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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 9 ] --

Трещинные воды приурочены к региональной трещиноватости выветривания, трещинам тектоно-литогенетической природы либо локально проявляющимся зонам тектонических нарушений: а) приповерхностным разломам и б) глубинным разломам. Региональная трещиноватость проявляется в зоне выветривания до глубины 100-150 м. В более глубоких горизонтах она связана с образованием слоистых текстур, трещин напластования и контактов в осадочных породах, контракционных трещин и трещин отдельности в магматических породах. С глубиной региональная трещиноватость незакономерно затухает. Соответственно и резко уменьшается водообиль-ность горных пород (рис. 6.26).

В последние годы все больше накапливается данных о том, что на глубинах нескольких километров в земной коре формируется зона регионального гидрогенного разуплотнения, связанная с образованием минералов более прочной упаковки при метаморфизме пород. Особенно ярко это было выявлено в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины.

В ней были выделены три региональные трещиноватые зоны в интервалах 300-620, 1050-1840 и 2300-2870 м, с которым связаны притоки в скважину трещинно-жильных вод (рис. 6.27). В интервале глубин 4,5-9,0 км выявлена зона регионального разуплотнения, которая содержит свободную воду, сформированную в процессе метаморфизма и перекристаллизации горных пород. Это и есть возрожденные воды, формирующиеся в процессе геохимического цикла (см. раздел 5.2.4), Важно при этом, что значительная часть этих возрожденных вод находится в изолированных, не сообщающихся Рис. 6.26. Графики изменения трещиноватости и водоносности магма тиче ских и ме таморф иче ских пород с гл убиной [22]:

а — коэффициент трещинной пустоты в Юго-Западном Прибайкалье;

б — удельный дебит скважин на Украинском кристаллическом щите;

в — средний удельный дебит скважин в районе Стейтсвилла, США (цифры у точек — число скважин, по которым вычислялся средний удельный дебит) Рис. 6.27. Распол ожение тре щинных зон в породах зе мной коры по данным буре ния К оль ской све рхглубокой скважины [13] между собой порах и трещинах. Ниже глубины 9 км число трещиноватых зон в горных породах резко сокращается, а мощность их не превышает 20 м.

Быстрое прекращение притоков воды в скважину свидетельствует о локальном характере трещиноватых зон. Об этом же свидетельствуют материалы по величине пластовых давлений. Так, на глубине 6350 м пластовое давление 117 МПа, что в 1,9 раза выше гидростатического и близко к геостатическому. Такое положение возможно только в закрытых гидрогеологических системах.

Особо важную категорию трещинных вод составляют трещинно-жильные и жильные их разновидности, связанные с зонами тектонических нарушений и разломов вследствие специфики их питания, залегания, движения, разгрузки и состава. Среди тектонических нарушений наиболее обводнены молодые или обновленные в неоген-четвертичное время и имеющие наибольшую раскрытость, протяженность и глубину. Среди них выделяют приповерхностные и глубинные разломы [23].

Приповерхностные разломы характеризуются относительно не большой глубиной (несколько километров), соответственно неглубоким проникновением инфильтрационных вод, невысокой температурой и минерализацией вод. Величина раскрытия тектонических трещин, играющая важную гидрогеологическую роль, колеблется от 0,1 до 3, редко до 20 см.

Наблюдаемая протяженность обводненных разрывов, наоборот, изменяется в очень широких пределах — от сотен до десятков тысяч метров.

Выходы родников, связанных с разломами, обычно расположены на перегибах рельефа в нижних частях склонов речных долин и реже на высоких гипсометрических отметках. Последнее свидетельствует о наличии препятствий на пути движения воды. На рис. 6.28 показан один из примеров формирования родника вдоль водонепроницаемого экрана.

Глубинные разломы, по А.В. Пейве, представляют собой подвижные зоны сочленения крупных блоков земной коры и подстилающей части верхней мантии. Протяженность таких зон измеряется многими сотнями и тысячами, а ширина — десятками километров. С такими зонами связаны обычно разнообразные термальные воды, которые Е.В. Пиннекер предлагает относить к глубинным (см. табл. 6.9).

Глубина залегания месторождений термальных вод, оцененная современными методами, однако, не превышает 5-6 км. Более глубокие части обводненных разломов поэтому остаются не исследованными.

Наибольшие запасы таких вод отчетливо концентрируются в линейных зонах: а) вулканогенных поясов вдоль окраины континентов;

б) горно складчатых систем;

в) океанических и континентальных рифтовых систем;

г) сейсмически активных внут-риконтинентальных тектонических систем [23]. Особо интенсивная обводненность глубинных разломов наблюдается в областях развития континентальных рифтов (рис. 6.29). К таким рифтовым зонам в местах тектоно-магматической активизации и альпийской складча Рис. 6.28. Выход трещинно жильных вод вдоль водонеп роницаемого экрана [23]:

1 — вмещающие породы: разло мы:

2 — водонепроницаемый, 3 — водоносный;

4 — родник. Стрел ками показано направление движе ния трещинно-жильных вод тости приурочены месторождения пресных, термальных и минеральных вод, а иногда и рассолов.

К последним, в частности, относятся горячие рассолы, развитые в районе озера Солтон-Си (Калифорния, США) и вскрытые на глубине 1,8 км. Они обладают напором выше гидростатического на 25% и отличаются сложным химическим со Рис. 6.29. Строение Бай каль ской рифтовой зоны. По В. П. Солонен ко и Н.А. Флоренсову, с дополнениями:

1 — воды оз. Байкал;

2 — неоген-четвертичные отложения, выполняющие риф-товый грабен;

3 — мета морфические породы архея, образующие фундамент артезианского бассейна;

4 — граниты протерозоя;

5 — восходящие родники термальных вод;

6 — направление движения термальных вод;

7 — сбросы;

8 — другие крупные тектонические нарушения ставом с исключительно высокими содержаниями Li, Rb, Cs, Sr, W, Ge и других элементов.

Генезис вод глубинных разломов разнообразен. В большей части это инфильтрационные воды, но на больших глубинах возможно сохранение древних седиментационных вод, формирование возрож денных и проникновение из глубинных недр мантийных вод по схеме, изображенной на рис. 5.25. Последние, судя по изотопным данным, обнаруживаются иногда в современных рифтовых зонах.

Важно подчеркнуть, что движение термальных вод в разломах осуществляется в соответствии с закономерностями конвективного переноса тепла и обусловлено не только гидростатическими давлениями в области питания подземной гидравлической системы, но и разностью плотностей термальных и холодных вод в приповерхностных частях гидравлической системы. При этом в стабильных системах при конвективном переносе тепла наряду с восходящими движениями термальных вод формируются и нисходящие потоки, питание которых осуществляется за счет поверхностных вод, а также благодаря инфильтрации атмосферных осадков в области питания на высоких гипсометрических уровнях.

Карстовые воды. Карст — геологическое явление, связанное с конгруэнтным растворением подземными или поверхностными водами относительно легко растворимых пород (известняков, доломитов, гипсов, солей) и образованием сложной системы полостей, пещер, каналов и т.д.

Различают карбонатный, сульфатный и соляной карст. Процесс выщелачивания карбонатных пород резко возрастает при наличии в воде агрессивной углекислоты.

Как внутренние пустоты, так и поверхностные карстовые образования обычно связаны с трещиноватостью пород, в направлении которой получают наибольшее развитие карстовые процессы. Формы проявления карста на поверхности земли разнообразны: пещеры, поноры, трещины, колодцы, шахты, суходолы (поглощенные речки). В результате в недрах земли формируются разнообразные пустоты, содержащие воды не в порах горных пород, а в беспо-ровом пространстве, т.е. формируются подземные реки и озера подобные тем, которые распространены на поверхности земли.

