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 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 8 ] --

5. Нижний гидродинамический этаж артезианских бассейнов вклю чает зону весьма затрудненного водообмена. Движение флюидов в этом этаже происходит очень медленно, главным образом под вли янием высоких давлений. Применительно к этому этажу в последнее время все чаще говорят о том, что вода здесь не движется, а по добно пластическому твердому телу (глина) ползет (Ю.М. Молоко вич, Н.Н. Непримеров, В.В. Трушкин и др.). В этом случае речь Рис. 6.5. Зависимость скорости подзем ных вод в надсолевых девонских, каменноугольных и пермотриасовых отложе ниях от глубины идет о ползучей фильтрации воды, скорость которой по ориентировочным данным составляет всего 0,01-0,1 мм/год. Незначительные скорости движения воды в этой части бассейна хорошо согласуются с данными о широком распространении здесь зон с аномально высокими пластовыми давлениями (см. раздел 4.1.1) и широком развитии седиментационных вод (см. раздел 3.4).

Следовательно, нижний гидродинамический этаж артезианских бассейнов характеризуется крайне низкими скоростями движения подземных вод, а соответственно и коэффициентом водообмена (см. раздел 3.2.4). Однако нельзя забывать, что такая картина наблюдается только в эпохи спокойного тектонического режима бассейна. В случае активизации тектонического режима отжатие воды резко интенсифицируется, напоры увеличиваются, скорость движения воды возрастает, гидродинамический режим системы в целом претерпевает глубокие изменения.

Из сказанного ясно, что водообменные свойства любой гидро геологической структуры зависят не только от глубины залегания и геологического строения ее отдельных блоков (пространственные параметры), но и этапа ее геологического развития, степени лити-фикации пород и т.д. (временные параметры). Кроме того, от ее размеров, лито логического состава водовмещающих пород, их кол-лекторских свойств, соотношения областей питания и разгрузки, степени расчлененности рельефа.

Одним из важнейших показателей интенсивности водообмена служит скорость движения воды, которая в соответствии с законом Дарси (см.

раздел 4.1.4) прямо пропорциональна коэффициенту фильтрации и гидравлическому уклону. В свою очередь, гидравлический уклон зависит от размеров бассейна, проницаемости отложений, объема водоносных горизонтов и т.д. При прочих равных условиях чем выше проницаемость пород и меньше их объем, тем выше водообмен.

Обычно чем глубже залегает водоносный горизонт, тем меньше его гидравлический уклон, так как увеличивается расстояние между выходами его на земную поверхность, которые являются участками создания напора и разгрузки. Это и служит одной из причин замедления и затухания движения вод с увеличением глубины залегания, т.е. одной из причин вертикальной гидродинамической зональности бассейнов. В мелких бассейнах горно-складчатых сооружений наблюдаются максимальные гидравлические уклоны. Гидравлические уклоны обычно максимальны в тех крупных и средних артезианских бассейнах, которые связаны с горно-складчатыми областями и имеют горные зоны создания напора.

При больших гидравлических уклонах и концентрированной разгрузке подземных вод резко возрастают модули подземного стока и расходы родников. Так, в вулканогенных массивах Большого Кавказа, по данным И.М. Буачидзе, модуль подземного стока в лавовых потоках достигает л/(с-км 2 ), а расходы родников составля ют несколько тысяч литров в секунду (например, Дашбашский 3500, Аблари 2500, Самсар 2300, Ахали Хулгумо 1500 л/с) [23].

На гидравлический уклон и, следовательно, на скорость подземного потока и водообмена влияет и интенсивность питания водонапорных комплексов, зависящая от климатических условий. Если климат сухой (аридный), вода из атмосферы поступает в очень малом количестве, напор падает и гидравлический уклон уменьшается.

Кроме скорости движения воды водообменные свойства гидро геологической структуры характеризуются коэффициентом водообмена, представляющим ежегодную долю обмениваемой воды в конкретном бассейне, и циклом водообмена – временем полной смены воды в бассейне.

Сочетание различных природных факторов определяет разнообразие водообменных свойств гидрогеологических структур. В табл. 6. приведены ориентировочные значения гидродинамических Таблица 6. Гидродинамические показатели небольших артезианских бассейнов Гидродинамические Тип бассейна показатели Орогенный Межгорный Краевой Платформенный Расстояние от зоны 50 500 питания до зоны разгрузки, км Разность высот зоны 1 1 1 0, питания и зоны разгрузки, км Гидравлический уклон 0,1 0,02 0,002 0, Проницаемость пород, мкм2 0,1 0,1 0.1 0, 0,01 0,01 0,01 0, Скорос ть потока, м/год 20 2 0, 2 0, 2 0, Коэффициент 510-2 210-3 210-5 2 10- 510- водообмена 2 10-4 210-6 2 10- Цикл водообмена, годы 20 500 50000 200 5000 500000 показателей для относительно небольших артезианских бассейнов, рассчитанные А.А. Карцевым [8]. При этом эффективная пористость для всех случаев принята за 20%, что примерно в 2 раза выше наблюдаемой в реальных природных условиях. Отсюда значения гидродинамических параметров, по нашему мнению, завышены в несколько раз.

Тем не менее из данных табл. 6.5 следует, что порядок скоростей подземных потоков платформенных бассейнов с внутренними зона ми создания напора меньше, чем бассейнов с внешними горными зонами создания напора.

Скорости подземных потоков максимальны в горных (орогенных) бассейнах, которые являются составными частями горно-складчатых водонапорных систем. В межгорных артезианских бассейнах они уже примерно на порядок меньше;

в предгорно-равнинных еще на порядок меньше и, наконец, в плат форменных бассейнах минимальны. Коэффициенты водообмена снижаются в том же направлении еще сильнее, так как зависят еще от размеров бассейнов, увеличивающихся по направлению от складчатых областей к платформенным, а продолжительность циклов водообмена, наоборот, соответственно возрастает. Необходимо также учитывать, что проницаемость горных пород растет с повышением температуры (рис. 6.6), но несколько уменьшается с повышением давления.

Водообменные свойства горных пород изменяются не только с глубиной, но и по мере протекания процессов литогенеза от раннего диагенеза (начальная стадия захоронения пород) до позднего метагенеза (метаморфизма). Поэтому Б.Е. Антыпко [1] предлагает выделять в верхней части земной коры четыре зоны, которые различаются емкостными и водообменными свойствами и формируют гидродинамическую зональность (табл. 6.6).

1. Верхняя, наиболее хорошо и регионально проницаемая часть чехла (мощность до 1 км), сложенная рыхлыми породами с высокой проницаемостью и пластовым типом скопления подземных вод.

2. Вторая от поверхности часть осадочного чехла (1 -3 км) сложена несколько более уплотненными породами средней степени литификации. Эта часть разреза регионально проницаема, но прони цаемость пород значительно ниже, чем в верхней части и составляет 0,001-0,1 мкм 2. Здесь также содержатся пластовые скопления под земных вод, но возможны и трещинно-пластовые.

3. Третья зона, залегающая на значительных глубинах, как правило, сложена породами сильной степени литификации, для которой характерен пластово-трещинный тип скопления подзем Рис. 6.6. Графики зависимости проницаемости горных пород от температуры. По К.А. Оганову и М.Б.

Степаненко ных вод;

проницаемость пород спорадическая по отдельным пластам внутри блоков. По граничным разломам проницаемость возрастает до 1 мкм2 и более.

4. Нижняя часть осадочного чехла и фундамент бассейна (до 8- км) сложены породами очень сильной степени литифика-ции. Породы регионально непроницаемы, но по трещинным зонам тектонических нарушений проницаемость достигает 1 мкм 2.

Конечно, к этой зональности, как и отмеченной ранее зональности Н.К.

Игнатовича, необходимо подходить только как к тенденции, поскольку конкретные значения гидродинамических параметров изучены недостаточно.

Недостаток знаний о скоростях движения подземных вод и проницаемости горных пород, особенно в глубоких водоносных горизонтах, на практике компенсируют путем изучения их химического и газового состава. Дело в том, что химический состав подземных вод во многом зависит от скорости их движения и интенсивности водообмена, т.е. времени взаимодействия воды с горными породами (см. раздел 5.2.3). Наличие высокоминерализованных вод седиментаци-онного генезиса всегда говорит о весьма слабом водообмене в гидрогеологической структуре или в какой-то ее части. Характер состава воды, например наличие азотных терм, углекислых терм, также свидетельствует об определенном водообмене. Поэтому гидродинамическая зональность в бассейнах в определенной мере коррелирует с гидрогеохимической. Однако следует иметь в виду, что состав воды — не прямой показатель водообмена, так как он зависит от многих факторов (см. раздел 5.4) и его использование требует достаточно большого опыта от исследователя.

По генезису и механизму возникновения напора А.А. Карцев [8] природные водонапорные системы подразделяет на два главных типа: элизионные и инфильтрационные (рис. 6.7).

Элизионные системы характерны, как правило, для ранних периодов развития платформ, предгорных прогибов и межгорных впадин. В элизионных системах напор создается за счет выжимания вод из уплотняющихся минеральных осадков в коллекторы и частично за счет уплотнения самих коллекторов с выжиманием вод из одних их частей в другие. Уплотнение осадков в таких системах происходит вследствие осадконакопления и увеличивающейся нагрузки.

Не исключается также возможность уплотнения пород и выдавливания из них воды в результате геодинамического давления, возникающего при тектонических напряжениях. Такие элизионные водонапорные системы А.А.

