствен породам, образовавшимся на суше, и характеризуется преобладанием поглощенного кальция, второй — морским отложениям, в которых доминирует поглощенный натрий. При попадании воды иного состава между ионно-обменным комплексом и водой начинается катионный обмен.

Направленность катионного обмена определяется гидрогеохимической обстановкой. Наиболее энергично обменно-адсорбционные реакции»

протекают при внедрении подземных вод в породы с иным поглощающим комплексом, чем растворенные катионы. В этом случае катионный обмен приобретает направленный характер.

Когда, например, гидрокарбонатные или сульфатные кальциевые воды взаимодействуют с породами, содержащими преимущественно поглощенный натрий, катионный обмен приводит к появлению подземных вод натриевого состава (реакция Гедройца):

Са(НСО3 )2 + 2Nа+(п.к.) – 2NaHCO3 + Ca2+ (п.к.). (5.37) Если же в породы, поглощающий комплекс которых состоит в основном из кальция, попадают натриевые воды, скажем, морского происхождения, катионный обмен приводит к выходу в раствор кальция (реакция Щукарева):

2NaCl + Са2+ (п.к.) – СаС12 + 2Na+(п.к.). (5.38) Обменно-адсорбционные процессы совершаются главным образом в верхних горизонтах осадочных пород. В глубоких горизонтах они проявляются слабее. Причина тому — старение коллоидов и отсутствие источников их обновления.

Кроме ионно-обменных процессов важную роль играют окислительно восстановительные и биогеохимические реакции, в основе которых лежит перенос электронов от одних атомов к другим. Окисление — химическая реакция, при которой атом отдает электроны и повышает валентность, восстановление — наоборот, обеспечивает присоединение электронов.

Примером может служить широко распространенная в природе реакция восстановления сульфатов до сероводорода, в которой сера восстанавливается, а углерод окисляется SO2-4 + 2Cорг + 2Н2 О — 2НСОз- + H2 S. (5.39) Для протекания этой реакции необходимо: 1) отсутствие кислорода;

2) наличие органического вещества и 3) участие в процессе десульфурирующих бактерий. Органическое вещество (С орг) служит питательной средой для бактерий. Образование сероводорода за счет биогеохимического восстановителя происходит как на больших глубинах, так и в поверхностных отложениях (торфяники, иловые воды морей и т.д.). В глубоких горизонтах бактерии в качестве поставщика углерода используют битумы, нефть и рассеянную органику. Наряду с сероводородом, при десульфатизации появляется углекислота и гидрокарбонат-ион. Вода приобретает щелочную ре- акцию. В конечном счете десульфатизация ведет к появлению гид рокарбонатных натриевых или кальциевых вод.

Другими процессами формирования состава подземных вод являются так называемые мембранные явления, среди которых различают фильтрационный и осмотический эффекты.

Геохимическое значение фильтрационного эффекта при метасоматозе первым отметил Д.С. Коржинский. Он и его последователи (Л.Н.

Овчинников, А.С. Шур, В.А. Жариков) установили, что при фильтрации раствора через породы с различной проницаемостью растворенное вещество перемещается независимо от растворителя. Тонкодисперсные породы способны пропускать через себя растворитель (воду), а растворенное вещество такой "фильтр" задерживает или пропускает частично. В результате соленость профильтровавшегося раствора уменьшается, а остающегося — возрастает пропорционально радиусу частиц и давлению в системе, но снижа ется при увеличении размера пор и коэффициента диффузии ионов.

Осмотический эффект проявляется, когда в соприкосновение приходят два раствора разной концентрации, которые разделены полупроницаемой перегородкой, пропускающей молекулы растворителя, но препятствующей прохождению частиц растворенного вещества. В этом случае растворитель перемещается от раствора с малой концентрацией к раствору с высокой концентрацией, что способствует выравниванию солености воды.

С позиций физико-химической гидрогеодинамики более правдоподобной представляется концепция обратного осмоса, развиваемая в различных модификациях некоторыми зарубежными учеными. В основе подобных взглядов положен факт, что при пропускании водного раствора через тонкую полупроницаемую мембрану (скажем, глинистую) молекулы воды при определенных условиях через нее проходят, а молекулы растворенного вещества частично или полностью задерживаются.