Отсюда отличие условий залегания и движения карстовых вод от обычных грунтовых, к типу которых они должны в подавляющем большинстве случаев относиться.

Закарстованность пород прослеживается до уровня регионального базиса эрозии, т.е. может достигать нескольких сот метров. Подземные формы карста — пещеры, открытые трещины и различного рода каналы протягиваются на многие километры, образуя сложную сеть пустот и полостей, которые нередко частично или полностью бывают заполнены подземной водой. Иногда они образуют настоящие подземные реки (например, р. Пунква в Чехословакии).

Вторым обязательным условием развития карста (после наличия относительно легко растворимых пород) является активный водооб мен. Карстовые процессы протекают тем действеннее, чем больше скорость движения воды, которая определяется разницей в отметках областей питания и разгрузки и водопроводимостью карсту-ющихся пород.

Третьим важным условием развития карста в карбонатных породах выступает наличие агрессивной угольной кислоты, так как реакция идет по уравнениям (5.14) и (5.15). С глубиной растворяющая способность подземных вод обычно уменьшается, поскольку значительная часть агрессивной углекислоты расходуется на выщелачивание горных пород, соответственно уменьшается и интенсивность образования карста.

Главная особенность режима карстовых вод состоит в необычно резком изменении их уровня и дебита, что обусловлено строением пустот, заключающих эти воды, и особенностью их питания. Так, мировой известностью пользуется карстовый источник Воклюз, расположенный на юге Франции (рис. 6.30). Область питания источника, равная 1650 км2, сложена сильнотрещиноватыми и закар-стованными известняками. Вода выходит из огромного грота, находящегося в глубоком ущелье. Средний годовой дебит источника составляет 17 м 3 /с, максимальный весенний — 152 м 3 /с. На площади питания выпадает в среднем 550 мм осадков в год.

Подсчитано, что только на источник Воклюз в данном районе расходуется 60% годового количества осадков.

В России крупнейший карстовый источник Красный Ключ находится на Уфимском плато в долине р. Уфы. Дебит его в меженный период составляет 12-15 м 3 /с, а весной при снеготаянии увеличивается до 50 м 3 /с. Следует подчеркнуть то обстоятельство, что весенний расход этого источника мог бы обеспечить потребность в воде населения г. Москвы [22].

По характеру движения и режима воды в закарстованных породах Д.С.

Соколов выделяет следующие вертикальные гидрогеоди-намические зоны (рис. 6.31):

1) аэрации, где имеет место инфильтрационное и инфлюационное (т.е.

провальное) нисходящее движение воды преимущественно по вертикальным трещинам;

Рис. 6.30. Карстовый источник типа Воклюз:

1 — карбонатные породы;

2 — рыхлая толща (обводненная);

3 — уро вень подземных вод;

4 — напр ав ление дв ижения воды. Н1 и Н 2 — уровень подземных вод соотв ет ственно до и после на полнения резервуара Рис. 6.31. Условия движения подземных вод в различных вертикальных зонах закарстованных пород:

зоны: I — аэрации;

II — сезонного колебания уровня;

III — полного насыщения. 1 — закарстованные известняки;

2 и 3 — соответственно высокий и низкий уровни подземных вод. Стр елками показ ано на правление движения воды.

2) сезонного колебания уровня подземных вод, которая в периоды усиленного питания и при подъеме уровня сливается с нижней зоной, а в периоды спада присоединяется к верхней, т.е.

к зоне аэрации;

3) полного насыщения, находящаяся в сфере дренирующего воздействия гидрографической сети с движением воды в сторону речной долины;

4) глубокого движения, где течение воды происходит вне непос редственного дренирующего воздействия местной гидрографической сети (на рис. 6.31 не показана) и карстовых явлений.

В заключение отметим, что во многих складчатых областях трещинные и карстовые воды часто образуют крупные месторождения пресных, минеральных и термальных вод, которые широко используются в народном хозяйстве. С другой стороны, за счет трещинно-жильных вод формируются мощные водопритоки в горные выработки или туннели, достигающие сотен и тысяч метров кубических в час и мешающие эксплуатировать месторождения полезных ископаемых или железные дороги.

6.2. 5. Подзе мные во ды криолитозоны По П.Ф. Швецову, многолетняя мерзлота (криолитозона) — это часть криосферы (области отрицательных температур), включающая в себя верхние слои земной коры, характеризующиеся наличием льда в слагающих их горных породах и отрицательной температурой, которая в течение многих веков может изменяться в связи с изменением географической среды и геологических условий, оставаясь отрицательной.

Многолетнемерзлые породы — продукт современного сурового климата, характеризующегося отрицательными среднегодовыми температурами, и одновременно реликт прошлой более холодной геологической эпохи (ледниковой). Эпохи похолодания на Земле возникали неоднократно.

Начало последней такой эпохи связывают с поздним кайнозоем (~ 25 млн. лет назад). В плиоцене и плейстоцене началось многолетнее промерзание пород, продолжающееся до настоящего времени [3].

Причины неравномерной периодичности развития крупных ледниковых эпох и соответственно появления мерзлоты недостаточно изучены. Предполагается, что они кроются в глубоких климатических изменениях, вызванных астрономическими факторами, определяющими положение Земли в космическом пространстве, и особенностями тектонического развития нашей планеты в разные эпохи ее геологического развития.

Периодическое (сезонное) изменение температуры горных пород передается с затуханием на некоторую глубину. Максимальная глубина, на которой годовые колебания не фиксируются, называется глубиной нулевых годовых амплитуд.

Температура пород в течение всего года здесь оказывается постоянной и называется среднегодовой температурой горных пород. Глубина залегания этой постоянной температуры составляет обычно 5-20 м. Ниже подошвы этого слоя температура пород изменяется в соответствии с геотермическим градиентом. В области развития многолетнемерзлых пород среднегодовая температура составляет от 0 до-15° С и ниже.

Многолетнемерзлые породы на земном шаре в настоящее время широко распространены и занимают около 25% суши и почти 50% территории бывшего СССР. С учетом сезонномерзлых пород площадь, занятая мерзлыми породами, достигает 50% всей суши и практически 100% территории России (рис. 6.32). Для мерзлых горных пород характерны большая изменчивость и прерывистость как во времени, так и в пространстве.

Непрерывное распространение мерзлых пород с поверхности развито только в северных районах. Однако и здесь под крупными водоемами и на участках интенсивной циркуляции подземных вод нередко существуют сквозные или несквозные талики. Число и площадь таких таликов возрастает с севера на юг, где их формирование в большинстве случаев уже определяется особенностями радиационно-теплового баланса дневной поверхности. По характеру распространения мерзлых пород выделяются области или зоны практически сплошного, прерывистого и островного развития мно голетнемерзлых горных пород (рис. 6.33).

Мощность многолетнемерзлых толщ в соответствии с широтной зональностью закономерно уменьшается при движении от полюсов к экватору. Мерзлые образования при этом представлены не только многолетнемерзлыми горными породами, но и многолетними ледяными покровами на водных акваториях северных морей, а также покрывными и горными ледниками на континентальных участках Земли (см. рис. 6.32).

На фоне широтной зональности распределения мерзлых пород прослеживается также высотная зональность. Поэтому в горных породах с высотой местности мощность мерзлых пород возрастает, а их температура уменьшается. Наибольшая мощность горных пород Рис. 6.32. К арта -схема современного распространения ме рзл ых горных пород [3]:

1—4 — многолетнемерзлые породы (1 — ледников ого, 2 — ледов ого, 3 — горного, 4 — равнинного типов);

5-6 — сезонномерзлые породы ( 5 — гумид-ного, 6 — аридного типов).

