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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 7 ] --

В песчано-глинистых и карбонатных отложениях мезозоя и перми.

Сибирской платформы, по данным Е.В. Пиннекера, под 500-600-метровой криолитосферой мощность зоны "опреснения" Рис. 5.18. Изменение минерализации подмерзлотных вод с глубиной в Намской опорной скважине, Якутия. По Р. С.

Кононовой:

Зоны: I — пестрых по степени минерализации вод;

II - "опреснения";

III -"концентрирования";

IV — не измененных криогенными процессами вод составляет более 1000 м. По составу подземные воды — гидрокарбонатные или хлоридные натриевые с минерализацией 0,5-6 г/л. В зоне "концентрирования" они достигают или приближаются к стадии рассолов и становятся хлоридными натриевыми или кальциевыми, а глубже переходят в соленые воды того же состава.

Подземные воды с отрицательной температурой, которые Н.И.

Толстихин называет криопэгами ("холодные воды"), почти всегда представлены рассолами. Широко развиты они на севере Сибирской платформы.

По сообщению Я.И. Неизвестного, переохлажденные рассолы (с температурой до -10° С) обнаружены в шельфе и на островах Северного Ледовитого океана. Состав их хлоридный магниево-натриевый, а минерализация — от 35 до 140 г/л, т.е. значительно выше "исходной" воды Ледовитого океана.

Испарительный этап формирования. В условиях аридного климата, где испарение преобладает над осадками, формируются солоноватые и соленые воды, из которых выпадают соли. Такие воды неглубокого залегания получили название вод континентального засоления. В изучение проблемы формирования состава этих вод. большой вклад внесли Н.С. Курнаков, Г.Н.

Каменский, O.K. Ланге, В.А. Ковда, М.Г. Валяшко и др. Установлено, что в процессе испарения происходит последовательное осаждение из воды гидро ксидов Al, Fe, Mn, глинистых минералов различного состава, фульватов и фосфатов, карбонатов Са и Mg, сульфатов Са и Na, хлоридов Na, К, Са и Mg, наконец, нитратов (рис. 5.19). Соответственно последовательно растет общая минерализация подземных вод и изменяется их состав от кремнисто гидрокарбонатных разнообразного катионного состава через гидрокарбонатные натриево Рис. 5.19. С хема водной испарительной дифференциации продуктов выветривания и поч вообразования. По В.А. Ковде:

— направление стока и возрастающего испарения;

2 — насыщение раствора и осадка компонентов кальциевые и натриевые, сульфатные натриевые к хлоридным на триевым и натриево-кальциевым со всеми переходными подтипами.

В природных условиях испарительная концентрация происходит при постоянном движении подземных вод и их взаимодействии с вмещающими горными породами. Это приводит к довольно большому разнообразию состава вод континентального засоления и их равновесному состоянию с вторичными продуктами. Так, по данным А. Аль-Друби на территории Чада первым минералом, с которым устанавливается равновесие подземных вод, является Mg-монтмо-риллонит, затем кальцит, аморфный кремнезем, гипс, ярозит и мирабилит. Важно, что равновесие с кальцитом и Мg-монтморилло: нитом устанавливается в водах на ранних этапах их эволюции, когда степень концентрирования относительно атмосферных осадков не превышает 2, а общая минерализация 1 г/л. Естественно, что поскольку взаимодействие воды с алюмосиликатами продолжается и на более поздних стадиях их концентрирования, процессы образования глин и карбонатов играют значительную роль на всех этапах формирования вод континентального засоления.

По нашим данным [26], воды континентального засоления обычно являются слабощелочными, солоноватыми и солеными, пестрыми по составу (см. табл. 5.5 и 5.6). При минерализации свыше 5 г/л содовые воды в условиях зоны гипергенеза, как правило, не встречаются в силу избирательного концентрирования хлоридов и сульфатов натрия. Содержание некоторой части микрокомпонентов и кремнезема в водах, хотя и повышается по мере концентрирования раствора, но строгой пропорциональной зависимости между этими параметрами не наблюдается, что объясняется соосаждением малых элементов с выпадающими из раствора при его концентрировании солями и глинистыми минералами. И только такие подвижные элементы, как Вг, В, J, S, Mo, Li, Sr и другие, наряду с натрием и хлором способны к значительной концентрации в соленых водах. Следовательно, по мере увеличения солености ра створа количество химических элементов, способных оставаться и концентрироваться в жидкой фазе, неуклонно уменьшается. Все это приводит к унификации и качественному обеднению спектра химических элементов в соленых водах и рассолах.

В заключение подчеркнем, что формирование вод континентального засоления — это результат длительного развития ландшафта в условиях положительного баланса солей, при Котором выщелачивание или разрушение пород превышает вынос и поэтому часть элементов образует соли.

Последние, поднимаясь в атмосферу ветром, резко повышают минерализацию метеорных вод. Высокая степень испарения этих вод приводит к еще большему концентрированию солей в растворе, уменьшая тем самым ее выщелачивающую способность. Все это лишний раз подчеркивает, известное положение о том, что познание даже современных условий формирования химического состава подземных вод континентального за соления не может быть полным без учета особенностей историко-геологического и ландшафтно-климатического развития региона.

Напорные воды горно-складчатых областей. В случае проникновения инфильтрационных вод по зонам разломов на значительные глубины формируются термальные воды разнообразного состава и солености.

Наиболее благоприятные условия складываются для этого в горно складчатых областях (см. рис. 3.16 и 4.2). На поверхности земли такие воды проявляются в виде восходящих горя чих, часто газирующих родников. Среди них наиболее широко распространены азотные и углекислые термы, а на больших глубинах и даже рассолы.

Азотными термами называют термальные воды, в растворенном газе которых преобладает азот. Такие воды распространены в складчатых областях на участках глубоких и протяженных разломов, формируются они в результате выщелачивания нагревающимися водами вмещающих пород (A.M.

Овчинников, Л.Н. Барабанов, В.Н. Дислер, Д.Е. Уайт и др.).

Азотные термы отличаются слабой газонасыщенностью (до 25-35 мл/г), низкой минерализацией (редко более 0,5-2,0 г/л) и рН, превышающем 7. В ионно-солевом составе слабоминерализованных азотных терм преобладает гидрокарбонат или реже сульфат натрия, еще реже встречается хлорид натрия. Почти всегда они содержат в повышенных концентрациях кремнекислоту, сероводород, фтор, литий, радон и т.д. Температура колеблется от 20 до 100° С.

Слабая газонасыщенность азотных терм свидетельствует об атмосферном происхождении их газовой фазы. По мере погружения и нагревания инфильтрационных вод на значительные глубины захваченный из атмосферы кислород расходуется на окисление органического вещества и элементов с переменной валентностью, а углекислый газ — на гидролиз карбонатов и алюмосиликатов. Азот же, как химически инертный газ, сохраняется и постепенно становится доминирующим.

Степень минерализации и особенности ионно-солевого состава азотных терм представляют итог выщелачивания инфильтрогенными водами вмещающих (преимущественно магматических или метаморфических) пород, относительная "инертность" которых не обеспечивает сколько-нибудь высокого содержания солей.

Гидролиз алюмосиликатов приводит к образованию вторичных продуктов, переводу в раствор подвижных в данных условиях элементов и ионному разложению молекул воды. Наличие "избыточных" элементов в термах в таком случае объясняется не только постепенным их выщелачиванием из пород, но и концентрированием вследствие, по нашему мнению, уменьшающегося объема воды (см. раздел 5.2.4). Таким путем в термах могут возникать избыточные количества и газообразных продуктов.

Если в погружающихся на глубину водах появляется дополнительный источник углекислого газа, то формируются углекислые термы. Главной причиной появления углекислоты A.M. Овчинников считает региональный термометаморфизм горных пород, полагая, что ее выделение происходит при нагревании любых пород. Особенно сильно углекислота выделяется при соприкосновении магмы, содержащей кремнезем, с ассимилированными ею карбонатными разностями по схеме СаСО3 + SiO2 CaSiO3 + CO2. (5.40) При участии воды процесс усиливается за счет гидролиза карбонатов, а также перекристаллизации карбонатов и глин в зоне метаморфизма в соответствии с обратным направлением реакции (5.21). Наличие углекислоты резко увеличивает выщелачивающую способность подземных вод и гидролиз. Поскольку насыщение углекислотой происходит на разных глубинах, в различных геолого-структурных условиях и водовмещающих породах, углекислые воды характеризуются чрезвычайно разнообразным ионно-солевым составом, минерализацией и температурой даже в пределах относительно небольшой территории.

Если азотные и углекислые термы наиболее широко распространены в молодых складчатых областях, сформировавшихся в мезозойскую и альпийскую эпохи, то для древних складчатых областей (особенно щитов) характерно широкое развитие соленых вод и рассолов. Так, рассолы в кристаллических породах обнаружены на Балтийском, Украинском, Канадском и других щитах в районах, где галогенные формации отсутствуют. Для примера рассмотрим характерные особенности таких рассолов, обнаруженных на Балтийском щите.

Соленые воды и рассолы этого типа обычно являются хло-ридными натриево-кальциевыми или кальциево-натриевыми с повышенными значениями рН и высоким (до 75 мг/л) содержа нием J, Br, F, Sr, В, Rb (табл. 5.22). Газовый состав таких вод характеризуется высоким содержанием углеводородов, гелия, водорода, углекислоты.