Карцев предлагает называть геодинамическими.

Инфильтрационные водонапорные системы типичны для более поздних периодов геологического развития, протекающих преимущественно в континентальных условиях. Напоры в таких системах создаются за счет инфильтрации атмосферных осадков в водоносные горизонты, т.е. за счет гидростатических давлений, имеющих Рис. 6.7. Схема пространственных соотношений инфильтрационной и эл изионной водонапорных систе м в разре зе. П о А.А. Карцеву.

1 — инфи льтрационна я во донапорная система;

2 — э лизионная система;

3 — во до упор ные п оро ды;

4 — у п лот н яющиеся илы — г лины;

5 — мор е;

6 — напр авление движения ар те зиа нс ких во д место в областях питания и создания напора. Поэтому такие водонапорные системы А. А. Карцев называет гидростатическими.

Все сказанное позволяет несколько подробнее охарактеризовать изменение водообменных свойств гидрогеологических структур с глубиной (табл. 6.7).

Прежде всего важно отметить, что водооб-менные параметры изменяются в весьма широких пределах. Так, скорости движения воды варьируют от нескольких сотен до- миллиардных долей метра в год, коэффициенты водообмена — от единиц до миллиардных долей. Цикл водообмена в отдельных случаях может быть сопоставим с временем существования самой геологической структуры и т.д. При этом гидрогеологические массивы отличаются значительно более высокими водообменными свойствами по сравнению с артезианскими бассейнами. Такой широкий разброс рассматриваемых параметров свидетельствует о многообразии способов для геологических структур пропускать через себя воду — способности, которая во многом определяет разнообразие формирующегося вокруг нас мира в целом.

В табл. 6.7 хорошо прослеживаются вертикальная гидродинамическая и гидрогеохимическая зональности гидрогеологических структур: с глубиной резко замедляется водообмен и соответственно растет общая минерализация подземных вод, изменяется их химический и газовый состав. При этом полного совпадения этих двух типов зональности обычно не наблюдается, что еще больше разнообразит подземную гидросферу.

Для характеристики гидрогеохимической зональности геологических структур Н.И. Толстихин предложил весьма удобный способ. Если обозначить буквами А, Б, В подземные воды с общей минерализацией соответственно менее 1, от 1 до 35 и свыше 35 г/л, то наблюдаемую в земной коре зональность можно представить в виде шести типов гидрогеохимических разрезов (рис. 6.8).

Рис. 6.8. Типы гидрогеохимических разрезов.

П о И.И. Т олстихину Первый тип разреза, однозональный, развит в хорошо промытых горно складчатых структурах, представленных небольшими межгорными бассейнами, или в областях питания артезианских бассейнов. Второй тип, двухзональный, наблюдается в несколько менее промытых массивах, межгорных, краевых и частично платформенных бассейнах. Третий тип, трехзональный, развит наиболее широко в платформенных артезианских бассейнах, щитах, реже гидрогеологических массивах. Этот тип разреза наиболее полный по своему строению, относится к классическому или нормальному. Первые три типа разрезов наиболее развиты и являются типичными для всех гидрогеологических структур.

Четвертый тип разреза, начинающийся солоноватыми водами, встречается в сухих климатических областях со слабой инфильтрацией (например, в Казахстане). Остальные типы представляют разрезы аномального характера, в которых минерализация и метаморфизация вод на некоторых интервалах с глубиной падают. Эти явления называются гидрогеохимической инверсией, а сами разрезы — инверсионными.

Гидрогеохимические разрезы инверсионных типов характерны для межгорных и предгорных артезианских бассейнов, имеющих внешние горные зоны питания и создания напора преимущественно для нижних водоносных комплексов. Особенно развиты эти явления при аридном климате: инфильтрация в верхние водоносные комплексы, происходящая в предгорьях, как правило, слабее инфильтрации в нижние комплексы, которая наблюдается в достаточно увлажненной высокогорной зоне.

Сказанное показывает, что водообменные свойства гидрогеологической структуры во многом зависят от расположения областей питания, стока и разгрузки. Применительно к отдельным водоносным горизонтам и комплексам этот вопрос рассмотрен ранее (см.

раздел 2.5).

Питание подземных водоносных систем происходит обычно в местах выхода водовмещающих пород на поверхность, если они занимают относительно высокое гипсометрическое положение. Такие области питания называют инфильтрационныли и делят на внешние и внутренние.

Применительно к гидрогеологическому массиву области питания являются внутренними, так как расположены, как правило, в пределах всей области стока. Для артезианских бассейнов внешние области питания находятся вне его пределов и расположены в соседних горно-складчатых структурах (рис.

6.9). Напри Рис. 6.9. Схема расположения внешней и внутренней областей питания в артезианском бассейне:

I - область питания и соз дания напор а;

II - в ну тр енняя область питания ;

III область разгрузки;

1 - артез ианский в одоносный гориз онт;

2 — водоупорные породы;

3 — трещиноватые метаморфические и магматические породы складчатых сооружений;

4 — пьезометрический уровень;

5 — уровень грунтовых вод;

6 — восходящий источник;

7 — нисходящий источник;

8 — направление движения подземных вод мер, Урал в целом служит областью питания для Западно-Сибирского артезианского бассейна. В этом случае область питания водоносного комплекса не совпадает с зоной создания напора в данном комплексе.

Внутренней областью питания является часть самого артезианского бассейна, где происходит инфильтрация в водоносные комплексы бассейна.

Часто внутренние области (зоны) питания называют гидрогеологическими окнами.

Для артезианских бассейнов, полностью или частично расположенных в межгорных и предгорных впадинах и прогибах, приле гающих к горно складчатым водонапорным системам преимущественно молодых (или омоложенных) горных сооружений, обычно главную роль играют горные внешние области питания. Примерами таких артезианских бассейнов могут служить Азово-Кубанский и Восточ-но-Предкавказский, области питания и зоны создания напора которых находятся в пределах горно-складчатого сооружения Большого Кавказа и являются внешними.

Внутренние области питания характерны для тех артезианских бассейнов, которые не связаны или слабо связаны с горно-склад-чатыми структурами.

Примером артезианского бассейна с ведущей ролью внутренних зон питания и создания напора является Волго-Уральский.

Наряду с инфильтрационными различают элизионные области питания.

Последние присущи бассейнам пластовых вод, внутри которых под влиянием геостатического давления отжимаются седиментацион-ные воды из уплотняющихся глинистых водоупоров. Элизионные области питания располагаются обычно в наиболее погруженных частях впадин (см. рис. 3.9).

Наконец иногда говорят о так назы ваемых эндогенных "областях" питания, к которым относят места генерации ювенильных флюидов и метаморфогенных вод, попадающих затем по ослабленным зонам в бассейны как пластовых, так и трещинных вод.

Подземные воды элизионных и эндогенных областей питания представляют собой обычно смесь вод различного происхождения. Во избежание неточностей в оценке их генетического облика Е.В. П иннекер предлагает называть их глубинными.

В отличие от инфильтрационной области питания области разгрузки занимают пониженные участки рельефа и иногда гидрогеологической структуры в целом. Природными дренами выступают места выхода водоносных горизонтов на поверхность, впадины, долины рек, подножия гор, дно морей, зоны нарушений, разломы.

В областях разгрузки сосредоточены группы или целые системы родников, выходы которых приурочены к определенным элементам гидрогеологической структуры (впадинам, зонам нарушений, ослабленным местам, проницаемым зонам, уступам рельефа и т.д.). В условиях развития многолетнемерзлых пород к этому перечню добавляются талые зоны горных пород, в районах молодого вулканизма — жерлы вулканов, зоны выклинивания лавовых потоков, места формирования гейзеров и т.д.

6.2. ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ BOД Проблема форм или характера залегания подземных вод в горных породах изучается со времени возникновения современной гидрогеологии (конец XIX в.). Этой проблеме посвящены работы С.Н. Никитина, К.

Кейльгака, О.Е. Мейнцера, Б.Л. Лич-кова, A.M. Жирмунского, А.А.

Козырева, O.K. Ланге, Ф.П. Са-варенского, Г.Н. Каменского, A.M.

Овчинникова, А. Шеллера, Н.И. Толстихина, С. Дэвиса, Р. де Уиста, А.А.

Карцева, П.П. Климентова, А. Турнера, Е.В. Пиннекера, К.П. Караванова и др. И тем не менее вопрос до конца не исследован. Трудность составления такой классификации заключается в том, что подземные воды развиты в земной коре практически повсеместно, но залегают в разнообразных по форме, размеру, строению геологических телах, которые с большим трудом поддаются системной классификации. В силу этого разные исследователи по разному трактовали формы залегания подземных вод.

Так, О.Е. Мейнцер, выделял три основных типа вод: 1) в пустотах горных пород (подвешенная, грунтовая и подземный лед);

2) в минералах горных пород (твердый раствор, кристаллизационная и т.п.);

3) глубинная (магматическая).

В течение длительного времени широко использовалась классификация Ф.П. Саваренского. В ней было выделено пять типов подземных вод: 1) почвенные, болотные, верховодка;

2) грунтовые;

3) карстовые;

4) артезианские: 5) жильные (трещинные). Указанные типы подземных вод действительно широко развиты в верхней части земной коры, но сама классификация не имеет единой базы. Поэтому, например, карстовые воды могут быть также грунтовыми или артезианскими, жильные воды — карстовыми, грунтовыми, верховодкой и т.д.