Рис. 6.33. Характер распростра нения по площади многолетнемерзл ых горных пород при движении с се ве ра на юг:

1 — сплошное;

2 — пр ер ыв истое;

3 — остров ное;

4 — область развития талых пород;

— южная граница распространения многолетнемерзлых пород в Анабарском массиве достигает м, а в Антарктиде - нескольких километров, не считая мощности ледяного покрова.

По взаимоотношению подземных вод с мерзлыми породами Н.И.

Толстихин в 1941 г. предложил выделять надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные воды. Эта классификация выдержала проверку временем и в своей основе используется до сих пор.

В последующем к этим типам вод были добавлены еще два: внут римерзлотные и воды таликов (рис. 6.34).

Большой вклад в изучение подземных вод зоны криогенеза наряду с Н.И. Толстихиным внесли М.И. Сумгин, И.Я. Баранов, В.Н. Пономарев, А.И. Калабин, Н.А. Вельмина, А.В. Узембло, П.Ф. Швецов, Н.Н.

Романовский, Е.В. Пиннекер, Н.М. Анисимо-ва, О.Н. Толстихин и многие другие.

Надмерзлотные воды по условиям залегания соответствуют верховодке.

Отличие состоит в том, что они периодически полностью промерзают и затем оттаивают. Это обстоятельство приводит к появлению специфических криогенных явлений: морозному пучению грунта, образованию бугров пучения, гидролакколитов, наледей, термокарста, формированию выцветов солей на поверхности, криогенной сортировки обломков пород и т.д.

Бугры пучения возникают в результате проникновения воды в небольшие пустоты, ее замерзания, расширения в объеме и последующего оттаивания.

Постепенно полость увеличивается в объеме и принимает все большее количество воды. При очередном замерзании и расширении объема кровля полости поднимается и образует бугор (рис. 6.35). Крупные многолетние бугры пучения с Рис.

6.34.

Типовые усл овия зале гания подземных вод в районах с развитием многолетнемерзлых пород [22].

А — надмерзлотные дея тельного слоя;

Б — несквозного подоз ерного талика;

В — сквозного питающего тектонического талика;

Г — сквозного подруслово-го талика;

Д — межмерзлотные воды;

Е — в нутримерзлотные;

Ж — подмер-злотные контактирующие, напорные;

3 — неконтактирующие, напорные. 1 — пески;

2 — гр ав ийно-галечные отложения ;

3 — суглинки;

4 — щебень и дресва;

5 — изв естняки;

6 — песчаники;

7 — сланцы;

8 — граница многолет-. немерзлых пород Рис. 6.35. Гидрол аккол ит:

1 — надмерзлотные слои;

2 — лед;

3 — трещины в подмерзлотных слоя х подземным льдом в ядре называются гидролакколитами или по якутски — булгунняхами.

Термокарст — геологическое явление неравномерного проседания или провала почвы и подстилающих пород в результате таяния подземного льда.

Развитие термокарста происходит при потеплении климата, увеличении амплитуды колебания температуры почвы или частичной эрозии поверхностного слоя. Все это ведет к увеличению глубины протаивания пород и постепенному таянию подземных льдов.

Подмерзлотные воды по условиям залегания являются либо грунтовыми, либо артезианскими. Отличие их состоит только в том, что мерзлота затрудняет условия их питания и разгрузки, стабилизирует режим и иногда ограничивает зону их распространения. Кроме того, подмерзлотные и межмерзлотные воды могут находиться в жидком состоянии, но иметь отрицательную температуру (кри-опэги). Сохранение таких переохлажденных вод в жидкой фазе связано с их высокой минерализацией (более 30 г/л), по мере роста которой температура замерзания воды снижается.

Воды таликов представляют особый интерес для северных регионов.

Талики — это своеобразные кровеносные сосуды мерзлой зоны земли, обеспечивающие постоянный круговорот воды в этих казалось бы насквозь промороженных породах. Как теперь установлено, даже на Крайнем Севере талики достаточно широко распро странены. По ориентировочным подсчетам в пределах зоны много летнемерзлых пород талики занимают не менее 20% ее площади. Они широко развиты под всеми крупными поверхностными водоемами (реками и озерами), по зонам тектонических нарушений, на участках развития хорошо проницаемых отложений (ледниковых, аллювиальных) по долинам рек, у подножий склонов, в местах разгрузки подмерзлотных вод и т.д.

Главные причины формирования таликов обусловлены отепляющим воздействием на мерзлые породы поверхностных и более теплых глубинных вод, активным водообменом., при котором вода при небольших отрицательных температурах (от -1 до -3° С) не успевает замерзать, повышенной минерализацией, разнообразными геохимическими процессами, протекающими с выделением тепла.

Талики по строению и залеганию воды делятся на надмерзлотные и сквозные. Последние, в свою очередь, подразделяются на два типа в зависимости от условий питания: 1) с надмерзлотным питанием и 2) подмерзлотным питанием.

Надмерзлотные или несквозные талики залегают на многолетне-мерзлых породах, но относительно глубоко и поэтому в течение долгой полярной зимы не промерзают. Они образуются в поймах и на низких террасах речных долин относительно небольшого размера (подрусловые талики), под небольшими озерами и озерными террасами (подозерные талики), в конусах выноса у подножия горных склонов (склоновые талики), в хорошо проницаемых обломочных породах и т.д. Причины их образования — отепляющее воздействие речных или озерных вод и активный водообмен.

Сквозные талики, т.е. талики, обеспечивающие гидравлическую связь надмерзлотных вод с подмерзлотными, образуются в долинах крупных рек, озерных котловинах, зонах тектонических нарушений, областях разгрузки артезианских и грунтовых вод. Под всеми крупными реками и озерами всегда развиты сквозные талики.

В долинах рек обычно встречаются сквозные талики с надмерзлотным питанием. Областью питания для них служат надмерзлотные воды окружающих склонов. При наличии в долине реки водоупорных отложений формируются высоконапорные воды с большими динамическими запасами (рис. 6.36), которые позволяют обеспечивать водой высокого качества крупные населенные пункты.

Талики с подмерзлотным питанием развиты преимущественно по зонам тектонических нарушений в областях разгрузки подмерзлотных вод (рис.

6.37). Поэтому они могут располагаться на водоразделах, склонах и бортах речных долин. Роль их в водообмене и круговороте воды в пределах всей территории многолетнемерзлых пород исключительно велика.

Разгрузка подмерзлотных вод по таликам в естественных условиях осуществляется в виде открытых и скрытых родников, концентрирующихся либо вдоль тектонического разлома (родники линейных структур), либо в местах выхода пород водоносного комп Рис. 6.36. Сквозной талик на р. Ергалах около Норильска:

1 — грубообломочные ледников ые образования ;

2 — слои ледниковых глин;

3 — разнообразные траппы;

4 — граница многолетней мерзлоты;

5 — уровень подземных вод;

— направление движения подземных вод;

7 — фонтанирующие скважины;

8 — родники Рис. 6.37. Сквозной талик в устье р. Нижней Ларбы, связанный с тектонической зоной контакта андезитов и гранитов. По Т. Н. Калининой.

1 — пески;

2 — грав ийно-галечные отложения ;

3 — андез иты;

4 — граниты;

5 — обводненная зона контакта;

6 — граница многолетнемерзлых пород;

7 — скв ажина, 8 — проф или ВЭЗ;

9 — напр ав ление дв ижения подз емных вод;

10 — уровень грунтовых вод лекса на поверхность (родники очаговых структур). Примером может служить групповой очаг разгрузки подмерзлотных вод в долине р. Большой Анюй (Чукотка), где описано более 20 родников (в зоне пересечения различных разломов) с дебитами от 100 до 1500 л/с [22]. По тектоническим разломам подмерзлотные воды могут разгружаться в аллювий речных террас и смыкаться с таликами подмерзлот ного типа (см.