Таблица 5. Сос тав расс олов Кольс кой с ве рхгл убокой скважины* [11] Генезис и формирование соленых вод и рассолов вызывает дискуссию исследователей. Так, М.С. Гуревич объясняет происхождение такого типа рассолов восходящей миграцией хлоридно-натри-евых вод и их взаимодействием с изверженными породами в присутствии СО2. И.Ф. Вовк [3] разработал радиолитическую модель формирования таких рассолов, согласно которой под действием радиолиза происходит разложение молекул воды с постепенным концентрированием подвижных элементов в растворе.

Канадские исследователи С.К. Фрейп и П. Фритц считают, что существен ное влияние оказывают седиментационные воды древних эпох. В.А.

Кирюхин и др. [11] связывают генезис хлоридных рассолов с глубинными метаморгенными процессами, происходящими в недрах Балтийского щита.

По нашему мнению, такие рассолы сформированы в результате геологически длительного взаимодействия инфильтрационных вод с горными породами в условиях повышенных температур и весьма затрудненного водообмена, при котором происходит химическое разложение молекул воды (см. раздел 5.2.4). В этом случае рассолы формируются за счет непрерывного инконгруэнтного растворения алюмосиликатных пород и их ионно-солевого комплекса с одновременным химическим разложением воды, что обеспечивает концентрирование подвижных элементов примерно по такому же механизму, который сопровождает испарение воды. Решить проблему рассолов, развитых в недрах древних щитов, — одна из увле кательных задач современной гидрогеологии.

Гидрогеохимическая зональность заключается в том, что с глубиной происходит постепенная смена пресных вод солеными и рассолами (рис.

5.20).

Рис. 5.20. Схема гидрогеохимической зо- нальности Балтийской (а) и Уральской (б) древних складчатых областей [11]:

Зоны: 1 — пр есных в од;

2 — соленых в од;

3 — рассолов;

4 — минерализация вод на заданной глубине, г/л;

5 — газов ый состав вод Зона пресных вод повсеместно распространена в гидрогеологических складчатых областях и занимает главенствующее положение. Во многих структурах подошва зоны еще не вскрыта, а полная ее мощность оценивается в 2-4 км (Памирская, Кавказская, Алтайская и др.). Вместе с тем имеется группа складчатых областей (пенеп-ленизированных и с аридным климатом), где мощность зоны пресных вод не превышает 200 м (Украинская, Казахская и др.). Состав пресных вод в верхней части разреза — гидрокарбонатный с различными сочетаниями катионов Са, Na, Mg [12].

Мощность зоны соленых вод, которая по последним данным носит региональный характер, оценивается в широких пределах от нескольких сот метров в древнейших структурах до нескольких километров в молодых.

Состав соленых вод преимущественно суль-фатно-хлоридный и хлоридный натриевый. Происхождение соленых вод связано с процессами континентального соленакопления, внедрением морских и седиментационных вод, растворением горных пород. Например, в районах современного вулканизма формируются месторождения высокотермальных вод хлоридного натриевого состава с минерализацией 1,5-15 г/л.

Природа рассолов в складчатых областях также разнообразна. В одних случаях это инфильтрационные воды, которые проникают на большие глубины, растворяют соленосные отложения и становятся рассолами (Карпаты, Кавказ и др.), в других — седиментационные воды, которые в процессе геологического круговорота оказываются отжатыми в горно-складчатые сооружения (см. рис. 3.15). Имеются также случаи, когда природа рассолов остается спорной.

Так, на Балтийском щите выявлено два типа рассолов [11]. Один из них сходен по своим особенностям с артезианскими водами, распространенными в соседних районах Восточно-Европейской платформы и имеющими седиментационное происхождение. Минерализация вод 15-137 г/л, состав хлоридный натриевый. Содержание брома 42-781, а йода — 1-11 мг/л.

Другой тип рассолов имеет смешанное (и в значительной мере спорное) происхождение. Их минерализация достигает 200-250 г/л, состав хлоридный кальциево-натриевый. В этих водах отмечается присутствие йода (до мг/л), брома (до 300 мг/л), стронция, радия, мышьяка, свинца, бора.

Опробование Кольской сверхглубокой скважины, которая вскрыла более км разреза, показало, что с глубиной роль рассолов второго типа возрастает.

Дальнейшее изучение рассолов пород кристаллического фундамента несомненно выявит новые типы высокоминерализованных вод и позволит более полно разработать теоретическую базу их происхождения.

5.4.3. Формирование состава седиментационных вод Подземные воды седиментационного цикла начинают процесс своего формирования в исходных морских или озерных бассейнах, продолжают его в иловых осадках, а затем в процессе захоронения на большие глубины в разнообразных типах горных пород. В связи с этим в их геологической истории можно выделить несколько этапов или стадий формирования состава: 1) солнечного концентрирования на поверхности земли;

2) преобразования в иловых осадках морей и океанов;

3) литогенной метаморфизации. Последний этап в значительной степени определяется характером литоло-гических формаций и поэтому может подразделяться на литогенную метаморфизацию: в терригенно-карбонатных формациях и в галогенных. Рассмотрим каждый из этапов формирования состава седимен тационных вод более подробно.

. Изучением характера изменения морских и озерных вод в процессе солнечного концентрирования в лабораторных и природных условиях занимались Н.С. Курнаков, С.Ф. Жемчужный, М.Г. Валяшко, А.И. Дзенс Литовский, Т.В. Галаховская, И.К. Же-ребцова, И.Н. Волкова, А. Аль-Друби, Л.И. Азизов, Л.Н. Гомонова и др. Установлено, что в процессе испарения происходит накопление растворенных в морской воде солей и она становится насыщенной по отношению ко все большему числу химических соединений.

Как только достигается насыщение той или иной солью, накопление соответствующих элементов в растворе резко замедляется.

В табл. 5.23 приведен состав океанической воды, рассолов и солей, образующихся в процессе лабораторного испарения в моменты, отвечающие началу кристаллизации соответствующей соли в так называемых узловых точках. Из приведенных данных видно, что сначала нормальная морская вода в процессе испарения теряет кальциевые соли (карбонат и сульфат), затем начинает кристаллизоваться главный солевой компонент — галит и идет обогащение рассолов магнезиальными и калийными солями. Когда сумма солей в рассоле достигает 325 г/кг, начинается кристаллизация сульфатов магния, а вскоре и калийных солей.

Рассолы все больше и больше обогащаются хлоридами магния.

Следовательно, наиболее характерными чертами морских рассолов, формирующихся в результате солнечного концентрирования, являются высокая степень насыщенности их сульфатными и хлорид-ными солями натрия и, магния (причем до стадии садки эпсомита натрий доминирует над магнием, а затем наоборот, магний над натрием), исключительная бедность солями кальция, наличие в повышенных и высоких концентрациях калия, брома, бора и относительно высоких рубидия и лит ия.

Иловая стадия. Усилиями ученых разных стран, занимающихся изучением океанического дна, получен большой и интересный фактический материал по иловым растворам морей и океанов. Среди русских ученых большой вклад в изучение этих вод внесли С.В. Бруевич, О.В.

Шишкина, А.Н. Бунеев, Н.В. Тагеева, М.М. Тихомирова, Е.А. Бабинец, Т.И. Горшкова, М.Г. Валяшко, Н.Д. Старикова и др.

В результате установлено, что морские воды уже на ранних стадиях захоронения претерпевают значительные изменения своего состава. Глубина и направленность такой метаморфизации определяются многими факторами, среди которых особая роль принадлежит характеру формирующихся осадков, их обогащенности органическим веществом, интенсивности микробиологической деятельности, гидродинамическому режиму, скорости захоронения и т.д.

Согласно Н.М. Страхову, иловые осадки представляют собой сложную неравновесную многокомпонентную систему, в которой протекают разнонаправленные процессы разрушения (диагенного выветривания) слабоизмененных в областях мобилизации обломков или промежуточных продуктов первичных пород и разложения органического вещества. При этом ведущая роль отводится органическому веществу, как наиболее реакционноспособному компоненту системы, определяющему при своем разложении окислительно-восстановительные и кислотно-щелочные свойства среды. Высокие концентрации органического вещества, характерные для многих осадков внутренних морей, пресноводных водоемов и прибрежных частей океанов, создают благоприятные условия для бактериальной жизнедеятельности (биохимические процессы), способствующей формированию восстановительной обстановки и обогащению иловых растворов такими биогенными компонентами, как сероводород, аммоний, метан, биогенный азот, фосфор, бор, углекислый газ, органические кислоты, углеводороды и другие. Наиболее активна микрофлора в верхних слоях ила. Здесь развиты процессы бактериальной сульфатредукции, распространены специфические тионо-вые бактерии, окисляющие соединения серы в анаэробной среде, дезинфицирующие, гетеротрофные (образующие метан) и другие.

Особой активностью обладают сульфатредуцирующие бактерии, деятельность которых способствует интенсивному сероводородному заражению осадка по реакции (5.39), резкому снижению Eh, выпадению сульфидов и вторичных карбонатов. В результате исчезают сульфаты, понижается Eh, повышаются общая щелочность и концентрация многих микрокомпонентов. При этом скорость восстановительных реакций тем выше, чем выше скорость образования самого осадка [28,30].

При всем многообразии протекающих процессов иловые воды, как и морские, остаются неравновесными с первичными алюмосиликатами, но равновесными с формирующимися осадками, в частности, с гидрослюдами и хлоритами (морская вода), карбонатами и монтмориллонитами (рис. 5.21).

При этом система остается равновесно-неравновесной [9].