Более логично построена классификация A.M. Овчинникова, который сократил количество основных типов подземных вод до трех — верховодка, грунтовые и артезианские, но выделил два особых подтипа, характерные для районов многолетней мерзлоты и активного вулканизма (табл. 6.8).

Н.И. Толстихин включил в свою классификацию воды не только земной коры, но и зоны пластичности подкоровых глубин и внут рикоровых магматических очагов. Он выделил четыре зоны: аэра ции, насыщения, горячего пара и пластичности. В первых двух зонах рассматриваются отдельно воды областей вне развития мер злых пород и в пределах последних. В отличие от классификации A.M. Овчинникова выделенные классы вод даются для различных типов гидрогеологических структур — артезианских бассейнов, склад чатых областей и глубинных зон.

Дальнейшее развитие подобных классификаций нашло отражение в работах Е.В. Пиннекера [ 21,22], который, опираясь на Та б ли ца 6. Типы подзе мных вод по условия м зале га ния Подтипы вод Особые типы вод в пористых в трещиноватых Районы Районы Основной горных горных породах многолетней молодого тип вод породах мерзлоты вулканизма (поровые) 1 2 3 4 Почвенные Коры выветривания Деятельного Дериватные трещиноватых воды болотные слоя горных пород термальных верховодка линзахВерхнего источников на (дренированного) Временно водоупорных этажа функционирую пород закарстованных щих фумарол в массивов периоды Вер хо увлажнения Такыров и Кровли лавовых водка бугристых потоков и песков (в туфобрекчий пустынях) Песчаных массивов и дюн (на побережье морей) Прод олж ение табл. 6. 1 2 3 4 Аллюв иальных Трещинные Над- Пов ышенной отложений грунтовые воды мерзлот температуры, Делюв иальных, кров ли ные обогащенные пролюв иальных коренных Меж- газами и озерных изверженных мерзлот Небольших отложений пород и Древ неаллюв иа основ ания ные фумарол и льных лав овых гейзеров отложений потоков Флюв иогляциал Пластов о ьных отложений трещинные и Грунтовые (над-, меж- трещинно подморенных пластовые песчано- осадочных галечниковых отложений накоплений) Карстов ых Коренных массив ов отложений карбонатных пород (а также гипсоносных и соленосных) Артезианских Артезианских Подмерз Газирующие бассейнов (в бассейнов (в лотные термоминерал песчаных пластах, ьные (иногда пластах) массив ах и горячие), Артезианских штоках в осходящие по склонов (в трещинов атых тектоническим моноклинально горных пород) разрыв ам и залегающих и Артезианских контактам выклинив ающих склонов (в различных ся песчано- карбонатных и св ит Артезиан галечниковых туфогенных Артезианских ские св итах толщах и систем, предгорных массив ах осложненных районов ) интрузивных в недрением пород) изверженных масс, обогащенных специфически ми (иногда редкими) элементами П уже существующие классификации и особенно О. Мейнцера и A.M.

Овчинникова, разработал свой вариант (табл. 6.9). В ней выделены группы (в зависимости от нахождения подземных вод в главных элементах земной коры и земной поверхности), отделы (по степени насыщения горных пород водой), типы (на основе гидравлических признаков), классы (как основные разновидности подземных вод по характеру залегания), а также подклассы (исходя из водно-коллекторских свойств горных пород) и особые условия (определяются спецификой природной обстановки).

Эта классификация наиболее полно соответствует современному уровню знаний, и мы ее используем при дальнейшем изложении материала.

6. 2. 1. Верх оводка Под верховодкой понимают первый от поверхности временно существующий водоносный горизонт, залегающий в зоне аэрации на водоупорах ограниченного размера. Отличие верховодки от других типов вод заключается в том, что она располагается выше постоянно существующего горизонта подземных вод, т.е. в зоне просачивания, и приурочена к поверхности слабопроницаемых горных пород, заключенных среди водопроницаемых (рис. 6.10). Ниже верховодки обычно наблюдается зона неполного насыщения. Вследствие этого верховодка оказывается как бы подвешенной или висячей, занимающей в некотором роде несвойственное гравитационным водам положение. Отсюда ее временность и ограниченность в пространстве, так как через некоторый промежуток времени подвешенная вода стекает в зону полного насыщения.

Верховодка образуется в зоне аэрации только в случае наличия водоупорных пород. Последние могут быть представлены линзами глин и суглинков различного генезиса, погребенными почвами, ледниковой мореной, мерзлыми породами, останцами коренных пород и т.д. Своим происхождением верховодка обязана инфильтрации атмосферных осадков. Некоторое количество воды может поступать также в результате конденсации.

Мощность верховодки чаще всего равна 0,4-1 м, редко достигает 2-5 м.

Формируется она главным образом в супесчано-сугли-нистых грунтах.

Время ее существования в значительной мере определяется климатическими условиями, формой и размерами водо Рис. 6.10. Условия залегания верховодки.

I — зона аэрации;

II — зона полного насыщения ;

1 — песчано-грав ийные отложения ;

2 — грунтовые воды;

3 — водонепроницаемые породы;

4 — капиллярные воды;

5 — уровень воды (а — в ер хов одки;

б — капилляр ных: в — грунтовых);

6 — направление дв ижения вод;

7 — родники (г — вер ховодки;

д — грунтовых вод) упорного слоя, глубиной его залегания, водопроницаемостью вмещающих пород и рельефом местности. Более благоприятные условия водного питания верховодки складываются в условиях влажного климата, где она существует практически в течение всего теплого периода года. На водоупорах относительно больших размеров создается возможность более длительного хранения гравитационных вод, так как увеличиваются пути и время их растекания. Глубина залегания водоупорного слоя регулирует степень воздействия процессов испарения на верховодку. На глубинах более 2-3 м испарение уже практически не играет роли.

Наилучшие условия для появления верховодки создаются да плоских водоразделах и степных пространствах с местными понижениями (западинами), куда стекает дождевая влага и где задерживаются талые воды.

В пределах городов и промышленных площадок образованию верховодки способствуют также фундаменты зданий, уплотняющие грунты. Режим верховодки всецело определяется количеством инфильтрующихся атмосферных осадков, а на территориях городов и промышленных площадок — и объемом сбрасываемых в зону аэрации сточных вод.

Химический состав верховодки в основном определяется климатическими особенностями региона. В условиях влажного климата воды верховодки обычно имеют небольшую минерализацию (около 0,1-0,3 г/л), гидрокарбонатный натриево-кальциевый состав, повышенное содержание органики. В рыхлых глинистых покровных отложениях степных районов верховодка часто имеет относительно более высокую минерализацию (до 1- г/л). На участках развития засоления и соленосных пород минерализация воды может увеличиваться до нескольких граммов на литр и соответственно изменяется ее состав (на сульфатный или хлоридный).

Вследствие неглубокого залегания и отсутствия водоупорной кровли верховодка легко загрязняется и поэтому является ненадежным источником водоснабжения. Тем не менее верховодка иногда служит источником воды, извлекаемой колодцами. В степных, полупустынных и пустынных районах она может оказаться единственным типом природных вод со сравнительно небольшим содержанием солей, пригодным для водоснабжения небольших населенных пунктов. В этом случае разрабатываются специальные меры по сохранению верховодки в течение всего года. Этому способствуют насаждение древесной растительности, задерживающей снеготаяние, создание водоупорных перемычек в балках и ложбинах на пути движения воды, направление воды в естественные углубления и т.д.

К разновидностям верховодки A.M. Овчинников относит почвенные воды, болотные воды и воды песчаных дюн. Остановимся на их характеристике несколько подробнее.

Почвенные воды – это совокупность всех типов вод почвенного слоя, которая определяет структуру, свойства и водный режим почв. Среди почвенных вод наибольшее значение для растений имеют пленочные, капиллярные и свободные [15], общая схема распределения которых в почвенном слое показана на рис. 6.11. Наиболее существенным и характерным горизонтом почвы является верхний темноокрашенный слой. Верхний, содержащий гумус горизонт обозначается литерой А. Кроме гумуса этот горизонт обогащен специфическими минеральными соединениями, которые являются продуктами почвообразования (рис. 6.12). В числе генетических горизонтов, формирующих разные почвы, обычно различают горизонт неразложившегося торфа (Ат), горизонт лесной или степной подстилки, прикрывающей поверхность почвы полуразложившейся массой органического опада (Ао ), собственно гумусовый горизонт (А1 ), а также элювиальный, т.е. горизонт разрушения и вымывания, обычно залегающий непосредственно под горизонтом А1 и характеризующийся пепельной, светло-серой окраской (А2 ).

Рис. 6.11. Схема капил лярной каймы и ветвистых капилляров в почве. По Ф. Цункер у Рис. 6.12. Строе ние проф ил я основных типов почв, развитых в зоне умеренного климата.

Типы почв: 1 — тундровые;

— таежно-подзолис-тые;

3 — бурые лесные;

4 — чернозем;

— каштановые;

6 — солонцы.

Буквенные обозначения см. в тексте Ниже залегает иллювиальный горизонт В, образованный вследствие вмывания просачивающимися водами и накопления материала из вышерасположенных горизонтов А1 и А2. Горизонт В формируется непосредственно под горизонтом А2, имеет более плотную и тяжелую консистенцию, бурую или коричневую окраску, обогащен коллоидно дисперсными глинистыми минералами. Этот собственно иллювиальный горизонт, менее проницаемый для воды, часто обозначают B1. Кроме него различают подгоризонт гидрогенной аккумуляции (Вк), минеральных и органических осадков, принесенных в почву восходящим (капиллярным) или боковым потоком воды. По составу формирующихся вторичных образований наиболее распространены следующие типы иллювиальных подгоризонтов: 1) легкорастворимых солей;

2) вторичных карбонатов;

3) коллоидов-гумуса, кремнезема, полуторных окислов, глинистых минералов и др.