рис. 6.37).

С таликами, имеющими подмерзлотное питание, связано формирование наиболее крупных наледей — ледяных тел, образующихся на поверхности земли за счет разгрузки подземных вод и их замерзания. Это обусловлено тем, что подмерзлотные воды разгружаются в течение всей длинной северной зимы и в зависимости от расхода родников формируют наледи разного размера. Талики над-мерзлотных вод обычно большие наледи не формируют, так как питание формирующих наледи вод от осени к весне резко умень шается либо прекращается совсем.

6.2.6. Подземные воды районов активного вулканиз ма Активный современный вулканизм приурочен в основном к регионам, где континентальная кора соседствует с океанической: островным дугам, глубоководным желобам, побережьям внутренних морей и редко к молодым разломам, расположенным на континентах. Подземные воды в таких регионах образуют водоносные системы со специфическими условиями их строения, питания, разгрузки и состава воды. Высокая температура развитых здесь подземных вод, разнообразие их фазового и химического состава обусловили применение к ним особого термина — гидротермы (современные или древние), широко используемого в геологии. К гидротермам относятся струи пара, жидкие горячие водные растворы, пароводяные смеси, т.е. все виды горячих вод и пара, широко распространенных в рассматриваемых регионах.

Гидротермальные системы районов современного вулканизма — это крупные емкости, в которых активно проявляется гидротермальная деятельность, связанная с аномально высоким привносом тепла из глубоких частей земли. С гидрогеологических позиций — это бассейны горячих вод и пара, которые часто разгружаются на поверхности земли.

Большинство гидротермальных систем связано с вулкано-тек тоническими депрессиями либо обширными древними кальдерами, реже с наложенными грабенами горно-складчатого обрамления. Участки непосредственной гидротермальной деятельности в пределах депрессий часто приурочены к локальным структурным поднятиям (сложным горстам), ограниченным крутопадающими разломами.

Гидрогеологическая структура гидротермальных систем чрезвычайно сложна. Это резервуары, вмещающие порово-пластовые, тре-щинно пластовые и жильные холодные и термальные воды, между которыми имеется гидравлическая связь, характер которой различен на отдельных участках, но в принципе определяется пластовым давлением [22].

Современные представления о гидрогеологическом строении гидротермальных систем на примере Камчатке были во многом заложены В.В. Аверьевым. Изучая Паужетские термальные воды, он разработал следующую концептуальную модель их генезиса и распределения в системе.

Метеорные холодные воды проникают в недра земли в пределах Камбального хребта и движутся далее к зоне разгрузки в северо западном направлении по горизонту псефитовых туфов. По пути движения они смешиваются с восходящими по зонам тектонических нарушений потоками более горячих вод из нижнего горизонта и потоками эндогенного пара.

Долина р. Паужетки служит естественной дреной, к которой приурочена разгрузка Паужетских термальных источников.

Идея смешения холодных вод с более горячими глубинного генезиса позже была принята и в той или иной форме присутствует у всех авторов, разрабатывавших гидрогеологические модели гидротермальных систем [10]. Так, Ю.Ф. Манухин объясняет строение Паратунской гидротермальной системы следующим образом (рис. 6.38). Холодные воды в районах возвышенных участков поверхности по зонам проницаемости глубокого заложения поступают к областям горячих и перегретых вод. В результате смешения формируется общий поток термальных вод, который разгружается в горизонт аллювиальных отложений и частично на поверхности в виде родников. При этом движение вод и вниз, и вверх осуществляется по жилам и трещинам разнообразного строения и генезиса.

Рис. 6.38. Принципиальная гидрогеологическая модель Паратунской гидротермальной системы:

1 — аллювиаль ные отложения;

2 — плохопроницаемые отложения;

3 — восходящие горячие родники;

4 — флюидопроводящие каналы;

5 — зоны нарушений;

— восходящие термальные воды.

Идея смешения двух разных типов вод заложена и в гидрогеологической модели гидротермальной системы Гейзеры (США), хотя в ней и придается большое значение переходу воды в пар. На рис. 6.39 представлена концепция американского исследователя Р. Томаса относительно механизма функционирования этой системы. Предполагается, что областью водного питания является вулканический массив Кобб Маунтайн, расположенный на высоких абсолютных отметках и сложенный хорошо проницаемыми породами. Вода из области питания по крутопадающим тектоническим нарушениям и дайковым телам фильтруется сверху вниз, достигая еще не остывших магматических тел — батолитов, судя по размерам. В пределах батолита находятся горячие рассолы, с верхней поверхности которых происходит испарение и формируются таким образом восходящие потоки пара (зона апвеллинга). Поднимаясь вверх по зонам трещиноватости, пар частично конденсируется, оставшаяся его часть разгружается в Долине Большого Сульфатного ручья. Конденсат опускается по трещинам вниз, в зону горячих рассолов, и может, таким образом, принять участие в новом цикле вскипания.

Следовательно, в вулканических районах можно выделить два типа подземных водоносных систем, связанных с действующими вулканическими аппаратами, кальдерами и тектоно-вулканическими Рис.

6.39.

Принципиальная гидрогеол огиче ская модель гидротермаль ной систе мы Г ре йзе ны [10]:

1 — песчаники и сланцы среднего структурного этажа I 3-К 2;

2 — песчаники и сланцы нижнего структурного этажа I3 –К2 — основные граувакки;

3 — магматическое тело, риолиты Q;

4 — зона разломов депрессиями: нисходящих и восходящих. К первым (нисходящим) относятся вулканические постройки, приподнятые на значительную высоту над окружающей местностью и характеризующиеся интенсивным водообменом.

Большое количество атмосферных осадков, выпадающих на хорошо проницаемые породы, определяет их гидрогеологическое значение как участков интенсивного питания мно-гочисленных разломов и трещин, служащих проводниками этих инфилътрационных вод на значительные глубины.

Восходящие водоносные системы представлены сложными резервуарами, вмещающими гидравлически связанные горизонты порово-и трещинно пластовых вод артезианских бассейнов и жильных вод тектонических разломов. Они приурочены к кальдерам (обширным циркообразным впадинам) и вулкано-тектоническим депрессиям, образовавшимся в результате погружения крупных блоков вулканогенных отложений различной степени водопроницаемости в окружающие породы. Формирование таких депрессий сопровождается интенсивным дроблением пород, увеличивающим трещинную проницаемость и способствующим восходящему движению подземных вод.

Считается, что образование кальдер свидетельствует о наличии на относительно небольших глубинах (от 1 до 7 км) магматического очага, а гидротермальных проявлений (фумарол, гейзеров, термальных источников) -о продолжающейся в этих очагах магматической деятельности, способствующей восходящему движению нагретых вод.

Механизмы восходящего движения подземных вод связаны не только и не столько с разностью отметок областей их питания и разгрузки, что характерно для классических артезианских бассей- нов, сколько с так называемыми термоартезианским давлением и явлением парлифта, вызываемых тепловым расширением воды.

Как известно, высокие температуры влияют на физические свойства воды и вызывают изменение ее фазового состояния. Так, с ростом температуры до 300° С в десятки раз уменьшается вязкость воды, что позволяет высоконагретым водам просачиваться через непроницаемые для холодных вод пласты. Изменение температуры от 5 до 250° С (при постоянном давлении в 20 МПа) снижает плотность воды на 20%. Это и вызывает подъем уровней термальных вод и их разгрузку на поверхность за счет термоартезианского напора. В результате этого области разгрузки могут быть расположены выше области питания при наличии единой гидравлически связанной системы.