В целом общая минерализация иловых растворов с глубиной растет, сопровождаясь умеренным ростом концентраций хлора, натрия и брома, резким скачком содержания йода (в 10 раз в океанических и в 4-100 раз в морских водах), значительным ростом концентрации Сорг (в 5-40 раз) и Nорг (в десятки раз) и уменьшением сульфат-иона.

Измененные в иловую стадию седиментационные воды в процессе дальнейшего захоронения подвергаются процессам литогенной метаморфизации. В силу неравновесности системы вода — порода с начала захоронения иловые растворы активно вовлекаются в сложное взаимодействие с осадочными отложениями, которые с этого момента выступают основным источником растворенных веществ. В самом общем виде различают следующие фации осадочных пород: 1) низкой солености — пресноводные (песчано-глинистые отложения);

2) нормальной солености — морские (карбонатные породы);

3) высокой солености — соленосные (галогенные толщи или формации). Рассмотрим несколько подробнее формирование состава захороняющихся вод отдельно в бассейнах нормальной и высокой солености.

Постседиментационные преобразования состава морских вод нормальной солености протекают в тесной генетической связи с преобразованием самих осадочных толщ. Последние претерпевают изменения как на стадии диагенеза, так и катагенеза. Начиная с первых моментов захоронения осадка, в нем протекают сложные процессы преобразования всех компонентов минерального состава пород, органического вещества, воды и газов. Главнейшими среди них являются: 1) отжатие из глин связанных вод и их участие в разнообразных физико химических реакциях;

2) гидролиз терригенных алюмосиликатов;

3) минеральная трансформация глинистых Рис. 5.21. Диаграммы равновесия морских (1) и иловых (2) вод с некоторыми породообразующими минералами при 25° С и 0,1 МПа минералов;

4) метаморфизм рассеянного органического вещества (РОВ);

5) восстановление сульфатов до сероводорода;

б) гидролиз карбонатов;

7) растворение — осаждение минералов;

8) ионно-обменные процессы в системе вода — порода.

Как только донные осадки оказываются гидродинамически изо лированными от вод исходного морского бассейна, начинается процесс перераспределения воды между глинами и песчаниками вследствие того, что скорость уплотнения тех и других неодинакова (см. рис. 3.7). В силу этого связанные воды из глин поступают в песчаные горизонты — коллекторы. В результате чего развивается процесс элизии, т.е. геостатическое выдавливание вод из одних отложений (водонепроницаемых) в другие (водопроницаемые). Элизионные воды глин в коллекторах смешиваются с исходными седиментационными. Другим фактором, определяющим потерю воды глинами, является их минеральная трансформация: на разных термодинамических уровнях зоны катагенеза осуществляются процессы преобразования монтмориллонита в гидрослюду, железистых хлоритов в магнезиальные хлориты, каолинита в диккит, глауконита и гидрослюд в хлорит и т.д. Часть воды при этом участвует в химических реакциях (см.

раздел 5.2.4). Поэтому важно в каждом конкретном случае разобраться, сколько воды отжимается из глин и сколько участвует в геохимических процессах.

В процессе поступления воды из глин в песчаники, она несет в составе органическое вещество, СО2, H2 S, CH4, тяжелые углеводороды, многие металлы, т.е. глинистые отложения осадочных бассейнов являются генераторами газоводных растворов сложного состава. Общая генетическая схема их формирования показана на рис. 5.22. Из всех компонентов осадочных пород органическое вещество Рис. 5.22. Кривые образования газов на разных глубинах при метаморфизации сапропелевого (а) и гумусового (б) органического вещества. По Д ж.

Хант у.

изменяется наиболее интенсивно. На стадии диагенеза процессы его изменения носят микробиальный характер, окисляясь, некоторая доля РОВ расходуется на восстановление SO4 2- и других соедине ний с переменной валентностью. В результате в водах накапливается сероводород, а в осадках — сульфиды металлов (пирит и др.). С другой стороны, продукт окисления органики — СО2 растворяется в воде и реагирует с минеральным комплексом пород, особенно с алюмосиликатами и карбонатами.

О масштабах выделения различных химических компонентов в процессе метаморфизации органического вещества можно судить по данным табл. 5.24.

Из приведенных данных нетрудно видеть, что Таб лица 5. 2 Летучие прод укты ме та морфизма рассеянного органического ве шества, выделяющиеся на с тадии ка тагенеза, % (по A.3. Конторовичу и Е.А.

Рогозиной) органическое вещество образует огромные количества СО2, H2 S, тяжелых углеводородов. Среди последних особое место принадлежит метану. При отсутствии окислителей метан преобладает в газовой фазе подземных вод.

Поэтому последние в осадочных, в первую очередь, нефтегазоносных бассейнах, всегда являются метановыми [14,28].

Применение балансовых методов позволило С.Г. Неручеву, А.А.

Трофимуку, А.Э. Конторовичу рассчитать общие потери РОВ при погружении осадков на глубину 5-9 км. При этом выяснилось, что более 65% РОВ, сохраняющегося после протекания процессов диагенеза, разлагается при погружении до глубин 5-6 км.

В целом, по В.Н. Холодову, формирование состава газоводных растворов в морских глинистых толщах элизионных бассейнов можно представить в следующем виде. В зоне диагенеза от поверхности осадка до глубины около км и температуры до 50° С в составе газовой фазы повсеместно преобладают биогенные СО2 и H2 S. Эту стадию литогенных преобразований можно назвать углекисло-серо-водородной.

При погружении нефтематеринских осадков на глубины 2-4 км ведущим становится процесс формирования жидкой нефти, растворенной в воде и газообразных углеводородов. Процессы, протекающие в этой зоне, Н.Б.

Вассоевич предложил называть главной фазой нефтеобразования. На глубинах 4-5 км, по мнению С. Г. Неручева, А.Э. Конторовича и др., главным становится процесс газообразования углеводородов и поэтому с этими глубинами связывают главную фазу газообразования. Наконец, на глубине 5-7 км и ниже глинистая толща снова становится генератором СО2, частично H2 S, тяжелых углеводородов и растворенной H4 SiO4. Наступает углекис-ло сероводородно-кремнекислая стадия (см. рис. 5.22).

Таким образом, седиментационные воды на всех этапах захоронения и погружения претерпевают глубокие изменения ионного, газового и органогенного состава, вызванные неравновесностью, а значит и непрерывной эволюцией системы вода — порода — газ — органическое вещество. Наряду с метаморфизацией состава растет и общая минерализация воды до 50- г/л. И это в условиях, когда формирование пластовых вод происходит под влиянием непрерывного перехода части связанных (включая кристаллизационные и конституционные) их видов в свободные.

Метаморфизация концентрированных рассолов в бассейнах с галогенными формациями обусловлена тесной связью с сульфатными и хлоридными солями. При общей минерализации менее 280-350 г/л рассолы имеют обычно хлоридный натриевый состав, при более высокой минерализации — хлоридный кальциевый или магниевый. И те и другие содержат мало сульфатов, но богаты кальцием, калием, бромом, стронцием и многими другими элементами. В табл. 5.9 приведен усредненный типичный состав таких рассолов.

Хлоридные натриевые воды соленосных толщ формируются в результате выщелачивания (растворения) галогенных минералов инфильтрационными водами и называются рассолами выщелачивания. Естественно, что в формировании их ионно-солевого состава принимают участие и другие породы, но растворение галита резко доминирует.

Гораздо сложнее представляется происхождение хлоридных кальциевых и магниевых рассолов, так как по составу они отличаются от вмещающих пород и солей. Из-за высокой степени минерализа ции (от 290 до 700 г/л), которая превышает растворимость галита в воде, Е.В. Пиннекер предложил эти рассолы именовать концентрированными. В повышенных количествах они содержат калий (до 40 г/л), бром (до г/л), сероводород (до 4 г/л), а также литий, барий, бор и другие элементы.

Широко распространены концентрированные рассолы в кембрийских соленосных отложениях Сибирской платформы [21]. Развиты они также во многих других регионах, сложенных галогенными формациями.

Проблема формирования состава столь уникальных рассолов давно привлекает внимание гидрогеологов. В последнее время их генезис неоднократно был предметом обсуждения и, хотя общепринятого мнения не существует, большинство исследователей относит их к седиментационным [18].

В этом случае за исходный продукт концентрированных рассолов принимается морская вода солеродных бассейнов, сгущенная до минерализации 300-400 г/л (см. табл. 5.24). Попав в земные недра, маточная рапа в течение длительного геологического времени находится в состоянии "покоя" и приходит в движение только под влиянием процессов отжатия воды из глинистых водо упоров. Таким образом, концентрированные рассолы в основной своей массе должны быть сингенетичны вмещающим породам.

Как же образовался их ионно-солевой состав, столь отличный от состава исходной рапы? Одни исследователи (Е.В. Посохов) считают его унаследованным от "хлор-кальциевых" морей прошлых эпох, другие — и таких большинство (Л.С. Балашов, М.Г. Валяшко, И.К. Зайцев, Е.А.

Басков) — предполагают ионный обмен магния рапы на кальций породы, третьи (В.И. Лебедев, А.Е. Ходьков, Г.Ю. Валуконис) — основную роль отводят не ионному обмену, а метасоматозу известняков с превращением их в доломиты и выделением в раствор кальция, четвертые (С.Л. Шварцев) — непрерывному растворению сульфатов (гипса и ангидрита) вследствие неравновесности этой системы и осаждения вторичных доломитов с одно временным гидролизом алюмосиликатов и ионным разложением воды. Имеются и другие точки зрения.