Лабораторный эффект обратного осмоса Д. Бредехофт и другие исследователи распространили на природную водонапорную систему, в которой движущей силой служит гидростатический напор (рис. 5.16). По их схеме путем "отсеивания" солей концентрация пластовых вод в погруженных частях бассейна возрастает в несколько раз даже при отсутствии других поставщиков растворенных веществ.

Как фильтрационный, так и осмотический эффекты применимы только к частным случаям формирования минерализации и состава подземных вод. Вопрос о региональном значении обоих процессов в концентрировании вещества подземных вод требует дальнейшего изучения.

Гидрогеологические циклы и обстановки формирования подземных вод.

Действие описанных выше факторов и процессов формирования подземных вод проявляется в определенных сочетаниях и последовательности в зависимости прежде всего от генетического типа и генетического цикла (круговорота) подземных вод. Поэтому еще в 1947 г. Г.Н. Каменский выделил три генетических цикла подземных вод.

1. Инфильтрационный, связанный с инфильтрацией aтмосфер ных осадков и комплексом геохимических процессов, протекающих в верхней зоне земной коры.

2. Морской, или осадочный, связанный с захоронением морских вод в процессе осадкообразования и с дальнейшей их метаморфизацией.

3. Метаморфический и магматический циклы, определяющие формирование глубинных вод. В силу того, что до настоящего Рис. 5.16. Схема возможного концентрирования подземных вод по механизму обратного осмоса в седиментационном бассейне:

1 — полупроницаемая глинистая мембрана;

2 — водоносный горизонт;

3 — непроницаемые породы;

4 — пьезометрический уровень;

5 — направление движения подземных вод;

6 — направление движения воды через мембрану времени различить магматические и метаморфические воды практически невозможно, имеет смысл объединить два рассматриваемых цикла в один — метаморфогенно-магматический.

Среди указанных генетических циклов Г. Н. Каменский более подробно охарактеризовал инфильтрационный, выделив в зависимости от направления протекающих процессов три типа вод по условиям формирования: 1) грунтовые воды выщелачивания, формирующиеся в условиях достаточно интенсивного развития процессов инфильтрации атмосферных осадков;


2) грунтовые воды континентального засоления, формирующиеся в засушливых степных и пустынных равнинах под влиянием интенсивного испарения и процессов взаимодействия с засолеными почвами;

3) артезианские воды выщелачивания, подразделяющиеся на два подтипа: а) пластовые воды артезианских бассейнов платформенных депрессий и б) пластово-трещинные, трещинно-жильные и трещинные воды горноскладчатых областей.

Таким образом, Г.Н. Каменский на примере инфильтрационного цикла показал, что каждый тип вод формируется под влиянием комплекса факторов и процессов, действующих в рамках строго определенного пространства и времени. Последнее контролируется не только характером, но и длительностью (временем) воздействия на воду того или иного фактора и процесса.

Оценивая выделенные Г.Н. Каменским генетические циклы под земных вод с позиций последних достижений гидрогеологии, следует подчеркнуть, что представления о первых двух из них — инфильтрационном и морском — существенно не изменились. Речь может идти о названии только второго цикла, который с современных позиций лучше называть седиментационным, так как захоронение и метаморфизация вод связаны непосредственно с образованием и последующим преобразованием осадка.

Что касается метаморфогенно-магматического цикла внутризем-ных вод, то представления о его природе существенно изменились. По современным воззрениям даже в районах активного вулканизма резко преобладают воды инфильтрационного, а не ювенильного генезиса. Вместе с тем формирование состава таких вод невозможно себе представить без прямого или косвенного участия вулканических процессов и тесного взаимодействия их с вмещающими породами (гидротермальные процессы). Если вулканизм понимать в широком смысле, включающем все явления, которые обусловлены деятельностью магмы как на глубине, так и на поверхности земли, а гидротермальные явления, — как комплекс процессов, связанных с деятельностью всех глубинных горячих вод независимо от их генезиса, то рассматриваемый цикл воды лучше назвать вулканоген-но-гидротермальным.

При таком понимании вулканогенно-гидротер-мальный цикл включает деятельность ювенильных, возрожденных (метаморфогенных и вулканогенных), инфильтрационных и седиментационных вод, смешанных в той или иной степени.