Еще большее влияние на характер движения воды оказывает парлифт — вскипание горячих вод при снижении гидростатического давления.

Поднимающаяся по зонам тектонических нарушений вода с температурой свыше 100° С, попадая в зону более низких давлений, вскипает и, превращаясь в пар, расширяется, что резко увеличивает ее подъемную силу.

Перемещаясь далее в зону, где температура ниже 100° С, она конденсируется и образует снова жидкую воду, но уже резко иного состава, что нельзя забывать при интерпретации гидрогеохимических данных. Эта горячая вода может либо оказаться на поверхности земли, либо по соседней гидравлической системе снова опуститься на значительные глубины. Явление парлифта особенно сильно изменяет гидродинамику водоносных систем в районах активного вулканизма (рис. 6.40).

Важную роль в динамике гидротермальных систем играют тектонические нарушения и крупные трещины. В верхних горизонтах — это участки повышенной проницаемости и обводненности, а пересекая водоупорные толщи, они часто определяют положение очагов естественной разгрузки гидротерм. На глубине — это основные термовыводящие каналы, по которым глубинный пароводяной флюид поступает в верхние части гидротермальных систем.

Среди разнообразных гидротерм особое место занимают, так называемые береговые термы, вскрываемые вблизи берегов океана или моря и отличающиеся высокой минерализацией. Абсолютные отметки родников превышают уровень океана на первые десятки, а иногда даже сотни метров.

Основная часть таких терм, по В.И. Кононову, расположена в области кайнозойской складчатости Тихоокеанского и Альпийского поясов, реже в областях кайнозойской тектонической активизации. По составу это хлоридные преимущественно натриевые соленые и рассольные воды с минерализацией 10-77 г/л, с щелочной или слабокислой реакцией. Для газового состава характерно различное сочетание углекислоты и азота, реже преобладание водорода.

Формирование береговых терм происходит, по В.И. Кононову, при прямом участии морских вод, поступающих в береговую зону по разломам и трещинам за счет термогидролифта и парлифта, возникающих в зоне действия теплового очага и смешения морских вод с инфильтрационными (рис. 6.41).

Многообразие гидротерм и геологических условий их проявления приводит и к формированию специфических форм их разгрузки, которые не встречаются в районах вне проявления гидротермальной деятельности.

К основным видам форм проявления такой разгрузки относятся фумаролы, гейзеры, паровые струи и термальные родники [22].

Фумаролы — это вулканические эманации в виде парогазовых струй или спокойных выделений газов из трещин и каналов в жерлах, на внутренних стенках, внешних склонах вулканов (первичные фумаролы) или на поверхности неостывших лавовых потоков и пирокластических покровов (вторичные фумаролы). В зависимости от стадии вулканической деятельности фумаролы имеют различные температуру и состав активных газов.

Д.Е. Уайт и Г.А. Уоринг основными факторами, определяющими состав фумарольных газов, считают: а) первоначальное количество каждого из летучих компонентов в магме;

б) температуру выделения газовой, смеси из магмы;

в) время с начала выделения газов;

г) места выделения газов;

д) степень смешения Рис. 6.40. Объемная модель потоков теплоносителя в пределах участка Дачный Мутновского геотермального месторождения [11]:

1 — горячая вода;

2 — пар;

3 — конденсат Рис. 6.41. Схема взаимодействия морских и берег овых вод в зоне воздействия те пл ового очага. По В.И. Кононову и Р.И. Тк ач енк о:

1 — уровень напора береговых и морских вод, приведенных к одинаковой плотности;

— геоизотермы, °С;

3 — зоны распространения вод разного генезиса;

4 — пароводяная смесь, образующаяся над уровнем вскипания и реакций с воздухом и метеорной водой;

е) реакции с породами по пути движения.

Фумаролы разделяются на: 1) собственно фумаролы (преимущественно хлористо-сернисто-углекислые газы с температурой до 800° С);

2) сольфатары (парогазовые струи с преобладанием сероводорода или сернистого газа и температурой 90-300° С);

3) мофеты (преимущественно углекислые парогазовые струи с температурой до 100° С).

Гейзеры — это своеобразные родники, периодически, строго закономерно выбрасывающие воду и пар. Морфологически гейзер представляет систему, состоящую из канала, подводящую перегретую воду или горячий пар к находящемуся вблизи от поверхности подземному резервуару (камере), в который по боковым каналам или трещинам поступает холодная или метеорная вода. От камеры также идет канал к поверхности, венчающийся чашеобразной воронкой (рис. 6.42). Выход воды из резервуара к поверхности затруднен. Чтобы такой выход (извержение) начался требуется создание в резервуаре определенного давления, после достижения которого канал приоткрывается и вода с паром выходит в виде фонтана.

По современным представлениям гейзерный процесс обосновывается смешением двух потоков с различным теплосодержанием (эндогенного пара и инфильтрационной воды). Извержение гейзера представляется как взрыв, происходящий в результате быстрого выделения энергии перегрева воды. По Т.И. Устиновой, это происходит в четыре стадии (см. рис. 6.42).

Рис. 6.42. Основные стадии гейзерного процесса. По Т.И. Устиновой.

Стадии: а — наполнения, б — из менения, в — изв ержения, г — паровыде-ления.1 — пепловые туфы;

2 — гейзериты;

3 — трещины с перегретой водой;

4 — трещины с охлажденной водой;

5 — перегретая вода с температурой выше 100° С;

— охлажденная вода с температурой ниже 100° С Гейзеры получили свое название от района Гейзер в Исландии, где они впервые были изучены. Источники с гейзерным режимом действия известны во многих районах современного вулканизма. Самая высокая насыщенность гейзерами в Йеллоустонском парке (США), где известно 200 гейзеров, что составляет 10% общего количества имеющихся здесь естественных гидротермальных проявлений. Самым мощным гейзером на Земле считается Вайманг в Новой Зеландии: однажды в его выбросе 800 т воды было извер гнуто на высоту 450 м. В Йеллоустонском парке у наиболее крупных гейзеров (Великан, Великанша, Старый Служака и др.) высота выбросов составляет от 35 до 80 м. Режим гейзеров обычно не постоянен;

периодичность их извержений меняется со временем. Температура перегретого пара на поверхности, по данным С.И. Набоко, может достигать 117° С, а воды близки к точке кипения на данной высоте [22].

Самый сложный вопрос — это источники воды в районах активного вулканизма (см. раздел 5.6). Современные модели предусматривают смешение двух ее источников — инфильтрационной и глубинной.

Последнюю в течение долгого времени связывали с магматическими очагами.

Однако такая точка зрения пришла в противоречие со многими гидрогеологическими данными и особенно изотопным составом воды. В результате большинство исследователей стали считать, что и глубинная часть воды тоже является инфильтрационной. В свою очередь, эта точка зрения вошла в противоречие с данными по тепловым параметрам геотермальных систем, для формирования которых требуются значительные количества высокотемпературного глубинного флюида.

Выход из этого тупика, по современным воззрениям, видится в том, что большая часть глубинного флюида имеет не ювенильное (мантийное), а метаморфогенное (коровое) происхождение, т.е. изначально эта вода также является инфильтрационной, хотя и существенно измененной в ходе геологического круговорота. Вопрос о доле участия ювенильных вод в рассматриваемых системах остается, таким образом, открытым.

6. 2.7. Подзе мные воды под моря ми и океана ми Водоносность пород, слагающих дно крупных акваторий (океанов, морей, озер), в настоящее время еще слабо изучена. Вместе с тем намечающиеся перспективы активного освоения огромных пространств Мирового океана требуют знание гидрогеодинамики, гидрогеохимии и гидрогеотермии субмаринных водоносных сис тем. С учетом этого в последние годы появляются аргументированные предложения о необходимости выделения морской гидрогеологии в самостоятельное направление на стыке морской геологии и гидрогеологии. Ведь только общая площадь мирового океана составляет 361,3 млн. км 2 (71% земной поверхности), максимальная глубина (11 км) установлена в Тихом океане, а средние глубины изменяются от 1,1 км в Северном Ледовитом до 4 км в Тихом океанах.