С позиций равновесно-неравновесного состояния системы рассол — порода решение нам представляется в следующем виде. Захо-роняющаяся морская рапа, коль скоро из нее осаждались сульфатные (гипс) и хлоридные (галит) соли, в любом случае была насыщена относительно не только отмеченных минералов, но и карбонатов (см. табл. 5.23). Поэтому без изменения термодинамической и физико-химической обстановки эти рассолы не способны к растворению ни карбонатов, ни сульфатов, ни хлоридов.

Однако установившееся в бассейне седиментации равновесие рапы с солями не остается постоянным, а на первых же этапах захоронения нарушается вследствие начинающихся уже в иловую стадию процессов восстановления сульфатов с образованием сероводорода и углекислого газа (за счет окисления органики). Это обстоятельство немедленно сказывается на термодинамическом состоянии рас сматриваемой системы и приводит к растворению гипса или ангидрида.

Следовательно, в случае контакта подземных рассолов с сульфатными минералами и удаления из них сульфат-иона начинается прогрессирующее растворение указанных минералов и соответственно обогащение подземных вод ионом кальция. При этом в соответствии с законом действующих масс — чем меньше окажется в рассолах сульфат-иона, тем больше они будут содержать кальция, что и подтверждается обобщенными нами данными (рис. 5.23).

Концентрирование таким путем кальция приводит к нарушению карбонатного равновесия, которое было установлено в рассолах до начала сульфат-редукции. Рост Рсо2, обеспечиваемый окислением органики, и уменьшение содержаний НСОз- способствуют в растворе, с одной стороны, концентрированию кальция, а с другой — понижению рН. В этих условиях термодинамически устойчивым оказывается доломит, который и выпадает из раствора.

Следовательно, та термодинамическая и геохимическая обстановка, которая складывается в рассолах в процессе сульфат-редукции, окисления органического вещества, растворения сульфатных минералов, роста Рсо2 и увеличения кислотности, оказывается благоприятной для осаждения доломитов и растворения карбонатов. Все это позволило нам еще в 1973 г.

предложить следующую реакцию для объяснения формирования хлоридных кальциевых рассолов:

CaSO4 + СаСО3 + MgCl2 (p-p ) + 2С + Н2 О = = CaMg(CO3 )2 + СаС12(р-р) + СО2 + H2 S. (5.41) В приведенной реакции, которая энергетически выгодна, связываются в единое целое такие известные процессы, как восстановление сульфатов до сероводорода, обессульфачивание рассолов, растворение сульфатных минералов, замещение кальцита доломитом, кислый характер рассолов, накопление в них кальция, стронция и бария.

Вместе с тем нельзя забывать, что рассолы в своей длительной эволюции контактируют не только с карбонатно-сульфатными, но и с терригенными породами, которые в той или иной мере всегда присутствуют в отложениях солеродного бассейна, а также преобразуются вследствие существенного неравновесия в системе. Как показали наши исследования, крепкие рассолы Сибирской платформы насыщены к кальциту, но всегда ненасыщены, например, к анортиту (рис. 5.24), т.е. и в этом случае мы имеем дело с равновесно-неравновесной системой. В этих условиях анортит растворяется, а карбонаты (кальцит или доломит) формируются. При этом часть кальция концентрируется в растворе, чему способствует высокое парциальное давление СО2 и низкое рН.

Концентрированию элементов в рассолах способствует также химическое разложение воды. Дело в том, что, как уже было сказано, любая реакция гидролиза сопровождается участием воды, количество которой в замкнутой системе должно поэтому умень Рис. 5.23. Зависимость содержаний кальция, стронция и бария в крепких рассолах Ангаро-Ленского (кальций) и Волго-Уральского бассейнов от содержаний сульфат-иона Рис. 5.24.

Степень насыщения рассолов разной минерализации Си бирской платформы относительно кальцита и анортита шаться (см. раздел 5.2.4). При этом чем больше преобразовано водой горных пород, тем больше разлагается воды. В галогенных формациях степень катагенетического преобразования горных пород обычно весьма высока, поэтому и количество разложенной воды на ионы также должно быть значительно. К сожалению, масштабы этого явления до настоящего времени не оценивались.

Изложенные представления о взаимодействии солеродной рапы с алюмосиликатными горными породами показывают, что, во-первых, эти породы могут служить источником значительного количества разнообразных элементов, включая Са, Mg, К, Sr, В, Ва, Вг, Li, Rb, T1, часть из которых связывается вторичными минералами, а часть концентрируется в рассолах, во-вторых, — влиять на характер формирующейся геохимической среды и, в-третьих, — определять объемы разложившейся на ионы воды, а значит контролировать рост минерализации рассолов выше того предела, который был достигнут в бассейне седиментации.

Гидрогеохимическая зональность артезианских бассейнов. Платформенные структуры отличаются большими размерами, значительными мощностями осадочного чехла (2-5 км и более), разнообразием вещественного состава слагающих его пород. Значительные расстояния от области питания до области разгрузки (сотни и тысячи километров) создают большую инерционность гидродинамических условий. Каждый артезианский бассейн неоднократно испытывал морские трансгрессии и регрессии. При отступлении моря происходила замена соленых вод морского генезиса пресными метеогенного происхождения, а при трансгрессии начинались процессы вытеснения пресных вод солеными. Масштабы этих явлений огром ны, а геохимические последствия исключительны: менялась гидро геохимическая зональность во времени, образовывались мощные зоны смешения вод разного состава, происходило активное взаимодействие воды и породы в процессе литогенеза.

Несмотря на это для всех артезианских бассейнов характерна более или менее типичная зональность: с глубиной растет общая минерализация воды и гидрокарбонатный тип вод постепенно сменяется на хлоридно-натриевый натриево-кальциевый или даже кальциевый. Как правило растет и подавляющая часть микрокомпонентов, газов, органических веществ.

Главная причина этого состоит в смене с глубиной инфильтрационного типа вод седиментационны-ми, который изначально является более соленым.

Кроме того, с глубиной увеличивается время нахождения воды в горных породах, что также приводит к увеличению солености как инфильтрацион ных, так и седиментационных вод.

Кроме генетического типа вод огромная роль принадлежит горным породам. В этой связи обратим еще раз внимание на исключительную роль галогенных пород. Их наличие или отсутствие в разрезе определяет тип гидрогеохимической зональности. Там, где не встречены соленосные отложения, крепкие рассолы отсутствуют.

Наибольшая минерализация в таких бассейнах не превышает 60-80 г/л. И наоборот, в артезианских бассейнах, чехол которых сложен соленосными отложениями, широко распространены крепкие рассолы с минерализацией более 270 г/л (Сибирская, Американс кая, Восточно-Европейская, Китайская и другие платформы).

Несколько иная картина в газовой зональности. Можно наметить два пути преобразования газового состава вод с глубиной. Первый из них характерен для краевых частей артезианских структур, а также для центральных их частей, в разрезе которых отсутствуют битуминозные породы. В этих случаях не происход ит накопление в водах метана и тяжелых углеводородов, а, газовый пояс представлен в основном двумя зонами: кислородно-азотной (сверху) и азотной (внизу).

В тех случаях, когда в осадочном чехле значительное место занимают битуминозные породы, изменение газового состава идет по другой схеме.

Катагенетическое преобразование органического вещества приводит к накоплению в газовой фазе метана, азота, тяжелых углеводородов, сероводорода, углекислого газа, водорода. Поэтому газовый пояс рассматриваемых структур содержит 3-5 газовых зон (сверху вниз):

кислородно-азотную, азотную, азотно-метановую, метановую [12].

5.4.4. Формирование состава подземных вод вулканогенно-гидротермального цикла В областях активного вулканизма, характеризующихся интенсивной газогидротермальной деятельностью и повышенными тепловыми потоками, создаются особые гидрогеологические условия и возникают специфические природные термальные растворы, не существующие ни в каких других геохимических обстановках земной коры.

Специфика гидрогеологической обстановки вблизи вулканических очагов определяется сложными взаимоотношениями рыхлых и связанных продуктов вулканической деятельности, своеобразием возникающих в результате ее структур (кальдеры, вулкано-тектонические депрессии и т.д.) и наличием на глубине (иногда незначительной) магматического расплава, из которого возможно выделение летучих компонентов. Тем не менее, главные особенности состава гидротерм сходны во всех районах современного вулканизма. Анализ полученного в последние годы обширного гидрогеохимического материала позволяет выделить несколько типов термальных и минеральных вод, различающихся прежде всего газовым составом. Это — сероводородно-углекислые, углекисло-водородные ("водо родные"), углекислые, азотно-углекислые, метановые (азотно-мета-новые) и азотные термы [13].

Общие представления о составе каждого из выделенных типов гидротерм, расположенных в убывающем порядке от жерла вулканов, дает табл. 5.25. Сероводородно-углекислые и углекисло-водо родные термы наиболее часто встречаются на склонах и кратерах действующих вулканов, углекислые и азотно-углекислые приурочены к крупным зонам разломов районов современного и раннечетвер-тичного вулканизма, метановые и азотные распространены в межгорных впадинах, предгорных прогибах областей современного вулканизма, а также в грабенах рифтовых зон. Соответственно в этом же направлении уменьшаются температура гидротерм, их газонасыщенность, изменяется газовый и химический состав. По мере удаления от действующих вулканов сильно кислые термы сменяются кислыми, нейтральными и, наконец, слабощелочными. Характерной особенностью рассматриваемых терм является высокое содержание в них кремниевой кислоты, а также разнообразных летучих компонентов.