5.4.2. Формирование состава инфильтрационных вод Формирование состава подземных вод инфильтрационного цикла начинается в атмосфере и продолжается в почвах и горных породах до тех пор пока вода не окажется в области разгрузки и не покинет горные породы. В соответствии с этим можно выделить четыре этапа формирования состава подземных вод рассматриваемого цикла: атмогенный, биогенный, литогенный и испарительный [26].

Атмогенный этап формирования. Несмотря на довольно большое разнообразие химического состава незагрязненных промышленными отходами дождевых и снеговых вод, все же они, как правило, отличаются низкой минерализацией, не превышающей в районах гумидного климата 50, а нередко и 20 мг/л (табл. 5.20). Исключение составляют только некоторые районы морских побережий, где за счет солей, захватываемых с поверхности океанов и морей, минерализация дождевых вод может быть более 100 мг/л.

Особенно сильно общая минерализация атмосферных осадков возрастает в районах с сухим климатом, где она в отдельные периоды года (на ограниченных площадях) может достигать даже нескольких г/л.

С каждым годом все более возрастает роль антропогенных факторов, которые резко изменяют состав атмосферных осадков и оказываются решающими. Выброс в атмосферу газов, ее запыление, загрязнение разнообразными отходами приводят к образованию кислот (H2 SO4, HNO3 ), в ряде случаев щелочей, а также к обогащению вод различными металлами, органическими соединениями и разнообразными солями. В результате возрастает общая минерализа ция осадков, изменяется их состав, кислотно щелочные свойства, агрессивность.

По имеющимся данным в настоящее время антропогенное воздействие на состав атмосферных осадков обнаружено не только в промышленно развитых регионах земного шара, но даже в Гренландии и Антарктиде. Все это должно учитываться при изучении химического состава подземных вод.

Часть химических элементов атмосферные осадки заимствуют из океана (натрий, хлор, йод, бром и др.), но большую часть из пыли, поднимаемой с континентов, а в условиях засушливого климата из легкорастворимых солей.

В последнем случае состав осадков является сульфатным или даже хлоридным.

Кроме солей, атмосферные осадки обогащены растворенными газами:

азотом, кислородом, углекислым и инертными газами (табл. 5.21). При этом в силу различной растворимости отдельных газов (см. рис. 5.3) соотношение газовых компонентов в растворе отлично от их соотношения в воздухе. Часть газов вступает в химическое взаимодействие, образуя новые продукты.

Так, СО2, взаимодействуя с Н 2О, образует углекислоту, диссоциация которой приводит к понижению рН и повышает агрессивность выпадающих осадков [см. уравнения (5.22) и (5.23)]. Воздуш Таблица 5. Па рциа льное давление газ ов в а тмосфе ре, Па Газ Давление Газ Давление Газ Давление 78,1·103 5·10- N2 He 0,52 H 20,9·103 (0,1-1,0)·10- O2 CH4 0,15 O 0,93·103 8,7·10- Ar Kr 0,11 Xe (0,1-2,8)·103 (0,05-2,0)·10- H2 O CO 0,006-0,1 NO 0,03·103 6·10- CO2 SO2 0,1 Rn 5·10- Ne 1,8 N2 O ные газы, проникая вместе с водой в горные породы, в значительной мере определяют облик подземной гидросферы. При этом химически активные газы, участвуя в различных химических реакциях, образуют целую цепь разнообразных вторичных продуктов, в то же время инертные газы могут проникать на большие глубины, существенно не меняя своего состояния и поэтому служат индикаторами генезиса и путей движения подземных вод.

Биогенный этап формирования. Выпадающие на земную поверхность атмосферные осадки в подавляющем большинстве случаев на пути своего движения встречают растения и почвы, играющие важнейшую роль в преобразовании состава воды. Так, дождевая вода, собранная под кронами хвойных деревьев, содержала кальция и натрия в три раза, а калия в 17 раз больше, чем дождевая вода, собранная на открытых пространствах.

Следовательно, проходя через кроны деревьев, атмосферные осадки уже обогащаются биогенными элементами, сконцентрированными в растениях. Но особенно велико в этом отношении влияние разлагающегося органического вещества почвенных горизонтов.