Как полагают многие исследователи (а это подтверждается данными бурения морского дна), под дном морей и океанов развиты водоносные системы, аналогичные таковым на суше — бассейны пластовых и трещинно пластовых вод, массивы трещинных вод, объединяемые под названием субмаринных бассейнов или систем. При этом в эти системы возможна миграция инфильтрационных вод с суши и, наоборот, миграция седиментационных вод из субмаринных бассейнов на сушу.

Используя подходы, развитые в работах Е.А. Баскова, И.Г. Кис-сина, Р.Г.

Джамалова, И.С. Зекцера, А.И. Короткова и др., Б.И. Писарский [22] считает, что субмаринные геологические структуры отличаются от чисто континентальных и в зависимости от причин и характера водообмена делит их на: 1) водоносные системы (шельфов, континентальных склонов и внутренних морей), имеющие водообмен с континентами;

2) водоносные системы глубоких океанических впадин (абиссальных океанических равнин), не связанные с континентами;

3) субмаринные гидротермальные системы.

Субмаринные водоносные системы, имеющие водообмен с континентами, охватывают прибрежные шельфовые зоны и материковые склоны крупных акваторий. Именно в этих бассейнах реализуется сток инфильтрационных подземных вод с континента [2, 16], разгрузка которого в прибрежной и шельфовой зонах осуществляется через субмаринные источники пластового типа в закарстованных и трещиноватых породах, часто рассредоточенным путем.

Субмаринные родники зафиксированы во многих акваториях Земли. В качестве примера назовем известные еще эллинам очаги разгрузки карстовых вод на дне Средиземного и других внутренних морей. У берегов Адриатики зафиксировано около 700 таких источников и их групп. Выходы их — в виде мощных восходящих струй в карстовых воронках и каналах на морском дне известняков — расположены обычно в 1-75 м и более от берега на глубинах от 1 до 30 м. На еще большей глубине обнаружены источники с пресной водой на Лазурном берегу Франции (162 м) и других местах. Дебит карстовых источников обычно очень большой. Так, в Ливане (район Шенья) суммарный дебит группы субмаринных выходов на расстоянии 2 км от берега изменяется от 6 в межень до 50 м 3 /с зимой. Восходящие струи пресных вод из карстовых воронок часто имеют значительный напор и образуют на поверхности моря купола и "кипящие котлы". Такие примеры можно продолжать.

Значительная часть подземного стока с Суши в моря и океаны широким фронтом фильтруется вдоль береговой линии и проникает в пределы шельфа на различные расстояния при выклинивании водоносных горизонтов.

Наглядным примером такого внедрения пресных вод в море может служить схема инфракрасного изображения прибрежной зоны острова Лоусон на Филиппинах (рис. 6.43), где отчетливо прослеживаются языки проникновения в море поверхностных и подземных вод.

Материковые склоны изучены значительно хуже шельфов. Тем не менее возможность разгрузки в них вод, поступающих с суши, подтверждается данными морского бурения на значительном удалении от берега.

Грубозернистость донных отложений на поверхности многих материковых склонов и наличие многочисленных тектонических нарушений в консолидированных осадочных и кристаллических породах создают хорошую обстановку для восходящей разгрузки. Горизонты пресных и слабосолоноватых вод встречаются в отложениях шельфа и материкового склона на довольно значитель Рис. 6.43. Схема ин фракрасного изоб ражения прибре жной зоны о. Лоусон на По И. С.

Филиппинах.

Зекцеру и др.

ных глубинах. В Южно-Китайском море севернее о-ва Хайнань скважина глубиной 200 м (ниже дна) вскрыла в песчано-глинистых неоген-четвертичных отложениях горизонт водоносных песков мощностью до 100 м;

воды напорные, гидрокарбонатно-сульфатно-хло-ридные натриевые с минерализацией 1, г/л. Таких примеров к настоящему времени накоплено достаточно много. О масштабах подземного и ионного стока с континентов в моря и океаны дает общее представление табл. 6.15.

Таб ли ц а 6. 1 Ионный и под зе мный с ток в Мировой оке ан [2] Подземный сток, Ионный сток, Континент км3 /год млн. т/год Австралия 23,5 71, Африка 235,9 227, Азия 327,9 396, Европа 167,4 60, Северная Америка 344,8 148, Южная Америка 384,9 113, Крупные острова - 383, Весь земной шар 2397,2 1302, Подземный водообмен суши и моря не ограничивается движением воды с континентов в море и разгрузкой на его дне. Наблюдается и обратное движение морских вод в отложения суши и их разгрузка на поверхность.

Значительные колебания уровней морей и океанов приводят к цикличности подземного стока с суши в море и с моря на сушу. Некоторые исследователи считают, что масштабы проникновения морских вод в сушу настолько велики, что этот процесс должен учитываться в водном балансе прибрежных территорий. По расчетам Х.К. Уланова, фильтрация морских вод в дно и берега Каспийского моря составляет около одной трети подземного стока с суши. Наиболее вероятными каналами такой разгрузки, по В.Н. Корценштейну, служат зоны региональных разломов, широко развитые, например, на дне Каспийского моря.

Водоносные системы глубоких океанических впадин, не связанные с континентами, приурочены к плоским абиссальным равнинам (впадинам), которые имеют изометричную форму и размеры (в поперечнике) до нескольких тысяч километров. Глубина океана здесь достигает 5-6 км.

Осадочная толща дна океана состоит из чередующихся глинистых, кремнистых слоев и карбонатных илов. Разрез выдержан по площади, а мощность толщи редко превышает 1 км. Фундаментом служит базальтовый слой мощностью около 2 км, а ниже прослеживается слой мощностью до б км, сложенный серпентинитами [20].

В верхних частях разреза в донных отложениях поровые растворы представлены захороненными водами океана. В более глубоких слоях уплотненных осадков распространены воды, отжатые из глинистых слоев и прослоев. Считается, что в этих условиях активная латеральная миграция седиментационных вод невозможна, в силу чего преобладает вертикальная фильтрация, обеспечивающая постоянную взаимосвязь с водами океана.

Однако в слоях с повышенной проницаемостью латеральное движение представляется вполне вероятным. На окраинных частях срединно океанических хребтов в консолидированных трещиноватых породах может происходить внедрение океанических вод в осадочную толщу и их смешение с отжатыми поровыми растворами.

В результате вертикальной (как нисходящей, так и восходящей) фильтрации и диффузионного переноса вещества за геологическое время происходит, вероятно, выравнивание концентрации пластовых и океанических вод, хотя этот эффект, видимо, свойствен лишь верхним частям разреза субмаринных водоносных систем.

Субмаринные гидротермальные системы в отличие от конти нентальных (см. раздел 6.2.6) не имеют связи с атмосферой, так как они перекрыты толщей морских или океанических вод. По строению гидрогеологических резервуаров гидрогеодинамическим и гидрогеохимическим особенностям Б.И. Писарский выделяет два типа таких систем: 1) системы глубоководных желобов, связанные с зонами Беньофа-Заварицкого и 2) системы океанических и морских рифтов.