В высокотемпературных фумаролах (180-700° С), т.е. в выходах горячего вулканического газа и пара в виде струй или спокойно парящихся масс из трещин горной породы, преобладают НС1, HF, SO2, СО2, Н2, NH3, В, СН4, H2 S, N2 ;

в среднетемпературных солъфатарах ( 180° С), т.е.

источниках пара, содержащего сероводород или сернистый газ (сернистые фумаролы), — Н2, СО2, СО, СН4, N2, SO2, H2 ;

а в низкотемпературных сольфатарах (100° С) - H2 S, СО, СО 2, СН 4, N 2.

Вопросы генезиса самой воды в гидротермальных системах издавна привлекали внимание исследователей. Их постановка относится ко времени известного спора "плутонистов" и "нептунистов" и в течение многих лет она активно дискутировалась, причем временами господствовали то одни, то другие представления, но в последние годы эти некогда полярные позиции заметно сблизились.

Если в 30-х-40-х годах нашего столетия в работах многих геологов (В.

Линдгрен, Л.К. Грейтон, Б.И. Пийп и др.) гидротермы рассматривались как изолированные динамические системы, берущие начало от магматических очагов, а основным источником воды и переносимых ею компонентов считалась магма, то с середины пя тидесятых годов начала преобладать иная точка зрения. В работах многих гидрогеологов (А.Л. Дей, A.M.

Овчинников, Е.Т. Аллен, А.И. Германов, В.В. Иванов, Б.Ф. Маврицкий, В.И.

Кононов) гидротермальные растворы стали рассматриваться как гравитационные подземные воды артезианского типа, нагревающиеся внутренним теплом Земли. Присутствие в них ювенильной составляющей резко ограничивалось или вовсе отрицалось. Причем, начиная с 1956 г., эти представления стали основываться на результатах изотопных исследований самой воды (Г. Крейг, К. Боато, Д.Е. Уайт и др.). При этом было показано, что термальные воды обычно обогащены по отношению к местным атмосферным водам тяжелым кислородом (что объясняется кислородным обменом с силикатами), а содержание дейтерия в них оказывается таким, как и в поверхностных водах данного района. Это, по мнению указанных авторов, говорит о тесной генетической связи термальных вод с метеорными и о явном преобладании последних в составе гидротерм.

В то же время анализ теплового баланса гидротермальных систем, проведенный различными исследователями (Г.Дж. Банвелл, Д.Е. Уайт, В.В.

Аверьев, Е.А. Вакин, В.М. Сугробов, Ю.Ф. Манухин, В.И. Кононов), показал, что прогрев этих систем, как правило, не может быть обеспечен только съемом кондуктивного регионального теплового потока движущимися инфильтрационными водами и требует дополнительного теплового источника.

Возникшее противоречие, по В.М. Кононову, снимается, если допустить, что большая часть глубинного флюида имеет не ювениль-ное (мантийное), а метаморфогенное (коровое) или инфильтрацион-ное происхождение, а источником тепла служит мантия.

В соответствии с различными современными подходами к генезису гидротерм в областях вулканизма существуют разные подходы и к формированию их состава. Многие исследователи (Б.И. Пийп, Г.М. Власов, Д.С. Коржинский, С.И. Набоко, Л.М. Лебедев, Г.И. Арсанов, X.

Накамура, К. Маеда, Д.Е. Уайт и др.) полагают, что гидротермальные растворы формируются под активным воздействием магматических очагов — как коровых, так и уходящих корнями в верхние слои мантии. В последнем случае в результате дегазации подкоровой базальтоидной магмы в гидросферу может поступать ювенильное вещество.

По мнению известного американского исследователя Д.Е. Уайта, основные различия в составе современных гидротерм вызваны физическим состоянием воды при выделении из магмы и передвижении к поверхности. Хлоридные натриевые воды он считает исходным типом гидротерм областей современного вулканизма, связывая их происхождение с плотными вулканическими парами.

Возможная схема образования гидротерм изображена на рис. 5.25. Вместе с тем Д.Е. Уайт придает большое значение влиянию горных пород и проникновению в систему инфильтрационных вод. О значительной роли горных пород в формировании состава гидротерм свидетельствуют экспериментальные работы новозеландского исследователя А. Эллиса.

В отличие от Д.Е. Уайта, В.В. Иванов связывает наблюдающееся разнообразие состава термальных вод не с различными стадиями вулканической деятельности, а с процессами химической дифференциации вулканических газов, проходящих через подземные инфиль-трационные или седиментационные воды. Попадание раствора в высокотемпературную область вызывает разложение сульфатов, что трансформирует глубинные гидротермы в бессульфатные хлоридные натриевые воды с наличием СО2, H2 S и N воздушного происхождения. В приповерхностных условиях из-за интенсивного преобразования и снижения давления состав гидротерм значительно изменяется. Окончательный их состав определяется вкладом вулканических эманации, вмещающих пород, погребенных морских вод и рассолов. Все это определяет большое разнообразие состава термальных вод областей современного вулканизма [13,33].

Рис. 5.25. Схема возможного преобразования магматических газово-жидких растворов. П о Д.Е.

Уайт у.

1 — жидкая фаза;

2 — газовая фаза;

3 — уровень подземных вод;

А — надкритические газы Н 2О, СО 2, H 2S и др.;

Б — нагретые воды Cl-Na-гo типа, богатые СО2;

В — остывшие воды Cl-Na-гo состава с СО 2;

Г — Cl Na-e воды, нейтральные за счет взаимо действия с породами;

Д — Cl-Na-e воды с паром, богатые СО 2;

Е — кислые SO 4-Cl-e воды;

Ж — кислые SO 4-e воды;

3 — щелочные Cl-Na-e воды с высоким содержанием металлов Таким образом, говоря о генезисе как самой воды, так и растворенного вещества гидротермальных растворов, нельзя не согласиться с Д.Е. Уайтом и К.В. Краускопфом, которые выделяли в их составе различные генетические типы. В зависимости от условий формирования гидротерм, соотношение растворенного вещества того или иного генезиса в их составе меняется (причем одни составляющие могут вообще отсутствовать, а другие — резко преобладать). При этом всегда наблюдается большая роль водовмещающих горных пород, с которыми гидротермальные растворы образуют равновесно неравновесную систему.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ 1. Чем определяется сложность состава подземной гидросферы?

2. Назовите пределы концентраций основных химических элементов в подземных во дах.

3. Почему в зоне гипергенеза преобладают пресные воды? Когда и почему они становятся солеными?

4. Какие важнейшие со ли составляю т основу о кеанической воды?

5. Что означает понятие "рассолы"?

6. Дайте определение р Н и Eh.

7. Чем о тличается состав седиментационных во д о т морских?

8. Как изменяется растворимость газов с повышением температуры?

9. Назовите основные генетические типы газов.

10. Для чего испо льзую тся данные по тритию?

11. Расскажите об основных закономерностях распределения органи ческого вещества в во дах.

12. В чем специфика состава физически связанных во д?

13. Чем отличается конгруэнтное растворение минералов от инконгруэнтного?

14. Что означает равновесно-неравновесное состояние воды с горными породами?

15. Каково соо тношение состава воды и горных пород?

16. Почему в р ассо лах дом иниру ю т хлори ды натрия?

17. Расскажите о механизмах, определяющих химическое разложение воды в земной коре.

18. Чем отличается гео химический цикл воды от геологического кру говорота?

19. Назовите основные факторы миграции химических э лементов.

20. Чем отличается коллоидная миграция элементов о т растворенной?

21. Для чего испо льзуется коэффициент во дной миграции?

22. Что понимается по д гео химическим барьером?

23. Назо вите осно вные факторы и процессы формирования состава подземных вод.

24. Каков смысл гидро гео химического цикла во ды в земной коре?

25. От чего зависит состав атмосферных осадков?

26. Где протекает б иогенный э тап формирования состава во ды?

27. Что понимается под литогенным этапом формирования состава воды?

28. Где и почему протекают процессы континентального засоления и криогенеза?

29. В чем о тличие состава азо тных и углекислых терм?

30. Отку да беру тся со леные во ды и рассо лы на древних щитах?

31. Что происхо дит с во дой, захороняющейся на дне морей?

32. Как и где формируются крепкие хлоридно -кальциевые рассо лы?

33. Какова гидрогео химическая зональность ар тезианских бассейнов?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидро термы Зем ли. - Л.: Недра, 1989.

2. Вер надский В.И. Избранные, соч инения. Т. IV. Кн. 2. - М : Изд-во АН СССР, 1960.

3. Вовк И.Ф. Радио лиз по дземных во д и его гео хим ическая ро ль. -М.: Недра, 1978.

4. Гаррелс P.M., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равно весия. Пер. с англ. М.: Мир, 1968.

5. Геохимия и генезис рассо лов Иркутского амфитеатра/М.Г. Валяшко, А.И.

По ливанова, И.К. Жер ебцо ва и др. - М.: Наука, 1965.

6. Геохимические особенности поровых растворов горных пород/П. А. Удо дов, А.Д. Назаров;

Е.С. Коробейникова и др. - М.: Недра, 1983.

7. Деви с С,У ист Р. Г идро гео ло гия. Пер. с англ. - М.: Мир, 1970.

8. Дрив ер Дж. Г ео хим ия приро дных во д. Пер. с англ. - М.: М ир, 1985.

9. Зверев В.П. Гидрогеохимия осадочного процесса. — М.: Наука, 1993.

10. Карпов И.К. Физико-химическое мо делирование на Э ВМ. -Но восибирск:

Наука, 1981.

И. Кир юхи н В.А., Ни ки ти на Н.В., Суд ари ков С М. Гидро гео химия складчатых об ластей. - Л.: Недра, 1989.