Атмосферные осадки, богатые кислородом, прежде всего окисляют органическое вещество и обогащаются дополнительными порциями углекислого газа, что ведет к резкому увеличению парциального давления последнего. Этому же способствуют и дыхательные функции корневых систем. Одновременно часть органического вещества растворяется в подземных водах и обогащает их различными органическими кислотами (гуминовыми, фульвокислотами, муравьиной, уксусной и др.), продуктами их диссоциации и биогенными элементами (К, Р, N, S). Вследствие этого воды становятся кислыми и слабокислыми.

Просачиваясь вниз, кислые растворы взаимодействуют с минеральной частью почв и постепенно подщелачиваются. По этой же причине в них возрастает концентрация кремнезема. В то же время содержания ряда других элементов уменьшаются. Это обусловлено тем, что часть элементов извлекается корнями живущих растений и участвует в новом биологическом цикле, другая часть образует органо-минеральные комплексы, формирующие почву.

Вместе с тем нельзя не подчеркнуть, что роль почв на состав фильтрующихся вод крайне высока и разнообразна. Как первым установил В.В. Докучаев, почвы зональны, и их влияние на подземные воды тоже зонально и многообразно. В частности, обработка фактических данных по составу почвенных вод различных климатических зон земного шара показывает, что их состав определяется не только процессами гумификации, минерализации и растворения органического вещества, но и процессами активного выветривания горных пород. В результате почвенные воды каждой из климатических зон обогащаются строго определенным комплексом химических элементов.

Таким образом, роль органического вещества почв заключается в обогащении подземных вод прежде всего углекислым газом, различными органическими кислотами, биогенными элементами и реже метаном.

Вследствие чего в почвенных горизонтах происходит значительное изменение газового состава воды (уменьшение содержаний О2 и увеличение СО2, реже СН при практически постоянном количестве N2), характера геохимической среды (рН и Eh), некоторое (а в условиях аридного климата значительное) увеличение минерализации раствора и изменение его состава. Высокие содержания органических кислот в растворе, особенно гумусовых и фуль вокислот, резко увеличивают его агрессивные свойства относительно алюмосиликатных и карбонатных пород, растворение которых в этих условиях протекает поэтому эффективно. Этому в немалой степени способствует и активная микробиологическая деятельность, характерная для почвенных вод.

Исключительная роль живой и биокосной материи почв в формировании состава подземных вод была выявлена работами известных геохимиков и почвоведов (В.И. Вернадским, Б.Б. Полыно-вым, В.А. Ковдой, А.И.

Перельманом и др.). В частности, органическое вещество переводит химические элементы в подвижную форму, концентрирует их на поверхности земли и в результате они становятся доступными для просачивающихся атмосферных осадков. Последние, быстро изменяя свой состав, определяют качественно новый этап эволюции системы вода—порода—газ—органическое вещество. Как установлено нами в последние годы, в этих условиях равновесными с водой оказываются не только гидроксиды элемен-тов гидролизатов, но и глинистые минералы [24]. Тем самым в почвах формируется новый относительно атмосферных осадков геохимический барьер, состоящий из глин и органического вещества. Следовательно, эволюция состава воды в этих условиях претерпевает качественно новые изменения.

Литогенный этап формирования. Пройдя почвенный горизонт, подземные воды вступают во взаимодействие с подстилающими горными породами. Поэтому дальнейшая эволюция их состава кон тролируется типом водовмещающих пород и характером водообмена. При этом в силу того, что в подавляющем большинстве случаев воды уже насыщены относительно глинистых минералов, последние не являются сколь-либо заметным источником элементов, хотя процессы катионного обмена и сорбции в ряде случаев могут существенно изменять состав вод и в пределах глинистых пород.

В случае карбонатных пород, с которыми в условиях гумидного климата подземные воды находятся в неравновесном состоянии (см. раздел 5.2.2), происходит их растворение и формирование гидрокарбонатных кальциевых или кальциево-магниевых вод. При этом чем меньше интенсивность водообмена и больше время нахождения воды в горных породах, тем выше их минерализация. В условиях лесостепных, степных и пустынных ландшафтов почвенные воды насыщены относительно кальцита и поэтому, за редким исключением, не способны к растворению этих минералов.