1. Субмаринные гидротермальные системы в глубоководных желобах — узких и глубоких рвах на дне океанов, протягивающих ся вблизи их береговой линии и часто окаймляющих островные дуги, — формируются в результате дегидратации погружающейся океанической коры и взаимодействия ее с веществом мантии. Пе реплавление океанической литосферы в зонах Беньофа-Заварицкого приводит к обезвоживанию серпентинитов и каолинитов и появле нию больших объемов субдукционной воды (см. раздел 3.4). В условиях высоких температур выделяющийся пар, насыщенный кремнеземом, щелочами и летучими компонентами, в связи с избы точным давлением при перегреве мигрирует в вышележащие толщи пород, принимая участие в процессах метаморфизма. К зонам Бе ньофа-Заварицкого приурочена основная масса действующих вулка нов, через которые в океан, видимо, разгружаются значительные количества подземных вод и пара. Водообмен в гидротермальных системах глубоководных желобов очень сложен, в нем, вероятно, принимают участие флюидные потоки из мантии, возрожденные воды океанической коры, воды океана, а также подземные воды континентальной коры.

2. Субмаринные гидротермальные рифтовые системы, приурочен ные к срединно-океаническим хребтам или континентальным зонам растяжения, характеризуются разгрузкой глубинных вод. Рифтовые долины, расположенные на осевой линии этих хребтов, являются участками, где вещество мантии соприкасается с поверхностью дна океана. На сей счет имеется весьма отрывочная гидрогеологическая информация, но высокие значения теплового потока, широкое развитие подводного и надводного вулканизма, субма-ринные выходы гидротерм и наличие гидротермально измененных пород в таких зонах дают полное основание считать, что океанические рифты представляют собой специфические субмаринные гидротермальные системы, образующие рифтогенный генетический тип вод.

Гидротермально измененные породы и рудопроявления встречены, например, на Восточно-Тихоокеанском хребте, в области высоких тепловых потоков. Осадки на поверхности дна оказались здесь, по данным А.П.

Лисицина, обогащенными железом и полиметаллами. Несколько отличны по механизму образования участки активного вулканизма и гидротермальной деятельности, приуроченные к зонам трансформных разломов, с которыми связывается вулканизм, на пример, Гавайских островов. Возможно, что к ним также приурочены современные гидротермальные системы.


С гидротермальными системами срединно-океанических хребтов связано интересное явление — образование так называемых черных "курильщиков". Проявляется оно в том, что над зоной разлома в океанической воде обнаруживается шлейф черного "дыма", медленно перемещающийся по направлению движения воды. Это явление обусловлено выходами горячих (300-350° С) сероводородных, насыщенных металлами вод, взаимодействие которых с холодной морской водой приводит к быстрому образованию гелей сульфидов железа и других металлов, формирующих черный "дым".

Рифтовые впадины некоторых внутренних морей также относятся к субмаринным гидротермальным системам. Наибольшей изученностью характеризуется ставшая уже классическим примером система Красноморского рифта. Здесь в пределах наиболее погруженной части морского дна обнаружены термальные хлорид-ные натриевые рассолы, а также отмечены аномально высокие температуры и минерализация морской воды. Анализ материалов, полученных в результате бурения скважин показал, что разгрузка этих рассолов, являющихся активным теплоносителем (температура до 56° С), осуществляется периодически по локальным каналам и по времени совпадает с землетрясениями и излияниями базальтов.

ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ 1. Чем о тличается во доно сная система о т гидро гео ло гической стру ктур ы?

2. Назовите типы гидрогеоло гических структур.

3. В чем о тличие во дообменных и во донапорных структур?

4. Каковы скорости движения по дземных во д в ар тезианских бас сейнах?

5. Расскажите об отличиях э лизионных и инфильтрационных водо напорных систем?

6. Какие во дообменные параметр ы гидрогеоло гических структур Вы знаете?

7. Вспомните основные типы во д по усло виям залегания.

8. Чем о тличается вер хово дка о т гру нтовых во д?

9. Встреч аю тся ли р ассо лы в зоне аэрации?

10. Какие факторы определяют глубину просачивания атмосферных осадко в в земные недра?

11. Встр ечались ли Вы на пр актике с вер хо во дкой?

12. Какими причинами вызывается зональность грунто вых во д?

13. В чем разница изливаю щихся и самоизливаю щихся артезианс ких во д?

14. Назовите о сновные типы очаго в разгрузки ар тезианских во д?

15. Нарисуйте принципиальную схем у строения ар тезианских бас сейно в разных типо в?

16. Расскажите о практическом значении ар тезианских во д?

17. В чем выражается гидро динамическая и гидрогео химическая зональность ар тезианских бассейнов?

18. Како ва природа зоны регионального гидрогенно го разуплотне ния горных поро д?

19. Расскажите о принципиальных различиях трещинных и карсто вых во д.

20.- Назо вите осно вные причины образования таликов.

21. Что такое крио пэ ги и гидро лакко литы?

22. В чем о тличие термоартезианского давления о т пар лиф та?

23. Какие во ды называю т берего выми термами?

24. Что о значаю т термины "фумаролы", "со льфатары", "мофеты", "гейзеры"?

25. Отку да берется во да в гидро термальных системах?

26. Встречаю тся ли пресные во ды на дне мор ей и о кеанов?

27. Как формирую тся черные "курильщики"?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Антыпко Б.Е. Гидрогео логические емкости горно -складчатых областей СССР. М.: Недра. 1986.

2. Джама лов Р.Г., Зекцер И. С, Месхетели А.В. По дзем ный сток в мор я и Мир овой о кеан. - М.: Нау ка, 1977.

3. Ершов Э.Д. Общая гео кр ио ло гия, т М.: Недра, 1990.

4. Зайцев И.К., Толстихин Н.И. Закономерности распространения и формиро вания м инер альных по дземных во д. - М.: Недра, 1972.

5. Зайц ев И.К. Г идро гео хим ия СССР. - Л.: Недра, 1986.

6. Зор ьки н Л.М., С тароби нец И.С., С та д ник Е.В. Гео химия природных газо в неф тегазоносных бассейно в. -, М.: Недра, 1984.

7. Караванов К. П. Бассейны по дземных во д горноскладчатых об ластей Во сточно й А зии. - М.: Нау ка, 1977.

8. Карцев А.А. Гидрогеоло гия нефтяных и газовых месторождений.

- М.: Недра, 1972.

9. Карпов А.А., Ваги н СБ., Ма тусеви ч В.М. Г идро гео ло гия неф тегазоносных б ассейно в. - М.: Недр а, 1986.

10. Кирюхи н А.В., Сугрубов В.М. Мо дели тепло переноса в гидро термальных системах Камчатки. - М.: Нау ка, 1987.

11. Кирюхи н А.В., Делемень И.Ф., Гусев Д.Н. Высо ко температур ные гидро термальные резер вуары. - М.: Нау ка, 1991.

12. Кирюхи н В.А., Толстихи н Н.И. Регио нальная гидро гео логия. М: Недр а, 1987.

13. Кирюхи н В.А., Коро ткое А.И., Пав лов А.Н. Общая гидро гео ло гия. - Л.: Недра, 1988.

14. Климентов П.П., Богда нов Г.Я. Общая гидрогео ло гия. - М.:

Недра, 1977.

15. К овда В.А. Осно вы уч е ния о поч вах. - М.: Нау ка, 1973.

16. Короткое А.И., Павлов А.Н., Юровский Ю.Г. Гидро гео ло гия шельфо вых об ластей. - Л.: Недра, 1980.

17. Корценштей н В.Н. Растворенные газы по дземной гидросферы Зем ли. - М.: Недр а, 1984..

18. Кудельский А.В., Б урак В.М. Газо вый режим Пр ипятско го про гиб а. - Минск: Нау ка и техника, 1982.

19. Ла нге O.K. Гидро гео ло гия. - М.: Высшая шко ла, 1969.

20. Мо ни н А.С. Истор ия Зем ли. - Л.: Нау ка, 1977.