12. Кирюхин В.А., Короткое А.И., Шварцев С.А. Гидро гео химия. М.: Недра, 1993.

13. Кононов В. И. Гео химия термальных во д областей современно го вулканизма. - М.: Наука, 1983.

14. Край нов С Р., Швец В.М. Г идро гео хим ия. - М.: Недра, 1992.

15. Крюков П.А, Горные, почвенные и иловые растворы. - Новосибирск:


Наука, 1971.

16. Кузнецов С И, Ива нов М.В., Ляли кова Н.Н. Введение в гео ло ги ческу ю микроб ио логию. - М.: Изд-во АН ССС Р, 1962.

17. Ов чи нни ков A.M. Г идро гео химия. - М.: Недр а, 1970.

18. Основы гидрогео логии. Гидрогео химия/ С.Л. Шварцев, Е.В. Пин некер, А.И.

Пер ельман и др. - Но восиб ирск: Нау ка, 1982.

19. Перельма н А.И. Гео хим ия ландшаф тов. - М.: Высшая шко ла, 1966.

20. Пер ельма н А.И. Гео химия. - М.: Высшая шко ла, 1989.

21. Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианско го бассейна. - М :

Нау ка, 1966.

22. Поровые растворы горных поро д как среда обитания микроорганизмов/ П.А. Удо дов, Е.С. Короб ейнико ва, Н.М. Рассказо в и др. Новосибирск: Наука, 1981.

23. Посохов Е.В. Формирование химическо го состава по дземных во д (Основные факторы). - Л.: Гидрометеоиздат, 1969.

24. Ферро нский В.И., Пол яков В.А. Изо то пия гидросфер ы. - М.: Наука, 1983.

25. Химический и микробиоло гический состав физически связанных во д ю го востока Западной Сиб ири/ С. Л. Шварцев, Е.С, А. Д. Назаров и др./ Г ео л. и гео ф.

- 1 9 94, - № 3, - С. 7 0- 7 9.

26. Шварцев СЛ. Гидро гео химия зоны гипер генеза. - М.: Недра, 1978.

27. Шишкина О.В. Гео химия морских и о кеанических ило вых во д. - М.: Нау ка, 1972.

28. Collins A.G. Geochemist ry o f o ilfield waters. - A msterdam: Elsv ier, 1975.

29. Lerman A. Geochemical processes. Water and sediment env iron ments. New Yo rk et al.: A W iley -Int erscience Pub licat ion, 1979.

30. Matt hess G., Fri mmel F.H., Hi rsch P. et al. Pro g ress in hyd ro geochemist ry/ Berlin et al.: Sp ring er-Verlag, 1992, 544 p.

31. Schuilin g R.D., And riessen P.A.M., Frappo rti G. et al. Int rodu c tion t o geoch emist ry / Ut recht : Un iv ersity o f Ut rech t, 1994, 350 p.

32. Voigt H.J. Hydrogeoch emie. -Berlin : Sp ringer, 1990.

33. Waring G.A. Thermal sp rings o f the Un ited States an d other coun tries o f t rie wo rld. A su mmary. -Geo l. Su rv. Pro f. Pap er, 1965. - № 492.

Г лав а ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД Гравитационные воды подземной гидросферы, хотя залегают в горных породах и находятся в постоянном движении, но все же образуют в геологическом пространстве тела определенных размера и формы, которые называют скоплениями, резервуарами, бассейнами, потоками, месторождениями и т.д. В этой связи возникает проблема выделения и классифицирования пространственных форм залегания подземных вод в различных геологических структурах и водоносных комплексах. Большой вклад в разработку этой проблемы внесли А.Н. Семихатов, И.К. Зайцев, Н.И. Толстихин, Н.К. Игнатович, A.M. Овчинников, Н.А. Маринов, А.А.

Карцев, Е.В. Пиннекер, Н.В. Роговская, В.А. Кирюхин, В.М. Степанов, К.И. Караванов и др.

Установление пространственных (по площади и глубине) закономерностей распределения подземных вод в земной коре составляет предмет региональной или структурной гидрогеологии, которая изучает гидрогеологические особенности отдельных геологических структур, региональные закономерности распространения и условия залегания подземных вод, их динамики и состава, разрабатывает методы региональной оценки массопереноса (водообмена).

6.1. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДОНОСНЫЕ СИСТЕМЫ В разделе 2.5 было показано, что геологическое пространство земной коры с гидрогеологических позиций делится на водоносные горизонты, водоносные комплексы, гидрогеологические этажи и бассейны, а также необводненные (водоупорные) горные породы, практически не содержащие гравитационных подземных вод. Все перечисленные элементы гидрогеологической стратификации взаимодействуют между собой в разных соотношениях и формах в зависимости от конкретной геологической структуры региона и геологической ее истории. Отсюда становится очевидным, что условия залегания и формирования подземных вод не могут быть поняты и правильно оценены без детального анализа истории развития и типа геологической структуры, как не может быть понята и история геологической структуры без знания поведения воды в земной коре.

Геологическая структура в первую очередь определяет условия залегания подземных вод, которые формируют подземную водонос ную систему. Под последней следует понимать участок земной коры, состоящий только из свойственных ему соотношений во-доносных, спорадически обводненных и водоупорных или сдрениро-ванных горизонтов, комплексов и бассейнов подземных вод, залегающих в пределах одной геологической структуры. В свою очередь, геологические структуры с однотипными гидрогеологическими условиями принято называть гидрогеологическими.

Под гидрогеологической структурой, следовательно, понимается геологическое тело, в пределах которого остаются более или менее одинаковыми и непрерывными характер распределения подземных вод, условия формирования их ресурсов и состава. Говоря иначе, гидрогеологическая структура характеризует пространственное распределение подземных вод и одновременно их взаимоотношение с горными породами.

Приняв за структурный элемент заполненное водой элементарное геологическое пространство — пору и трещину, Е.В. Пиннекер [21] получил два простых вида гидрогеологической структуры: поровую, образованную водосодержащими порами, и трещинную, образованную обводненными трещинами. Далее, комбинируя эти два структурных элемента в зависимости от типа геологических структур (платформенных и горно-складчатых), он выделил порово-пласто-вую, регионально-трещинную и жильную их разновидности, которые, в свою очередь, подразделил на ряд типов или скоплений вод по условиям залегания (рис. 6.1).

Рис. 6.1.

Структурно-гидрогеологические подразделения Аналогичную классификацию разработали И.К. Зайцев, Н.И.

Толстихин и В.А. Кирюхин (табл. 6.1).

Та б ли ца 6. Класс ифика ция скоплений подзе мных вод Но в отличие от классификации Е.В. Пиннекера, в ней не два, а три основных типа вод: пластовые, трещинно-жильные и лавовые. Несколько иначе к подразделению форм скопления подземных вод подходит Б.Е.

Антыпко [1], которая выделяет семь типов с определением конкретной сути каждого (табл. 6.2 ).

Гидрогеологические структуры, по Н.К. Игнатовичу, делятся: 1)по степени закрытости: на раскрытые, частично раскрытые и закрытые;

2) по степени проточности: на проточные, частично проточные и непроточные и 3) по степени промытости: на промытые, частично промытые и непромытые. К раскрытым проточным и промытым структурам относятся горно-складчатые области, к закрытым, непроточным и непромытым — глубокие части платфор менных и глубоких впадин. Остальные гидрогеологические структуры занимают промежуточное положение.

Следовательно, гидрогеологическая структура одновременно выступает и природной емкостью для подземных вод, и водообмен-ной системой. Первая характеризуется объемом воды, который может вместить геологическое тело, т.е. статическими запасами, вторая — количеством воды, проходящим через нее в единицу времени, т.е. динамическими запасами (см. раздел 3.2.3).

Поэтому следует различать две функции, выполняемые гидрогеологической структурой как геологическим телом: 1) вместилища воды (резервуар, бассейн, массив и т.д.) и 2) проводника воды (водообменная, водонапорная, геогидродинамическая система). Первая функция Та б л и ца 6. Класс иф икация и определе ние типов с копле ния подзе мных вод связана с размещением объема воды в геологическом пространстве, вторая — с временем нахождения воды в этом же пространстве. К сожалению, отмеченные две функции гидрогеологических структур не всегда четко различаются, что приводит к терминологической путанице.

6.1.1. Гидрогеологическая структура как емкость подземных вод С позиций емкостных свойств гидрогеологическая структура представляет собой водоносную систему разных строения, размеров, объема, в зависимости от которых ее называют бассейном, резервуаром, массивом и т.д.

Подразделение таких емкостей учитывает прежде всего этажное строение верхней части земной коры. В пределах платформенных и горно-складчатых структур обычно выделяют два этажа: 1) нижний этаж — фундамент, сложенный в основном кристаллическими (магматическими и метаморфическими) породами, как правило смятыми в складки, и 2) верхний этаж -чехол, представленный преимущественно осадочными породами, которые имеют спокойное залегание и слабо дислоцированы.

В случае выхода фундамента на дневную поверхность формируется раскрытая гидрогеологическая структура, а в случае погружения чехла на значительные глубины формируется наиболее, закрытая, плохо промываемая структура. Для фундамента характерны в основном трещинные и трещинно жильные воды, для чехла — поровые и разнообразные пластовые воды.

Г.Н. Каменский, И.К. Зайцев и Н.И. Толстихин еще в 50-х годах выделили два основных типа гидродинамических структур: артезианские бассейны и гидрогеологические массивы, позже к этому перечню Н.И.