В почвах, значительно переувлажненных грунтовыми водами или поверхностным заболачиванием, формируется горизонт сизой, голубоватой или зеленоватой окраски, получивший название "глея", принятое в научной литературе для обозначения восстановленных горизонтов заболоченных почв и обозначаемое литерой G [15].

Под горизонтами А и В располагается горизонт С, представляющий собой измененную почвообразовательными процессами породу. Исходная горная порода не затронутая почвообразованием, обычно обозначается литерой D.

Зональное строение почв, наличие в них горизонтов с разной проницаемостью обеспечивает периодическое накопление свободных вод в том или ином количестве. Над свободными водами и при их отсутствии формируются капиллярные воды, имеющие неоценимое значение в водном питании растений.

По особенностям водного режима в зоне аэрации выделяется три подзоны:

переменного увлажнения, транзита и капиллярной каймы. Атмосферные осадки, которые просачиваются в зону аэрации, аккумулируются преимущественно в почвенном слое (верхние 10-20 см). Если осадков выпало мало, а испарение велико, то просочившаяся влага может опять вернуться в атмосферу. Проникновение атмосферной влаги в глубокие горизонты зоны аэрации, водное питание верховодки и грунтовых вод наступает лишь после продолжительного периода инфильтрации (весеннее снеготаяние, длительные дожди и др.).

Для питания растений важна не только высота капиллярного поднятия, но и скорость движения капиллярной воды. С уменьшением степени дисперсности почв, что равносильно уменьшению количества глинистых частиц, высота капиллярного поднятия снижается, однако скорость капиллярного движения воды и объем передвигаемой влаги возрастают (рис.

6.13). Обратная картина наблюдается с увеличением степени дисперсности почв.

Исключительно медленное движение капиллярной воды характерно для частиц диаметром менее 0,002 мм (табл. 6.10). Вследствие Рис. 6.1 3. Общая схема высоты и скорости капиллярного поднятия воды в поч вах [15]:

1 — г лина;

2 — лссы;

3 — суг линки;

4 — пески и супеси Таб лица 6. 1 Скорость движения капиллярной воды в почвах в зависимости от их механического сос тава [15] Высота капиллярного Вре мя Диаметр поднятия Максимальная достижения частиц воды, мм высота, мм максимальной высоты, дни через 24 через ч ч 5,0-2,0 22 - 25 2,0-1,0 54 60 65 1,0-0,5 115 123 131 0,5-0,2 214 230 246 0,2-0,1 376 396 428 0,1-0,05 530 374 1055 0,05-0,02 1153 1360 2000 0,02-0,01 485 992 - - - 0,01-0,005 - - 0,005-0,002 - - 0,002-0,001 этого не редки случаи, когда в непосредственном соседстве залегают совершенно сухие и влажные горизонты тяжелых глин, несмотря на их высокую потенциальную способность к капиллярному передвижению воды.

Скорость движения капиллярной воды в гли нах настолько мала, что нужны годы для достижения потенциальной высоты капиллярного поднятия.

При интенсивном испарении капиллярных вод образуются не только засоленные грунты и соленые воды, но и своеобразные типы почв — солонцы и солончаки.

Солонцы — это почвы, в поглощающем комплексе которых содержание натрия превышает 20% от емкости поглощения. Солончаки — почвы, содержащие в поверхностном слое более 1% легкорастворимых солей.

Особенно активно солончаки образуются в районах, которые недавно были заняты морскими бассейнами, или в озерных котловинах материковых бессточных областей в условиях сухого климата.

Разнообразие природных условий на земной поверхности обеспечивает и разнообразие строения почв в разных регионах мира. Почвы, как и многие другие природные явления, зональны, что впервые было показано В.В.

Докучаевым.

Болотные воды. Болотом называется избыточно увлажненный участок земной поверхности, покрытый слоем торфа глубиной не менее 30 см в неосушенном и 20 см в осушенном виде. Все избыточно увлажненные земельные площади, не имеющие слоя торфа глубиной менее 30 см в неосушенном состоянии, называются заболоченными землями.

Возникновение болот связано с различными причинами. Главные из них — наличие подстилающего водоупорного слоя, отсутствие поверхностного стока, слабое испарение, преобладание осадков над испарением. По характеру растительности и торфя ной залежи болота делятся на три типа:

верховые, низинные и переходные.

Верховые болота (олиготрофные) располагаются на водоразделах или высоких террасах рек, питаются атмосферными осадками, редко грунтовыми водами, бедны минеральными солями. Они всегда покрыты сфагновыми мхами с вересковыми кустарниками.

Низинные болота (евтрофные) расположены обычно в поймах рек, реже в пониженных местах водоразделов, где имеется питание грунтовыми водами.

Переходные болота представляют собой переходный тип, для которого характерны отдельные черты верховых и низинных болот.

Самые крупные болота распространены в Западной Сибири. Этот обширный регион, отличающийся избыточным увлажнением, равнинным рельефом, наличием слабопроницаемых подстилающих пород, включая многолетнюю мерзлоту, по масштабам заболоченности представляет собой мировой феномен. Воды этих болот обычно слабокислые (рН 4,0-6,8), богаты органическим веществом, но маломинерализованные (общая минерализация, как правило, менее 100 мг/л и только для низинных, имеющих грунтовое питание, достигает 100 мг/л). При переходе от верховых болот к низинным рН и соленость воды растут.

Воды песчаных дюн часто встречаются в засушливых (пустынных) районах и вызывают большой интерес поскольку являются пресными.

Происходит это в том случае, когда зона аэрации сильно проницаема (песок), что позволяет воде весной при таянии снега или выпадании дождя быстро проникать на глубину большую, чем критическая глубина испарения (обычно 2-3 м), и при наличии водоупора с мульдообразным рельефом оставаться в песках в течение длительного времени. Примерно также формируются пресные воды в песчаных дюнах на побережьях морей, где они залегают выше соленой морской воды. Подземные воды песчаных дюн в отдельных регионах, например в Каракумах, широко распространены и рассматриваются как имеющие большое практическое значение для целей водоснабжения.

6.2.2. Грун товые воды Грунтовыми называют свободные воды первого от поверхности постоянно существующего водоносного горизонта, залегающего в зоне полного насыщения. Следовательно, главное отличие грунтовых вод от вод верховодки заключается в том, что первые зале гают в зоне полного насыщения, вторые — в зоне аэрации (см. рис. 6.10). Отсюда и другие отличия, связанные с масштабами их распространения, временем существования, мощностью водоносных горизонтов, режимом, составом, глубиной залегания. Грунтовые воды развиты повсеместно. В любом месте, где бы мы ни стали бурить или копать колодец, мы встретим воду. Как правило это будет грунтовая вода и значительно реже верховодка. Если такие воды залегают в порах осадочных пород, то они называются пластовыми, если в трещинах скальных пород — трещинными или грунтово трещинными.

Чаще всего грунтовые воды не имеют сверху водонепроницаемых пород и поэтому являются безнапорными. Но это не главный их отличительный признак, как полагают некоторые исследователи. На отдельных локальных участках водоупор может присутствовать и в таком случае они становятся напорными (рис. 6.14), но это никак не меняет сути явления.

Область питания грунтовых вод, как правило, совпадает с областью их распространения. Грунтовые воды тесно связаны с атмосферными осадками, поверхностными водами и. верховодкой и поэтому зона льны. Режим их находится под непосредственным влиянием гидрометеорологических факторов и характеризуется сезонными колебаниями уровня, дебита и химического состава. По возрасту грунтовые воды являются современными, но в геологическом смысле, так как возраст их может достигать 20-50 тыс.

лет.

В зависимости от условий залегания грунтовых вод различают грунтовый поток и грунтовый бассейн. Первый характеризуется движением воды, происходящим под влиянием силы тяжести в Рис. 6.14. Схема формирования локального напора грунтовых вод:

1 — флювиогляциальные отложения;

2 — моренные глины;

3 — региональный водоупор;

4 — уровень грунтовых вод;

5 — фонтанирующая скв ажина;

6 — родник;

7 — направление движения воды направлении уклона свободной поверхности, второй — наличием в водоупорном ложе понижений и движением воды на отдельном отрезке в восходящем направлении (рис. 6.15). Тот и другой имеют ряд разновидностей, а местами наблюдаются сложные их комбинации. Глубина залегания и форма поверхности грунтовых вод, которую принято называть зеркалом, обусловливается глубиной эрозионного расчленения рельефа. На карте она изображается гидро-изогипсами — линиями одинаковой высоты зеркала (см.

рис. 2.10). Неглубокое залегание грунтовых вод на первом от поверхности региональном водоупоре определяет направление их движения под действием силы тяжести в соответствии с уклоном зеркала, а разгрузку, как правило, у подножий склонов. Питание их в основном осуществляется через зону аэрации за счет инфильтрации атмосферных осадков (дождевых, талых и паводковых вод) по всей площади их распространения и в меньшей мере конденсирующейся влаги в зоне аэрации. В каждом конкретном районе могут существовать и другие источники питания (речные воды, поступление воды из оросительных каналов, переток артезианских вод из более глубоких водоносных горизонтов и т.д.).