При наличии в горных породах сульфатных или хлоридных солей последние растворяются достаточно быстро и определяют формирование сульфатных или хлоридных вод. Поскольку растворимость гипса не превышает 2,5 г/л, а галита достигает 320 г/л, соответственно максимально возможная минерализация подземных вод не превышает указанных пределов.

Значительно сложнее происходит химическая эволюция подземных вод в пределах алюмосиликатных пород, так как характер растворения последних зависит от исходного состава и рН раствора, поступающего в эти породы.

В том случае, когда атмосферные осадки, пройдя почвенный горизонт, остаются кислыми, ультрапресными и содержат мало кремнезема ( мг/л), что возможно в условиях весьма интенсивного водообмена и развития малокремнистых (латеритных) почв, алюмосиликаты растворяются с образованием оксидов и гидрокси-дов алюминия и железа. В этом случае в раствор переходят все подвижные катионы, практически весь кремний и все микрокомпоненты, которые не связываются полуторными оксидами, т.е.

большая часть объема растворяемой породы оказывается в растворе.

Вследствие интенсивного водообмена общая минерализация таких вод остается весьма низкой (менее 200 мг/л), невысокие содержания катионов при высоком парциальном давлении СО 2 определяют их слабокислый или даже кислый характер. Высокая степень выноса кремнезема из пород приводит к его концентрации в растворе более высокой, чем содержание подвижных катионов. По составу эти воды являются кремнисто гидрокарбонатными, в которых содержания кремнезема тем выше, чем больше НСОз-. Такие воды развиты в тропических областях избыточного увлажнения и реже в других климатических зонах, включая регионы многолетней Мерзлоты, горные сооружения и некоторые другие. Обязательным условием для формирования рассматриваемого типа вод является интенсивный водообмен, короткие пути движения воды от области питания к области разгрузки, слабое развитие или малокремнистый характер почв. Как только водообмен уменьшается и содержание кремнезема достигает 5 мг/л и более, среди вторичных продуктов устойчивыми оказываются глины, которые связывают не только алюминий, но и кремний. В этом случае в растворе продолжают накапливаться подвижные катионы, соответственно возрастает содержание НСОз - и рН, но рост содержания кремнезема замедляется, что приводит к уменьшению его концентрации не только относительно катионов, но и НСОз- и, следовательно, к переходу кремнисто-гидрокарбонатного типа вод к гидрокарбонатному. Такие воды широко развиты как в условиях тропического, так и умеренного климата на участках достаточно активного водообмена в пределах развития лесных ландшафтов.

На определенном этапе эволюции системы вода — порода, а именно при рН 7,4 и общей минерализации 0,6 г/м (см. рис. 5.8.) происходит насыщение последних продуктами растворения кальцита, т.е. возникает новый физико химический барьер, препятствующий накоплению в растворе кальция. С этого момента состав раствора контролируется не только глинами, но и карбонатами.

Поэтому дальнейшая эволюция состава воды в алюмосиликатных породах связана с преимущественным накоплением уже не кальция, а натрия.

Общая схема эволюции состава подземных вод выщелачивания по мере увеличения их общей минерализации, начиная с момента выпадания атмосферных осадков, хорошо прослеживается на рис. 5.17. Как видно из этого рисунка, на первых стадиях эволюции состава вод рост в них содержания кальция превышает рост натрия. И только после достижения равновесия воды с карбонатами характер накопления элементов в растворе меняется в сторону резкого усиления роли натрия. Соответственно меняется и характер наклона прямой линии, отражающей путь формирования состава воды.

Содовые воды. Подземные воды, в которых натрий по содержанию преобладает над кальцием, а гидрокарбонат-ион — над другими анионами, получили названия содовых. Вопросы генезиса таких вод, широко развитых в степных и лесостепных ландшафтах, а также в краевых частях артезианских бассейнов, являются дискуссионными. Между тем если исходить из равновесно-неравновесного состояния системы вода —порода, то формирование содовых вод получает свое естественное объяснение.

Вода разрушает любую горную породу в течение всего времени взаимодействия с нею. При этом все химические элементы переходят в раствор. Часть элементов тут же взаимодействует между собой и дает начало новым минеральным фазам. Аl и Si образуют глины разного состава и поэтому не накапливаются в воде в больших количествах. Кальций на определенной стадии своего концентрирования в растворе связывается кальцитом. Чтобы это Рис. 5.17. Система НС1-Н2О -Al 2O 3-Na2O CaO-CO 2 -S iO 2 при 25° С и lg[HS iO]= —3,5 с внесением данных по составу подземных вод различных ландшафтных зон [25].