Толстихин и В.А. Кирюхин добавили вулка ногенные бассейны, а В.М.

Степанов — обводненные разломы.

Артезианские бассейны — это погружения, выполненные пре имущественно слоистыми осадочными породами и состоящие из чехла и подстилающего его фундамента, которые развиты в основном на платформах и реже в горно-складчатых сооружениях. Они свойственны отрицательным тектоническим формам — мульдам, впадинам, синклиналям с прилегающими склонами, котловинам и т.д. (табл. 6.3). Для верхних горизонтов характерны грунтовые Таб лиц а 6. Сис те ма тиза ция пла тф орме нных с труктур [23 ] Структуры Изометричная Удлиненная (размеры, Положительная Отрицательная Положительная Отрицательная тыс. км2) Региональные Щит Плита Кряж Плита Крупные Антеклиза Синеклиза Гряда Авлакоген (100-500) Средние Свод Впадина Мегавал Прогиб (10-100) Мелкие Поднятие Котловина Вал Депрессия (0,2-10) Локальные Купол Мульда БрахиантиклинальБрахисинклиналь (менее 0,2) порово-пластовые воды. В интрузивных телах и неглубоком фундаменте встречаются напорные жильно-трещинные воды, но превалируют напорные пластовые воды. По ведущим водно-коллекторским свойствам пород артезианский бассейн образует резервуар разнообразных пластовых вод.


Гидрогеологические массивы — это выступы фундамента, обычно лишенные чехла, в которых господствующее значение имеют трещинные кристаллические породы, и развитые преимущественно в горно-складчатых областях и реже на платформах. Они свойственны положительным тектоническим формам. Это поднятия складчатых сооружений, в которых слоистость существенно утратила гид рогеологическое значение. Водопроницаемость пород определяется трещиноватостью и разрывными нарушениями. Развиты в основном грунтовые трещинные и напорные жильно-трещинные воды, хотя в покровах встречаются и порово-пластовые воды. По Е.В. Пиннеке-ру, гидрогеологический массив представляет собой резервуар трещинных и жилъно-трещинных вод.

По структурно-геологическим условиям различают следующие типы гидрогеологических массивов (рис. 6.2), сложенные: 1) интрузивными породами (граниты, диориты и др.), образующими крупные геологические тела типа батолитов (см. рис. 6.2, а);

2) гнейсами, гранито-гнейсами, метаморфическими сланцами (см. рис. 6.2, б);

3) терригенными, карбонатными и вулканогенными породами, выполняющими положительные формы рельефа (см. рис. 6.2, в);

4) терригенными, карбонатными и вулканогенными породами, смятыми в синклинальные складки (см. рис. 6.2, г);

5) слоистыми осадочными отложениями, образующими отрицательные формы рельефа разных типов (см. рис.6.2, д и е).

Следовательно, структурно-геологическое строение гидрогеологических массивов принципиально отличается от артезианских бассей Рис.

6.2.

Структурно-геологическая типизация (а—е — си. текст) гидрогеологических массивов [1 2].

Породы: 1 — интрузивные;

2 — метаморфические;

3 — осадочные сильно литиф ицированные;

4 — осадочные слабо литиф ицированные;

5 — граница между нижним (I), средним (II) и вер хним (III) ярусами фундамента нов, что накладывает свой отпечаток на условия залегания подземных вод.

Принципиальное различие этих двух структур можно видеть на рис. 6.3.

Вулканогенные бассейны представлены многочисленными покровами эффузивных пород, потоками лав и сопутствующими им вулканогенными породами. Они широко развиты в областях современного и древнего вулканизма (Камчатка, Курилы, Сихотэ-Алин-ский вулканический пояс, Кавказ, Карпаты и т.д.).

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

Гидрогеологические особенности разломов в значительной степени обусловлены морфологией, структурно-литологическими условиями, возрастом и степенью раскрытоети тектонических зон. Наибольшей водообильностью отличаются зоны нарушений, которые обновлялись в кайнозойское время.

Систематизация гидрогеологических структур включает также классификационные элементы (характеристики), информативность которых необходима для определения формы, генетических особенностей, характера проницаемости, условий водообмена и положения гидрогеологических структур в геологическом пространстве. Пример такой систематизации, разработанной В.М. Степановым, приведен в табл. 6.4.

Артезианские и вулканогенные бассейны, а также гидрогеологические массивы и обводненные разломы встречаются в виде отдель Рис. 6.3. Принципиальная схема движения подземных вод в массиве (а) и бассейне (б) [22].

1 — зона интенсивной трещиноватости кристаллических пород;

2 — осадочные водоносные породы;

3 — обводненные зоны разломов;

4 — непроницаемые кристаллические породы;

5 — осадочные водоупорные породы;

6 — направление движения;

7 — выход подземных вод ных гидрогеологических тел или в виде взаимосвязанных систем. В последнем случае они объединяются в группы, а занимаемые ими территории называются областями.

Артезианская область представляет собой группу связанных между собой бассейнов пластовых вод, залегающих в погруженных осадочных породах чехла. Внутри артезианской области могут встречаться гидрогеологические массивы, вулканогенные бассейны и обводненные разломы. Например, в пределах Восточно-Сибирской артезианской области находится Анабарский гидрогеологический массив. Наиболее крупные артезианские области характерны для платформ и их краевых прогибов.

Гидрогеологическая складчатая область — это сочетание не скольких гидрогеологических массивов, вулканогенных бассейнов и разделяющих их межгорных артезианских бассейнов. Такова, например, Фенно-Скандинавская сложная гидрогеологическая область (Швеция, Норвегия, Финляндия, Россия) — одна из крупнейших областей развития трещинных вод.

Вулканогенная область — это группа взаимосвязанных нескольких вулканогенных бассейнов и обводненных разломов с подчиненным влиянием межгорных артезианских бассейнов. Примером может служить вулканогенная область Малого Кавказа, охватывающая Армению и Грузию.

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

Примером может служить так называемый Тихоокеанский сегмент, охватывающий разнообразные геологические структуры, расположенные вокруг Тихого океана.

Наряду с основными гидрогеологическими структурами имеются и другие, занимающие промежуточное положение в классификационной схеме и относящиеся по одним признакам к бассейнам, а по другим — к массивам. Они получили в литературе название гидрогеологических структур переходного типа. К таковым, в частности, относятся адартезианские бассейны и гидрогеологические адмассивы [5].

Адартезианские бассейны — это структуры, близкие к артезианским бассейнам (ад — близкий, синоним суб), но отличающиеся от типичных артезианских структур господствующим распространением пластово трещинных скоплений подземных вод при наличии трещинно-пластовых и трещинно-жильных (см. рис. 6.2, е). К ним относятся, например, многие бассейны горно-складчатых областей (Кузбасский, Минусинский, Карагандинский и др.).

Основными особенностями адартезианских бассейнов являются: 1) мульдообразное (синклинальное) строение;

2) слоистость пород, позволяющая выделить более или менее водоносные горизонты и комплексы;

3) значительная трещиноватость, объединяющая водоносные горизонты в единую, гидравлически связанную систему;

4) трещиноватость, которая, будучи неравномерно распределенной, определяет неоднородную водообильность водоносных слоев одного и того же литологического состава;

5) сильная литификация пород, приближающая их к породам массивов;

6) сравнительно слабо расчлененный рельеф, сходный с рельефом поверхности артезианских бассейнов (всхолмленные равнины).

Гидрогеологические адмассивы отличаются от адартезианских структур тем, что представляют собой горно-складчатые сооружения, сильно расчлененные эрозией. По этому признаку близки к гидрогеологическим массивам. В геолого-тектоническом отношении они обычно соответствуют верхнему структурному ярусу складчатых сооружений, вследствие чего в их пределах господствуют пластово-трещинные и трещинно-жильные воды (см.

рис. 6.2, в). Таким образом, если адартезианские структуры можно рассматри вать в качестве подтипа артезианских структур, то адмассивы — в качестве подтипа гидрогеологических массивов.

Еще более крупными структурными единицами емкостей подземных вод служат тектонически устойчивые территории — платформы и тектонически мобильные регионы — горно-складчатые области. Как емкость подземных вод платформа, по Е.В. Пин-некеру [21], представляет собой гидрогеологический кратоген, а геосинклиналь (складчатое сооружение) — гидрогеологический оро-ген. Термины "кратоген" (от греч. kratos — сила, крепость) и "ороген" (от греч. oros — гора) характеризуют крупнейшие под земные водоносные системы, различающиеся по геологической истории их развития.

Гидрогеологический кратоген — сочетание систем бассейнов и массивов (иногда с наложенными бассейнами). Подобными емкостями подземных вод служат, в первую очередь, древние платформы. К гидрогеологическому орогену относится система гидрогеологических структур, которая включает часть планетарного подвижного пояса, т.е. совокупность геосинклинальных форм, связанных общностью структурного плана и возрастом создавшей их складчатости. Поэтому под гидрогеологическим орогеном надо понимать сочетание систем массивов и бассейнов подземных вод, образующих единые в геолого-структурном отношении территориально обособленные геосинклинальные (складчатые) регионы.

Следовательно, емкости подземных вод различного таксономического ранга могут быть охарактеризованы размером (объемом), строением (формой), составом и свойствами как горных пород, так и геологической структуры в целом. При этом емкости или резервуары могут быть соподчинены в определенной иерархической последовательности: система резервуаров низкого порядка формирует емкость более высокого порядка и т.д. Такая иерархическая система — от мелких до крупных резервуаров — была разработана Е.В. Пиннекером (рис. 6.4). Эта систематика учитывает размер геологического тела (сверху вниз) и характер распределения подземных вод (слева резервуары с пластовыми водами, справа — с жильно-трещинными).