Рис. 6.15. Схема строения грунтового потока (а) и грунтового бассейна в сочетании с потоком (б):

1 — водопроницаемые пески;

2 — водоупорные породы;

3 — уровень грунтовых вод;

4 — направление движения воды;

5 — родник грунтовых вод Поверхность грунтовых вод приближенно повторяет рельеф региона (рис. 6.16). На водоразделах глубина залегания грунтовых вод значительно больше, чем в долинах. Особенно велико их различие в горных областях, где разница отметок долин и водоразделов нередко достигает 500-700 м. В равнинных областях это соотношение значительно меньше и обычно не превышает 100 м.

Особенно большие изменения уровня грунтовых вод происходят во время половодий. При высоком стоянии горизонта речных вод происходит поднятие уровня грунтовых вод в прибрежной полосе (рис. 6.17). Кривая подпора распространяется в сторону междуречий на несколько сот метров, реже несколько километров. После спада горизонта высоких вод в реке происходит довольно резкое снижение уровня грунтовых вод в прибрежной полосе.

Условия питания грунтовых вод определяют и их режим, т.е. изменение их запасов, уровня, состава и свойств во времени под действием природных и искусственных факторов. Г.Н. Каменский выделил четыре основных типа естественного режима: 1) водораздельный, формирующийся под влиянием инфильтрации атмосферных осадков, испарения и подземного стока;

2) прибрежный, возникающий под воздействием колебания уровня рек, озер и морей;

3) предгорный, обусловленный влиянием подземного и поверхнос тного стока с горных массивов;

4) мерзлотный, характеризующийся частичным или полным промерзанием надмерзлотных (грунтовых) вод в зимний период.

Наиболее интенсивное влияние естественных факторов сказывается на неглубокие грунтовые воды. По мере увеличения глубины их залегания влияние многих факторов ослабевает или полностью прекращается. В наше время режим грунтовых вод часто определяется в основном искусственными факторами, обусловленными деятельностью человека. Распашка земель, вырубка лесов, создание Рис. 6.16.

Форма зеркала грунтовых вод на междуречье:

1 — п есо к;

2 — пе со к во доно сный;

3 — г лина;

4 — кр ивая депрессии;

5 — ро дник н исхо дящий Рис. 6.17. Различные сл учаи соотношения грунтовых и речных вод в пе риоды паводков. П о М.А. Вевиоровск ой:

а — река обычно дренирует горизонт грунтовых вод;

б — река всегда питает грунтовые воды;

в — гидравлическая связь между грунтовыми и повер хнос тными водами отсутствует даже в паводки;

г — гидравлическая связь между грунтовыми и повер хностными водами отсутствует только в период низкого уровня в реке;

д — река влия ет на уровень грунтовых в од только в узкой приречной полосе;

1 — водопроницаемые породы;

2 — водоупорные породы;

3 — уровень грунтовых вод водохранилищ, строительство городов, сооружение водозаборов глобально меняют условия питания, залегания и разгрузки подземных вод. Все это сказывается на запасах, качестве и составе подземных вод в целом. Этот фактор стал доминирующим и требует особо пристального изучения.

Грунтовые воды, как и все воды верхней части земной коры, зональны. Их состав закономерно изменяется в соответствии с изменением климатических особенностей территории. Учение о широтной зональности подземных вод было развито на базе выдающихся исследований В. В. Докучаева по зональному распределению почв, П.В. Отоцким, С.Н. Никитиным и B.C. Ильиным в начале нашего столетия по материалам Восточно-Европейской платформы.

Позже это учение на более обширном материале всей территории бывшего СССР плодотворно развивалось Г.Н. Каменским, O.K. Ланге, И.В.

Гармоновым, А.А. Коноплянцевым и д р.

Из многочисленных схем широтной зональности грунтовых вод наиболее полное представление дает схема, предложенная O.K. Ланге, которая основывается на существовании трех широтных макрозон неглубоких подземных вод, сменяющих друг друга с севера на юг, не включая тропической зоны [19].

I. Макрозона (провинция) вечной мерзлоты с зонами: 1) каменного льда, 2) сплошной мерзлоты, 3) таликовой мерзлоты и 4) островной мерзлоты.

Эти зоны четко выражены не только в Евразии, но и в Северной Америке.

II. Макрозона (провинция) избыточного увлажнения с зонами:

1) грунтовых вод типа тундровых, распространенных на территории безмерзлой тундры и в полосе криволесья;

2) высоких вод севера;

3) дренажа мелкими оврагами;

3) дренажа глубокими ов рагами;

5) дренирования в полосе перехода овражных систем в овражно-балочные.

III. Макрозона (провинция) полуаридная и аридная, включа ющая зоны: 1) развития дренажа путем испарения с подзонами:

причерноморских глубоких балок и прикаспийских плоских ба лок;

2) равновесия подтока грунтовых вод и их испарения, про тягивающаяся из Центральной и Средней Азии через Ближний Восток, Северную Африку до юга Северной Америки.

Хотя O.K. Ланге пытается, кроме климата, учитывать особенности рельефа и литологии пород, выделяемые им зоны подчинены исключительно климатическому фактору. Грунтовые воды, в распределении которых преобладают другие факторы, отнесены к азональным или к интразональным:

карстовые, трещинные и аллювиальные воды. В качестве интразональных вод (нарушающих зональность внутри данной зоны) выделяются, например, соленые воды солончаков и солонцов или линзы пресных вод, залегающие над солеными водоносными горизонтами.

В последние годы проведенный нами анализ закономерностей распределения состава и минерализации грунтовых вод всего земного шара позволил показать, что интегрированным фактором их состава и зональности выступает интенсивность водообмена и связанный с этим тип ландшафта.

Так, при движении от зоны тундр к лесостепной и степной зонам бореального пояса минерализация подземных вод постепенно возрастает по мере того, как уменьшается интенсивность водообмена независимо от состава водовмещающих пород. Эта же тенденция характерна для горных областей, а также для вод экваториально-тропического пояса, где в направлении от влажной саванны и влажного тропического леса к сухой саванне и тропическим степям, т.е. в направлении уменьшения интенсивности водообмена, минерализация подземных вод увеличивается (рис. 6.18). При этом каждая ландшафтная зона и гидрогеологическая провинция в целом характеризуются только им присущим составом подземных вод, изменения которого как в региональном плане, так и при движении от областей питания к области разгрузки, а также в течение года происходят в строго определенных пределах.

В совокупности воды всех провинций и ландшафтных зон об разуют единую цепь, характеризующую изменение их состава по мере роста общей минерализации. Для вод выщелачивания это выражается в постепенной смене гидрокарбонатно-кремниевых, богатых калием и недиссоциированной углекислотой разностей, гидрокарбонатными с пестрым катионным составом, определяемым типом водовмещающих пород. В дальнейшем, оставаясь гидрокарбонатными, подземные воды изменяют свой катионный состав от пестрого Рис. 6.18. Зональное изменение общей минерализации и рН грунто вых вод.

1 — общая минерализация;

2 — рН через кальциево-натриевый до чисто натриевого (содовые воды). Смена первого типа вод вторым обычно происходит при мине рализации 0,2-0, г/л, а второго третьим при 0,6-0,8 г/л. Содовые воды формируются соответственно при минерализации 0,6-1,0 г/л. Воды континентального засоления, оставаясь в подавляющем большинстве своем натриевыми, изменяют свой анионный состав от гидрокарбонатного через сульфатный к хлоридному со всеми промежуточными подтипами. При этом соотношение между количеством элементов, заимствованных водой из атмосферы, орга нического вещества и горных пород, различно в разных ландшафтных зонах и связано сложной зависимостью с общей минерализацией. Природа широтной геохимической зональности в конечном счете кроется в сложном влиянии гидродинамических (водообмен), ландшафтно-климатических (тип ландшафта) и структурно-литологи-ческих (состав пород и направленность их выветривания) факторов на состав грунтовых вод.

Применительно ко всему земному шару дополнительно к трем макрозонам, выделенным O.K. Ланге, необходимо добавить еще две макрозоны: 1) тропического и субтропического климата и 2) горных областей. В первой макрозоне четко выделяются зоны: а) экваториальных и тропических лесов;

б) влажных саванн;

в) сухих саванн и степей;

г) субтропических лесов. Вторая макрозона включает зоны: а) высокогорные и горно-луговые;

б) горно-лесные и горно-таежные;

в) горно-степные. Каждая из отмеченных зон характеризуется, как уже сказано выше, особым составом грунтовых вод, а макрозона — закономерным изменением геохимических типов воды.

Геологические условия накопления ресурсов грунтовых вод. Как уже отмечалось, грунтовые воды развиты повсеместно, но запасы их распределены крайне неравномерно. Требуется сочетание определенных геологических, климатических, геоморфологических условий, чтобы сформировались значительные их запасы или ресурсы. Отсюда возникает задача выявления геологических обстановок, благоприятствующих формированию таких водных ресурсов, которые бы позволили их промышленное использование.

Три главных фактора благоприятствуют выполнению заданного условия: 1) высокая пористость или трещиноватость водовме-щающих пород;

2) пониженные участки рельефа или мульдооб-разная форма геологической структуры, способствующие сбору воды с больших площадей на относительно небольшой территории, и 3) хорошие климатические и геоморфологические условия питания водоносных горизонтов. Благоприятное сочетание перечисленных факторов характерно для аллювиальных отложений, конусов выноса, предгорных равнин, трещинных пород и зон нарушений горных областей, песчаных дюн, песков морских побережий, закар-стованных пород и т.д. Именно в этих отложениях и формируются наиболее крупные запасы и ресурсы высококачественных грунтовых вод, используемых в питьевых целях. Более подробно с ус ловиями формирования таких месторождений грунтовых вод можно ознакомиться в учебниках П.П. Климентова и Г.Я. Богданова [14], В.А.