Стрелкой показано направление эволюции состава воды. Услов ные обозначения см. на рис. 5. произошло вода должна растворить определенный объем породы и накопить в растворе определенное количество Са 2+ (см. рис. 5.9). Магний в это время связывается монтмориллонитом, а натрий продолжает концентрироваться в растворе и постепенно приводит к формированию гидрокарбонатных натриевых, т.е. содовых, вод.

Следовательно, сода образуется не на всех этапах взаимодействия воды с горными породами, а только после того как раствор насытился карбонатами Са. На рис. 5.9 этому соответствует отрезок кривой А-Н между точками Е и F.

Но чтобы достичь этого отрезка кривой, вода должна находиться в горных породах строго определенное время. Если вода в процессе круговорота покинет породу раньше, то не произойдет насыщения ее кальцитом и сода не сможет образоваться потому, что кальция в растворе больше, чем натрия (см. рис. 5.2). Если вода в горной породе будет находиться больше положенного времени, вместо НСОз-, который связывается кальцитом, будет доминировать SO4 2-. В этом случае воды опять будут не содовыми, а сульфатными натриевыми.

На примере формирования содовых вод мы еще раз убеждаемся в том, что каждому этапу взаимодействия воды с горными породами соответствует определенный тип воды по составу (см. раздел. 5.2.3). Этап же взаимодействия определяется временем нахождения воды в горной породе, а время, в свою очередь, интенсивностью водообмена. Отсюда вытекает исключительно важная роль водообмена в формировании состава воды.

Криогенная метаморфизация подземных вод. Одним из своеобразных воздействий на подземные воды является криогенез — совокупность физико химических процессов, протекающих в крио-литосфере, а также сезонномерзлых породах, т.е. при отрицательных температурах. Особые условия формирования состава подземных вод под влиянием криогенеза обусловлены тем, что, во-первых, вода находится в твердой фазе или имеет низкую (вплоть до отрицательной) температуру, во-вторых, затруднен и подавлен доступ "свежих" вод, и, в-третьих, специфическими являются процессы преобразования пород.

Воздействие криогенеза на состав и минерализацию подземных вод, по Р.С. Кононовой, следующее:

1. Вымораживание воды приводит к образованию твердой фазы льда, минерализация которого ниже исходной воды, и вызывает увеличение минерализации оставшегося раствора.

2. Количество вовлеченных в лед солей зависит от концентрации их в оставшемся растворе, состава пород, интенсивности водообмена и скорости образования льда. Медленное, постепенное вымораживание содействует образованию наименее минерализованных льдов.

3. Между льдом и промерзающим раствором происходит перераспределение солей. В лед соли вовлекаются избирательно. Одновременно с кристаллизацией льда из раствора выделяются соединения, достигающие при соответствующей температуре предела насыщения: из пресных вод выпадает карбонат кальция, а затем и карбонат магния;

соленые воды и рассолы лишаются сульфатов кальция и натрия.

4. При последующем оттаивании карбонаты кальция и магния, а также сульфаты кальция и натрия не полностью переходят в раствор, снижая тем самым минерализацию образующейся жидкой фазы и меняя ее состав по сравнению с исходной водой.

5. Чередование во времени вымораживания и оттаивания пресных гидрокарбонатных кальциевых вод ведет к формированию менее минерализованных гидрокарбонатных натриевых. Вымораживание соленых вод обеспечивает появление рассолов с повы шенным содержанием хлоридов кальция и магния, а при низких температурах — также натрия.

Своеобразный отпечаток накладывает мерзлота на нижележащие подмерзлотные воды в виде образования ниже современной подошвы мерзлых пород зоны "опреснения", которая глубже резко переходит в зону "концентрирования" (рис. 5. 18). Последняя, по мнению Р. С. Кононовой, отвечает глубине "максимального промерзания в прошлые более холодные эпохи. Ниже располагаются неизмененные криогенезом подземные воды.

Таким образом, появление зон "опреснения" и "концентрирования" обязано палеомерзлотным условиям.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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.