В осадочных породах сочетание обводненных пор и/или трещин дает водоносный горизонт, или комплекс. В кристаллических породах, содержащих регионально-трещинные воды, резервуаром аналогичного ранга служит водоносная зона трещиноватости. Как в чехле, так и, особенно, в фундаменте протяженные зоны наруше ний, каверны и полости, заполненные водой, образуют обводненные разломы и т.д.

Рассмотренные выше закономерности формирования емкостных свойств горных пород относятся к континентам. В последние десятилетия внимание гидрогеологов все больше привлекают гидрогеологические структуры, находящиеся под уровнем моря, которые получили название "субаквальных" или "субмаринных" бассейнов и массивов. Появилась и первая карта субаквальных гидрогеологичес Рис.

6.4.

Соподчиненность природных емкостей подземных вод, их размеры и соответствующие им градации гидрогеологического районирования ких структур, расположенных в пределах акватории бывшего СССР. Все это привело к необходимости разделить гидрогеологические структуры на две большие группы: 1) субаэральных гидрогеологических, находящихся в пределах суши, и 2 ) субаквальных гидро-геологических, расположенных под уровнем моря. Они характеризуются существенно разными гидрогеологическими условиями.

Среди субаквальных гидрогеологических структур В.А. Кирюхин и Н.И.

Толстихин [12] выделяют субмаринные и субокеанические структуры.

Субмаринные гидрогеологические структуры формируются в зоне перехода континентальной коры в океаническую в пределах шельфа и материкового склона окраинных морей, островных дуг и островов.

Гидрогеологические структуры берега континента частично находятся на суше, а частично скрыты под уровнем моря. Это так называемые прибрежно шельфовые гидрогеологической структуры. В пределах подводной окраины материка выделены субмаринные гидрогеологические массивы, артезианские бассейны и вулка ногенные бассейны, полностью скрытые под уровнем мора.

Отличительными особенностями субмаринных гидрогеологических структур являются: 1) отсутствие зоны аэрации;

2) наличие покрова рыхлых осадочных отложений с иловыми водами;

3) тесная взаимосвязь иловых вод с водами подстилающих пород;

4) элизионная разгрузка иловых вод и линейная по разломам глубинных вод;

5) преимущественно морской тип вод по минерализации и составу. Наиболее полно в последние годы изучены гидрогеологические структуры шельфовых областей [16].

Субокеанические гидрогеологические структуры развиты в пределах океанической коры, которая состоит из трех слоев: 1) нижнего базальтового слоя;

2) среднего надбазальтового, представленного прослоями базальтовых лав и консолидированных кремнисто-глинистых, реже карбонатных отложений. Мощность этого слоя достигает 1 км.

В нижнем слое распространены трещинные и трещинно-жильные воды;

в среднем слое — водоносные горизонты, линзы и прослои пластового типа, имеющие ограниченное распространение в связи с преобладанием в разрезе глинистых, кремнистых и других водоупорных толщ;

верхний слой содержит иловые воды.

Минерализация вод донных отложений обычно близка к мине рализации океанской воды (35-37 г/л), а состав определяется составом последней.

Все три слоя океанического дна не имеют полных аналогов на суше. В пределах дна выделяют гидрогеологические области: 1) подвижные (срединно океанических хребтов и поднятий) и 2) стабильные (океанических платформ).

В пределах тех и других различают следующие гидрогеологические структуры: субокеанические массивы трещинных вод, субокеанические бассейны осадочного чехла, вулканогенные бассейны океанов.

Рассмотренная выше схема типизации гидрогеологических структур служит основой структурно-гидрогеологического районирования территорий, так как под гидрогеологическим районом подразумевается (в общем случае) участок земной оболочки, выделяемый по преобладающему типу подземных вод, определяющему характер оптимальной водоносности данного участка земли [5], а под элементарным гидрогеологическим районом — бассейн скоплений подземных 0од определенного типа: пластовых, трещинно-жильных, поро-во трещинно-покровных и др. Районирование территории по гидро геологическим условиям является важной проблемой практической деятельности гидрогеолога.

6.1.2. Гидрогеологическая структура как водообменная и водонапорная систе ма Способность гидрогеологических структур пропускать (обменивать) то или иное количество воды является фундаментальным их свойством, принципиально отличающим эти структуры от геологических.

Одновременно они обладают способностью создавать напор воды на огромном расстоянии. Отсюда одни исследователи называют эти структуры водообменными (П.Ф. Швецов, А.А. Коноплянцев), другие — водонапорными (A.M. Овчинников, П.П. Климентов). Правильнее все же в общем случае называть их водообменными, так как обмен водой более универсальное свойство этих структур. Создание же напора — это только частный, хотя и важный признак в целом водообменной системы.

Водонапорная система всегда водообменная, а водообменная система не всегда водонапорная. Отсюда следует, что водонапорная система — часть водообменной. В таком соподчинении их и следует рассматривать.

В пределах одной гидрогеологической структуры водообмен различен в разных ее частях. Одним из важнейших факторов водообмена выступает глубина залегания водоносных горизонтов, контролирующая коллекторские свойства горных пород (см. рис. 3.7). По мере углубления в недра Земли, наблюдается замедление движения воды, которое имеет закономерный характер и выражается в наличии трех гидродинамических зон водообмена:

активного, замедленного и затрудненного (см. раздел 3.2.4). Самую нижнюю гидродинамическую зону называют зоной "застойного водного ре жима" (Н.К. Игнатович), "относительного покоя подземных вод" (Ф.А.

Макаренко), "весьма затрудненного водообмена" (И.К. Зайцев). Уже по этим определениям легко заключить, что разные исследователи по-разному оценивают гидродинамику этой зоны.

Одни из них считают, что при наличии определенных условий, которые характерны для наиболее глубоких частей артезианских бассейнов, заполненных рассолами, горизонтальное движение подземных вод совершается очень медленно и становится ощутимым только в течение длительных геологических периодов времени. Разгрузка соленых вод и рассолов из таких впадин если и проис ходит, то настолько медленно, что до наших дней могут сохраниться погребенные воды, синхронные отложениям соответствующего возраста, включая весь палеозой.

Другие считают, что скорость движения подземных вод хотя и уменьшается с глубиной, но остается сравнительно большой даже в самых глубоких частях артезианских бассейнов. При этом подземные воды, в том числе и рассолы, могут перемещаться на сотни и тысячи километров от областей питания к областям разгрузки. Поэтому не может быть и речи о возможности сохранения очень древних вод седиментационного генезиса.

Как часто бывает в науке, и в данном случае истина находится где-то между этими двумя крайними подходами. Поэтому в пос леднее время, как правило, в артезианских бассейнах выделяют два гидрогеологических этажа: нижний, где геостатическое давление отжимает воду из наиболее прогнутых центральных частей бассейна к его периферии, и верхний, где периферийные, наиболее приподнятые области питания, создают гидростатический напор, движущий воду в этой зоне от периферии к центральным частям бассейна (см. рис. 6.23).

В верхнем этаже, охватывающем зоны свободного и затрудненного водообмена, направление движения воды определяется гидростатическим напором и происходит от областей питания к областям разгрузки с постепенным затуханием скоростей движения по мере увеличения глубины залегания водоносных пород и уменьшения связи их с дневной поверхностью. В нижнем гидродинамическом этаже, охватывающем зону весьма затрудненного водообмена, в это время направление движения воды определяется геостатическим давлением и происходит от наиболее погруженных частей бассейна к приподнятым его частям. Такие гидродинамические условия сохраняются до смены прогибания артезианского бассейна (или его отдельных частей) поднятием. И если этот процесс продлится достаточно длительное время, то геостатическое давление на глубине уравняется с давлением гидростатическим.

Вследствие этого во всей обводненной толще пород артезианского бассейна движение воды будет происходить под воздействием гидростати ческого напора.

Исходя из сказанного И.К. Зайцев и Н.И. Толстихин [4] приходят к следующим выводам.

1. Гидродинамические условия артезианских бассейнов в целом и отдельных их блоков хотя и медленно, но непрерывно изменяются в соответствии с историей геологического развития, особенно тек тонических движений данного участка земной коры.

2. В общем случае в артезианских бассейнах в вертикальном разрезе представлены три гидродинамические зоны: свободного, затрудненного и весьма затрудненного водообмена.

3. По интенсивности, направлению и условиям движения флю идов гидродинамические зоны объединяются в два этажа: верхний и нижний.

4. Верхний гидродинамический этаж артезианских бассейнов вклю чает зоны свободного и затрудненного водообмена. Он характеризу ется сравнительно интенсивным движением воды, замедляющимся по мере увеличения изоляций водоносных пород от дневной поверхнос ти водоупорными и слабоводопроницаемыми породами. О темпах изменения скорости движения воды с глубиной можно судить по данным, полученным в Припятском (Белоруссия) артезианском бас сейне (рис. 6.5). Нетрудно видеть, что скорость движения воды в артезианских бассейнах крайне мала, уменьшается с глубиной моно тонно асимптотически и описывается уравнением [18]:

lgv = 4,98 - l,91 lgH, (6.1) где v — скорость движения подземных вод;

Н — глубина залегания воды.

В большинстве крупных артезианских бассейнов верхний гидро динамический этаж отделен от нижнего мощными толщами регионально распространенных слабоводопроницаемых глинистых, мергелистых или соленосных отложений.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 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.