Кирюхина и др. [13], O.K. Ланге [19].


6.2.3. Артезианские воды Артезианскими называют все подземные воды, кроме первого от поверхности водоносного горизонта, залегающие между водоупорными слоями и имеющие напор. Такие воды встречаются в основном в дочетвертичных отложениях, образующих крупные геологические структуры как на платформах, так и в горно-складчатых областях.

Артезианские воды получили свое название от провинции Артуа на юге Франции, где в 1126 г. впервые в Европе были описаны самоизливающиеся воды, вскрытые пройденным колодцем. С того времени артезианскими стали называть любые самоизливающиеся на дневную поверхность воды. Позже выяснилось, что принципиального различия между самоизливающимися и несамоизливающимися водами нет. Более того из одного и того же горизонта в одном месте может быть получен фонтан воды, а в другом нет. Все зависит от соотношения пьезометрической поверхности воды и дневной поверхности (рис. 6.19). Если первая выше второй, то скважина фонтанирует и наоборот.

Рис. 6.19. Схема ар тезианского бассей на. По A.M. Овчин никову:

1 — водоносный гори зонт;

2 — водоупорные породы;

3 — уровень подз емных вод;

4 — очаг разгрузки;

5 — питание подземных вод;

6 — направление движения артезианских вод В России артезианские воды использовались также с древних времен, особенно для добычи соли из рассолов. Так, в Духовной Великого князя Ивана Калиты (1338 г.) упоминается о "соленых колодезях" Соль-Галицка. В других источниках находим сведения о "водяных колодезях", дающих пресную воду.

Для артезианских вод характерны следующие особенности: 1) они относятся к межпластовым водам, поскольку сверху и снизу изолированы водоупорами;

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

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

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

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

6) сложная и обычно затрудненная взаимосвязь межпластовых вод, преимущественно вертикальное (сверху вниз) их перетекание на периферии структур и снизу вверх в областях наибольшего прогибания фундамента или низких абсолютных отметок земной поверхности.

Артезианские воды обычно занимают геологические структуры отрицательной формы: синеклизы, впадины, мульды, краевые и межгорные прогибы, грабены и т.д. В течение долгого времени считали, что артезианские воды формируются за счет внешней области питания, расположенной в местах выхода водоносного горизонта на дневную поверхность, а движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки водоносных горизонтов (см. рис. 5.19). В этом случае пластовое давление не может превышать гидростатическое, а гидродинамический режим остается на всем протяжении бассейна инфильтрационным.

Однако по мере накопления новых данных, особенно в нефтегазоносных бассейнах, выяснилось, что такое представление верно только для части артезианских бассейнов небольшого размера, расположенных преимущественно в предгорных или горных областях.

Для большинства же артезианских бассейнов платформенного типа такое представление далеко от действительности и требует пересмотра. Это связано с тем, что большинство артезианских бассейнов на платформах и особенно крупные из них всегда содержат седимен-тационные воды, характеризуются наличием аномально высоких пластовых давлений, элизионным типом гидродинамического режима и т.д. Значительная часть воды таких бассейнов сформирована не путем инфильтрации в процессе климатического круговорота, а захоронена в результате геологического круговорота. Последний же по многим гидродинамическим, генетическим, гидрогеохимическим параметрам принципиально отличается от первого (см.

раздел 3.3.2). Все это требует разделения артезианских бассейнов на два типа:

инфильтрационные и элизионные.

Артезианские бассейны инфильтрационного типа заполнены водой только метеорного генезиса. Они формируются по классическим представлениям, развиваемым подземной гидравликой, и их гидродинамическая система подобна современному водопроводу (см. рис.

6.19), действующему по закону сообщающихся сосудов. Именно для артезианских бассейнов такого типа выделяют три области: 1) инфильтрационного питания (внешняя и внутренняя);

2) напора и 3) разгрузки. В этом случае движение воды происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки, пла стовое давление в любой части бассейна остается по своей природе гидростатическим. Размеры областей питания и разгрузки являются относительно области напора незначительными, хотя первые и располагаются часто в горной (внешней) части бассейна, а также в междуречных пространствах, локальных возвышенностях, мелких хребтах, гривах и т.д.

Артезианские воды гидравлически тесно связаны с грунтовыми как в области питания, так и в области разгрузки. От соотношения уровней грунтовых и артезианских вод зависят их питание (рис. 6.20, а и б) или разгрузка (рис. 6.20, в ). В питании водоносных комплексов иногда важную роль играет перелив (переток) вод из одного водонапорного комплекса в другой, из верхнего в нижний или наоборот в зависимости от соотношения напоров. Если у нижних водонапорных комплексов имеются внешние высокогорные области питания и зоны создания напора, то напор повышается и при наличии трещиноватых проводящих зон (что весьма обычно) может происходить переток вод из нижнего водонапорного комплекса в верхний. Питание верхнего водонапорного комплекса будет в таком случае подземным. Возможен также перелив вод из одного артезианского бассейна в другой через подземные водоразделы. Границы между отдельными артезианскими бассейнами в иных случаях весьма условны, так как многие из них соединяются между собой подобно морям.

Область распространения напора (стока) находится внутри ос новной площади артезианского бассейна. В ее пределах водоносным Рис. 6.20. Взаимоотношение артезианских и грунтовых вод. По A.M. Овчи нни кову:

а — питание артезианских вод грунтовыми;

6 — переход артезианских вод в грунтовые;

в — питание грунтовых вод артезианскими. 1 — водоносные рыхлые четвертичные отложения;

2 — водоносные горизонты в коренных породах;

3 — водоупорные породы;

4 — уровень воды;

— направление дв ижения воды горизонтам (комплексам) свойственны напорные уровни, которые принято именовать пьезометрическими. Расстояние по вертикали от кровли водоносного горизонта до пьезометрического комплекса называется напором подземных вод. Напор характеризует запас потенциальной энергии воды.

Область разгрузки артезианских вод располагается на более низких абсолютных отметках по сравнению с областью питания. Область разгрузки представляет собой, как правило, совокупность открытых (восходящие источники) и скрытых очагов (разгрузка в рыхлые четвертичные отложения, русла рек, на дне морей). A.M. Овчинников выделяет современные и древние очаги разгрузки;

современные подразделяются на естественные и искусственные, среди которых выделяются открытые и скрытые (табл.

6.11).

К открытым (естественным) очагам относятся эрозионные, ло кализованные очаги разгрузки в долинах рек, в бессточных впадинах и пустынных районах;

барьерные (при наличии препятствий на пути движения артезианских вод);

структурно-тектонические: зоны тектонических разломов, антиклинальные структуры в горно-склад-чатых областях и др. (рис. 6.21).

Скрытые очаги разгрузки подразделяются на внешние и внутренние.

Примером скрытых внешних очагов стока могут служить субфлювиальные (очаги в русле рек и под аллювиальными отложениями), субмаринные, (источники на дне моря) и др. (рис. 6.22). Иногда такая разгрузка является огромной. Так, например, по данным И.М. Черненко,3 величина разгрузки артезианских вод в Аральское море достигает 176 м /с, или 5,5 км 3 /год.

Суммарная же величина подземного стока (без разделения на грунтовые и артезианские воды) с континентов в Мировой океан составляет около км 3 /год, в том числе в Атлантический океан – 850, Таб лиц а 6. 1 Типы оч агов разгрузки напорных вод (по A.M. О вчинникову) Тихий — 1340, Индийский — 220, Северный Ледовитый (с территории только Европы и Азии) 50 км 3 /год [2].

К скрытым внешним очагам разгрузки A.M. Овчинников относит также рассредоточенную разгрузку подземных вод через водоупорные толщи при наличии больших напорных градиентов (см. рис. 6.22). Скрытые внутренние очаги разгрузки широко распространены в зоне насыщения подземной гидросферы и чаще обнаруживаются в местах несогласного залегания свит, на участках "фациальных окон", а кроме того, в зонах тектонических разломов, осевых частях антиклиналей, куполов и поднятий, не проявляющихся на поверхности земли.

В зависимости от гипсометрического положения областей питания и разгрузки, а также их местонахождения в пределах артезианского бассейна интенсивность подземного стока бывает самой разнообразной. Очень часто встречаются артезианские бассейны с замедленным водообменом в погруженных частях, когда области питания имеют примерно одинаковое высотное положение, а види Рис. 6.21. Разновидности открытых очагов разгрузки артезианских вод [14]:

А - эрозионные (а — в долине реки, 6 — в эрозионно-тектонических понижениях рельефа);

Б — барьерные (в — барьер магматических или других пород на пути движения подземных вод, г — складка водоупорных пород на пути движения подземных вод);

В — структурно тектонические (д — сводовая часть водоносного горизонта, е — сброс, выводящий подземные воды). 1 — водоносный горизонт;

2 — водоупорные породы;

3 — относительно водоупорные породы;


4 — плотные магматические породы;

5 — уровень напорных вод;

6 — направление движения подз емных вод;

7 — очаг разгрузки артез ианских вод мые области разгрузки отсутствуют. Иногда разгрузка подземных вод происходит по тектонически ослабленным зонам, а также через слабопроницаемые или водоупорные (при значительной разности напоров) породы кровли на всей площади их распространения.

Артезианские бассейны обычно представляют собой систему пе ремежающихся водопроницаемых и относительно водоупорных слоев. Чем более выдержан водоносный пласт и чем больше площадь области питания, а также разница между отметками области питания и области разгрузки, тем водообильнее артезианский бассейн.

В соответствии с генетическими и гидродинамическими особенностями артезианские бассейны инфильтрационного типа в подавляющем большинстве случаев содержат пресные и солоноватые воды гидрокарбонатного или гидрокарбонатно-хлоридно-сульфатного на-триево-кальциевого состава, в основной своей массе пригодные для использования в хозяйственно питьевых целях. Их общая минерализация возрастает постепенно от областей питания к областям разгрузки, но, за исключением особых случаев, не превышает 10 г/л. Эти воды к тому же часто являются минераль ными (столовыми, лечебными), так как содержат повышенные концентрации железа, кремния, органических веществ, разнообразных газов, реже бора, мышьяка, серебра, йода, брома. Распространены такие бассейны в горно складчатых областях, предгорных прогибах, регионах тектонической активизации, наложенных структурах и т.д.

Артезианские бассейны элизионного типа формируются на участках прогибания земной коры и заполнения их осадочным материа Рис. 6.22. Скрытые естественные очаги разгрузки артезианских вод [14]:

А - в нешние очаги раз грузки подземных напорных в од: а и 6 - субф люв и-альные (а - в русло реки ниже горизонта воды, б - в аллюв иальные четв ер тичные отложения);

в субмар инные (раз грузка на дне морей);

г - распыленная (рассредоточенная) разгрузка через относительно водоупорную толщу пород;

Б — внутренние очаги разгрузки артезианских вод: а — через фильтрационные "окна" в водоупорных толщах;

б — через погребенные тектонические нарушения ;

в — на участках скрытых барьеров в виде соля ных в алов, куполов, интрузий и других тел;

г — в сводовых частя х погребенных складок. 1 — водоносные породы;

2 — водоупорные породы;

3 — относительно водо упорные породы;

4 — соленосные отложения;

5 — пьезометрические уровни;

6 — пьезометрические напоры;

7 — направление движения артезианских вод. I- II — водоносные горизонты лом в процессе геологического круговорота. Изначально такие бассейны заняты солеными морскими водами, которые погружаются (захороняются) в недра земли вместе с горными породами (см. раздел 3.3). В этом случае напор и движение вод возникают не за счет превышения области питания над областью разгрузки, а под влиянием нарастающего веса вышележащих пород и дополнительно тектонических напряжений. В этих условиях происходит отжим связанных глинами вод и перенос их в водоносные горизонты, регулярное перераспределение напоров, возникновение аномально высоких пластовых давлений.

Бассейн не получает воду из внешних или внутренних областей питания.

Источником ее служат водовмещающие горные породы, которые при уплотнении и уменьшении пористости (см. рис. 3.7 и 4.16) выдавливают воду, ранее захваченную из морского бассейна. Интенсивность такого элизионного отжатия воды с глубиной затухает, но в тех или иных размерах продолжается на всех этапах захоронения горных пород. Эти процессы протекают в течение десятков и даже сотен миллионов лет. Наряду с физически связан ными глины отдают и химически связанные воды, так как в бассейне происходит глубокая трансформация минерального вещества на всех стадиях литогенеза.

Из сказанного вытекает важный вывод о том, что артезианские бассейны элизионного типа отличаются наряду с другими признаками наличием принципиально иной, отличной от уже упоминавшихся выше внешней и внутренней областью питания. Эту область мы предлагаем называть внутрипластовой. Последняя, следовательно, представляет собой систему пластов горных пород, отдающих различные виды воды, изначально захваченной в бассейне седиментации, в процессе их уплотнения под действием массы вышележащих пород или возникающих тектонических напряжений. Отжатие воды из пород происходит на всех стадиях литогенеза (диагенеза, катагенеза и даже метагенеза), поэтому связывать этот процесс с зоной только катагенной разгрузки, как это делают Д.И.

Павлов и А.А. Карцев, не совсем точно.

Внутрипластовая область питания располагается в самом артезианском бассейне, в его внутренней (захороненной) части и почти полностью может совпадать с областью распространения напора и соответственно стока. Более того, внутрипластовая область питания гипсометрически располагается ниже области разгрузки, (см.

рис. 3.9.), т.е. картина оказывается как раз обратной той, которая обязательна для классического артезианского бассейна. При этом чем более мощными являются слои водоупорных пород (глин), тем больше при прочих равных условиях отжимается воды и соответственно выше напор. Особенно велик напор в центральной, наиболее погруженной части бассейна, которая испытывает наибольшее прогибание и аккумулирует больше осадочных пород.

Ранее в разделах 3.3 и 4.3 были рассмотрены условия отжатия седиментационных вод из уплотняющихся глинистых отложений (см. рис 3.9 и 4.18). На рис. 6.23 более подробно представлена схема формирования напора и направления движения подземных вод в таком бассейне. Как можно видеть, вода движется от центральных частей бассейна к его окраинам, от наиболее погруженных участков к местам выхода отложений на дно морей, т.е.

движение воды происходит опять же в обратном тому направлению, которое характерно для классического артезианского бассейна. Внутрипластовой областью питания служат водоупорные глинистые породы. Соответственно области питания и создания напора совпадают с распространением водоупоров. Область разгрузки может быть открытой, скрытой или находиться под дном моря. Водоносные горизонты не получают никакого количества дополнительной воды, кроме той, которая отжимается из горных пород. Отсюда гидродинамика бассейна определяется только элизионным типом режима. Поскольку процесс перераспределения давлений в водоносных комплексах идет неравномерно вследствие разнообразия литологического их состава и мощности, в морфологически едином бассейне возможно формирование генетически разнородных водонапорных систем.

Артезианские бассейны инфилътрационно-элизионного типа. Сразу после отступления моря в водоносные горизонты, заполненные морской водой, устремляются инфильтрационные воды, т.е. начинается процесс вытеснения или замещения седиментационных вод инфильтрационными — один из важнейших гидрогеологичес Рис. 6.23. Схема артезианского бассейна элизионно-го типа:

А — внутрипласто-вая область питания: Б — область разгрузки;

А+Б — область распространения.

1 — водоносный горизонт;

2 уплотняющиеся глины;

3 — направ ление оттока воды из глин;

4 — направление движения воды;

5 — пьезометрическая поверхность ких процессов, широко развитый в артезианских бассейнах. Процесс замещения начинается с самых верхних горизонтов и областей их питания. Постепенно этот процесс захватывает все более и более глубокие горизонты и новые площади. В конце концов за геологически достаточное время все седиментационные воды из бассейна могут быть вытеснены инфильтрационными. Соответственно артезианский бассейн перейдет из типа элизионного, который он представлял изначально, в инфильтрационный.

Большая часть современных артезианских бассейнов на платформах и некоторая часть в горно-складчатых областях находятся на той или иной стадии вытеснения соленых вод пресными. Поэтому они относятся к инфильтрационно-элизионному типу. Какие же факторы контролируют скорость и объемы замещения одних вод другими?

1. Возраст бассейна. Чем более древним в геологическом смысле является бассейн, тем при прочих равных условиях он будет более промыт, т.е. в большей мере и на большую глубину заполнен инфильтрационными водами.

2. Размер бассейна. При одинаковом возрасте бассейны неболь ших по размеру и мощности отложений будут промыты значительно быстрее, чем бассейны больших по размеру и глубине заложения.

3. Геологическое строение бассейна. Наличие выдержанных по простиранию хорошо проницаемых отложений способствует более быстрому замещению соленых вод пресными и, наоборот, литоло гическая неоднородность пород, их фациальная изменчивость, пре обладание глинистых разностей способствуют сохранению седимен тационных вод. Особенно велико значение мощных региональных водоупоров, развитых по всему бассейну. Как правило, это спо собствует крайне застойному гидродинамическому режиму и со хранению седиментационных вод ниже водоупора в течение сотен миллионов лет.

4. Рельеф и соотношение областей питания и разгрузки. Расчле ненный рельеф определяет большие перепады напоров в бассейне, способствующие поддержанию интенсивного водообмена. Равнинный плоский рельеф, удаленность областей питания от областей разгруз ки создают слабый водообмен и сохраняют в течение длительного времени седиментационные воды. Этому же способствует отсутствие в бассейне больших по размерам внутренних областей питания.

5. Мощность и интенсивность генерации воды внутрипластовой областью питания. При интенсивной элизии воды из глинистых отложений и плохой проницаемости коллекторов в бассейне созда ются высокие напоры, включая зоны АВПД, которые препятствуют или сдерживают проникновение в бассейн инфильтрационных вод.

6. Климат и палеоклимат. Влажный климат, изобилующий боль шим количеством атмосферных осадков, способствует промыванию бассейна и, наоборот, сухой с небольшим количеством осадков замедляет этот процесс. Естественно, что необходимо учитывать не только современный климат, но и климат прошлых эпох, в течение которых происходило промывание бассейна.

7. Проницаемость отложений. Кроме литологического состава проницаемость горных пород зависит от многих других факторов: наличия мерзлоты, карстовых явлений, зон тектонических нарушений, торфяной подушки, степени трещиноватости и т.д. Все это влияет на скорость замещения одного генетического типа воды другим.

Различное сочетание и многочисленность факторов определяют разную степень вытеснения седиментационных вод инфильтрацион-ными в каждом конкретном бассейне. Как правило, верхние водоносные горизонты промыты и заполнены инфильтрационными водами, а нижние сохраняют соленые седиментационные, естественно, измененные по составу в процессе длительной геологической эволюции. Промежуточные горизонты содержат воды, смешанные в той или иной степени, т.е. инфильтрационно седиментационные.

Строение типичного артезианского бассейна показано на рис. 6.24. Как видно на рисунке, верхние несколько водоносных комплексов содержат инфильтрационные воды. Движение таких вод направлено от внешней области питания к области разгрузки в классическом понимании. В глубоких горизонтах сохранились седиментационные воды, движение которых происходит от центра бассейна (внутри-пластовая область питания) к его периферии, т.е. навстречу инфиль-трационному потоку (в левой части рисунка).

Различные части артезианского бассейна также находятся на разных стадиях процесса замещения вод. В некоторых бассейнах лишь краевые зоны охвачены проникновением инфильтрационных вод и соответственно процессами опреснения, а иногда практически Рис. 6.24.

Строение артезианского бассейна инфильтрационно-элизионного типа [9]:

А — бассейн пластовых вод;

Б — суббассейн грунтовых вод;

В — бассейн трещинных и жильно-трещинных вод. Тип. бассейна: а — инфильтрационный, б — элиз ионный. 1 — коллекторы;

2 — в одоупоры;

3 — магматические породы;

4 — метаморфические породы;

5 — система трещин в магматических породах;

6 — тектонические нарушения ;

— направление движения пластовых вод;

8 и 9 — области соответств енно питания (внешняя и в нутрипластовая) и разгрузки не затронуты этими процессами (Прикаспийская впадина). Другие бассейны опреснены почти полностью и лишь на отдельных участках, неблагоприятных для циркуляции воды, сохраняются древние высокоминерализованные седиментационные воды. На рис. 6.25 показаны наиболее типичные артезианские бассейны с инфильтраци-онным и элизионным типами гидродинамического режима.

Из всего сказанного становится очевидным, что наиболее часто артезианские бассейны содержат два генетических типа воды: ин фильтрационные и седиментационные. Первые занимают верхнюю часть разреза бассейна, вторые — нижнюю. Эта особенность гидрогеологического строения бассейна определяет и их вертикальную гидрогеохимическую зональность: с глубиной растет общая минерализация воды и постепенно изменяется их состав от гидрокарбонатного кальциевого через сульфатный натриевый к хлоридному натриевому, а в отдельных случаях (соленосные отложения) и кальциевому. О темпах роста общей минерализации вод с глубиной можно судить по данным табл. 6.12.

Нетрудно видеть, что интенсивность роста минерализации вод в бассейнах весьма различна и измеряется градиентом от 0,1 до 290 г/100 м.

Наименьшие его значения (менее 1 г/100 м) характерны для межгорных бассейнов инфильтрационного типа, средние (1-10) — для бассейнов инфильтрационно-элизионного типа, в разрезе которых отсутствуют галогенные отложения, и максимальные (более 10) — для бассейнов с галогенными формациями.

Рост общей минерализации происходит по трем главным причинам: 1) смены генетического типа вод с глубиной (инфильтрацион Рис.

6.25.

Наиболее характе рные типы артезианских бассе йнов:

а — инфильтрационный;

б — элизионный;

в — с преобладанием инфильтрационного режима;

г — с преобладанием элиз ионного режима. 1 — водоносный комплекс;

2 — водоупорные породы;

3 — породы фундамента;

области питания: 4 — в нешняя, 5 — в нутр ипластов ая;

6 — область разгрузки;

7 — направление движения воды Таблица 6. 1 Градиенты мине рализа ции (М) подзе мных вод в некоторых арте зианс ких бассейнах [4] Глубина Максимальные Градиент Артезианский встречи значения М, минерализа бассейн максимальных г/кг ции, г/100м значений М, м Прибалтийский 152 2112 7, Московский 230 1416 Днепровско 300 784 38, Донецкий Западно 229 747 3, Туркменский Амударьинский 154 1700 9, Предкарпатский 202 70 Байкальский 3,4 2925 0, Западно 16-75 2250-3200 1,0-8, Сибирский ного на седиментационный);

2) непрерывного взаимодействия воды того и другого генетического типа с вмещающими горными породами и 3) химического разложения воды со временем, что также приводит к росту общей минерализации (см. раздел 5.2.4.). С ростом минерализации изменяется закономерно и состав воды. Зная, поэтому, соленость воды можно достаточно точно определить и состав воды.

В артезианских бассейнах платформенного типа чаще всего развиты соленые воды и рассолы с общей минерализацией от 20 до 80 г/л, которые практически всегда являются хлоридными натриевыми. Именно этот тип вод наиболее широко распространен: не только многие подземные воды, но и морские, и океанические относятся к этому типу. Исключение составляют широко развитые в геологических формациях крепкие и сверхкрепкие рассолы, чаще хлоридные кальциевые. В бассейнах, где галогенные формации отсутствуют, общая минерализация редко превышает 100 г/л и самые глубокие воды по составу являются хлоридными натриевыми.

Воды артезианских бассейнов имеют большое практическое значение, так как среди них широко развиты пресные и соле ные воды и рассолы:

минеральные, термальные и промышленные, содержащие огромные запасы различных полезных химических компонентов.

Практически все артезианские воды — минеральные (лечебные или столовые). Среди них широко развиты метановые и азотно-метановые, сероводородные, йодо-бромные, кремнистые, углекислые, железистые, радиевые, с содержанием специфического набора органических соединений типа "Нафтуси" (предгорья Карпат).

Все артезианские воды, начиная с глубин около 1 км, являются термальными. Статические их запасы огромны. Так, в Западно-Сибирском мегабассейне на глубине свыше 2 км сосредоточено не менее 200 тыс. км воды с температурой свыше 75° С. Только из апт-альб-сеноманского комплекса можно добывать фонтанным спосо бом 129, а с помощью насосов 13500 м 3 /сут горячей воды с температурой более 70° С [9].

Пластовые воды артезианских бассейнов богаты растворенными углеводородными газами. В первую очередь это касается нефтегазоносных бассейнов, которые всегда являются и артезианскими. Так, газонасыщенность углеводородами пластовых вод Западно-Сибирского мегабассейна достигает 2-3, Среднекаспийского — 4-5, а Азово Кубанского даже 8 м 3 /м 3. Об общих запасах растворенных углеводородов в артезианских водах частично можно судить по данным табл. 6.13.

Та бл иц а 6. 1 Объем растворенных газов в некотор ых арте зиан ских бассейнах [ 6,17] Артезианский Артезианский Объем газов, Объем газов, бассейн бассейн трлн.м3 трлн.м Тимано-Печерский Тунгусский 280 Прикаспийский Вилюйский 980 Волго-Уральский Западно-Сибирский 140 Ангаро-Ленский Азово-Кубанский 32 Среднекаспийский Каракумский 259 По данным Л.М. Зорькина, В.Н. Корценштейна и др., суммарные ресурсы растворенных углеводородных газов нефтегазоносных бассейнов на несколько порядков больше их промышленных запасов, находящихся в залежах. Общие же ресурсы растворенных газов в подземной гидросфере, по оценкам В.Н.

Корценштейна, составляет 10 млрд. км3. Это огромный источник нефтяного сырья в будущем.

Рассолы многих артезианских бассейнов богаты не только водо растворенными газами и органическими соединениями, но и металлами, и металлоидами (Li, Cs, Sr, К, Rb, J. Вг, В, Ge и др.). Особенно богаты рассолы бассейнов с галогенными формациями. Так, только в Ангаро-Ленском бассейне и южной части Тунгусского геологические запасы промышленных рассолов составляют более 2,8 км 3, а запасы отдельных компонентов — миллиарды тонн (табл. 6.14).

Таб лица 6. Геол огичес кие за пас ы гид роминерального с ырья некоторых бассе йнов Сибирс кой пла тф ормы, мл рд, т (по д анным А.С. Анцифе рова, М.Б.

Бука ты, В.И. Вож ова, А.А. Дзюбы) Арте зианский Площадь, R Mg B Br Sr Li Rb Cs бассе йн тыс. км Ангаро- 525 5,8 9,3 0,11 2,4 3,1 0,11 0,012 0, Ленский Тунгусский 136 12,1 11,5 0,17 3,5 2,0 0,14 0,013 0, (то лько южная часть) По данным американских исследователей запасы лития в подземных рассолах в несколько десятков раз превышают мировые запасы этого элемента в месторождениях твердых полезных ископаемых. Такие примеры можно продолжать. Все это свидетельствует о больших перспективах использования соленых вод и рассолов артезианских бассейнов в народнохозяйственных целях.

6.2.4. Трещинные и карстовые воды Трещинные и карстовые воды по условиям залегания могут быть либо грунтовыми, либо артезианскими. В таком случае на них распространяется вся та характеристика, которая дана выше. Вместе с тем в отдельных случаях условия их залегания и распределения в горных породах резко отличаются от таковых грунтовых и артезианских, что заставляет исследователей выделять их в отдельный тип. Это связано, в первую очередь с тем, что элементарными ячейками, в которых движется вода, здесь являются различные по размерам пустоты (трещины, каверны, жилы) разных генезиса и характера, формирующие неравномерно проницаемую среду. В дан ном разделе мы только кратко остановимся на особых условиях залегания таких вод.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 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.