21. Пи ннекер Е.В. Проб лемы регионально й гидро гео ло гии. - М.:

Наука, 1977.

22. Основы гидрогео логии. Об щая гидрогео логия/ Е.В. Пиннекер, Б.И. Писарский, С.Л. Швар цев и др. - Новосиб ирск: Нау ка, 1980.

23. Степанов В.М. Введение в структурную гидрогео логию. - М.:

Недра, 1989....

24. Швецов П.Ф. Мер злые слои земные. - М.: Изд-во А Н СССР, 1963.

Г лава ВВЕДЕНИЕ В ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЮ 7.1. ОСНОВНЫЕ ПР ИНЦ ИПЫ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИИ Б олее ста лет назад французский исследователь А. Добре поставил в качестве самостоятельной проблемы изучение истории подземных вод или палеогидрогеологических условий конкретной территории. Однако целенаправленные исследования этой проблемы начались чуть более 50 лет назад. Основы палеогидрогеологических исследований заложил русский ученый П.Н. Чирвинский, который назвал палеогидрогеологию — "ископаемой гидрогеологией". В дальнейшем К.И. Маков, А.Н. Семихатов, С.А.

Шагоянц, М.А. Гатальский, Б.Ф. Маврицкий, А.А. Карцев, С.Б. Вагин, A.M.

Овчинников, Е.А. Басков, Е.В. Пиннекер развили те или иные направления палеогидрогеологического анализа.

Молодой возраст палеогидрогеологии не позволяет до конца определить ее содержание, структуру и даже назначение. Большинство основателей этой науки (A.M. Овчинников, А.А. Карцев, Е.А. Басков, Е.В. Пиннекер) считает, что она занимается реконструкцией гидрогеологических условий водонапорных систем или подземных гидросфер, существовавших в былые (прошлые) геологические эпохи. При таком подходе к палеогидрогеологии подземные водообменные системы должны изучаться в историческом развитии и тесной связи с другими геологическими процессами, в которых участвует вода. Поэтому палеогидрогеологию называют частью гидрогеологии, изучающей воду в недрах земли с историко-генетических позиций. Другими словами, палеогидрогеология — это историческая гидро геология — наука геологического профиля, изучающая историю подземной гидросферы.

Иначе к этой проблеме подходит СИ. Смирнов. Он полагает, что не следует путать палеогидрогеологию с исторической гидрогеологией, так как первая изучает былые подземные гидросферы, а вторая современную подземную гидросферу в историческом плане или историю становления и развития последней [7].

В то же время очевидно, что геологическую историю воды в целом и подземной гидросферы в частности, нельзя понять без изучения былых гидросфер. При таком понимании палеогидрогеологию следует рассматривать, как важнейшую составную часть исторической гидрогеологии. Не имеет смысла создавать искусственные противоречия между этими двумя понятиями, так как палеогидрогеология в современном понимании дает в руки ис следователя новый метод решения историко-генетических проблем гидрогеологии.

Палеогидрогеология развивается на стыке гидрогеологии и исторической геологии, использует принципы и методологию обеих наук. Основные ее задачи заключаются в следующем: 1) восстановление гидрогеологических условий питания и разгрузки ранее существовавших подземных водоносных систем;

2) реконструкция гидродинамических, гидрогеохимических и геотермических условий палеогидрогеологических структур;

3) выяснение роли воды в геологических процессах минувших эпох;

4) анализ палеогидрогеологических данных для прогнозирования возможных процессов, масштабов и условии образования рудных, нефтяных и газовых месторождений полезных ископаемых;

5) исследование геологической истории становления и развития подземной гидросферы.

Для решения поставленных задач и, в частности, реконструкции гидрогеологических условий минувших геологических эпох необходим учет самых разнообразных геологических данных: 1) палеотек-тонические, палеогеографические и другие реконструкции;

2) сведения о различных эпигенетических преобразованиях горных пород;

3) различные гидрогеологические закономерности (гидрогеохимические, гидрогеодинамические и др.), установленные для современных условий в геологических структурах разного типа;

4) сведения о газово-жидких включениях в минералах и т.д. (рис. 7.1) Палеогидрогеология, как и любая наука, базируется на определенной методологии, научных фактах, законах, принципах и т.д. Поскольку в данном случае речь идет о восстановлении былых гидрогеологических условий, которые невозможно непосредственно наблюдать в развитии, в основу палеогидрогеологии положено несколько научных принципов. В общем виде принципы и законы науки тесно связаны по содержанию, но законы отражают объективно существующую связь между явлениями, а принципы (начало, основа) — элементы теоретического значения (основы учения), непосредственно не связанные с конкретной реальностью. Наиболее широко в палеогидрогеологии используются принципы наблюдаемости подземной гидросферы, непрерывного существования в геологической истории природных вод и их единства, актуализма, уни-формизма, эволюции и историзма [7].


Принцип наблюдаемости подземной гидросферы как физической реальности не только в настоящее время, но и в былые эпохи, означает, что историко генетические исследования должны целиком опираться на систему достоверных фактов, имеющих отношение к решаемой проблеме и полученных достоверными научными методами.

Принцип непрерывного существования подземной гидросферы в историческом аспекте доказан многими геологическими науками — литологией, минералогией, гидрогеологией, геохимией, исторической геологией, учением о полезных ископаемых и др. Без воды многие горные породы, например, карбонаты, как в настоящее вре Рис. 7.1. Основные исходные материалы палеогидрогеологического анализа [1] мя, так и в геологическом прошлом не могли сформироваться, а многие геологические процессы — протекать. Это доказывает геологическую "вечность" воды на Земле. Поэтому принцип существования подземной гидросферы в геологической истории — важное эмпирическое обобщение современной гидрогеологии и геологии в целом.

Принцип единства природных вод, сформулированный В.И. Вернадским в 1924 г., означает, что все природные воды, где бы они не находились, теснейшим образом связаны между собой. Такое единство выражается прежде всего в двух основных закономерностях распределения воды в земной коре: 1) региональной неразрывности или сплошности (всюдности) во всех геосферах и 2) постоянной ее подвижности, участии в многочисленных круговоротах. Эти два важнейших свойства присущи гидросфере в течение всей геологической истории ее существования.

Принцип актуализма, заложенный работами Дж. Геттона, Ч. Лайеля и К.Э. фон Гоффа, утверждает, что "настоящее — ключ к познанию прошлого". Иначе говоря, наблюдая как протекают современные геологические процессы, можно полученные выводы с наиболее общих позиций и представлений распространять и на прошлые геологические эпохи.

Принцип актуализма по своей сути входит в относительное противоречие с принципом эволюции, также в основном разработанном Ч. Лайелем, который определяет геологию, как науку — о последовательных изменениях, имевших место в органическом и неорганическом "царствах природы".

Проблема эволюции геологических процессов в последние годы активно разрабатывается академиком А.Л. Яншиным и его соратниками (К.В.

Боголепов, М.А. Жарков, Ю.П. Казанский и др.). Она находит отражение в неповторимом своеобразии прошлых геологических эпох, в глубоком изменении состава гидросферы, характера осадочных и метаморфических пород, типов рудных месторождений, парагенезиса минералов и т.д. [9]. При этом наибольшая роль отводится внешним факторам эволюции геологических процессов, например, осадконакоплению или литогенезу в целом. В геологии процесс эволюции определяется совокупным действием множества взаимосвязанных факторов (см. раздел 5.4.1). Со временем роль одних факторов может уменьшаться, других возрастать, действие одних замещаться другими. Все это ведет к сложной, но целенаправленной эволюции геологических процессов.

Вместе с тем необходимо учитывать, что в геологической истории действие фундаментальных законов и соответственно факторов не менялось, оно оставалось всегда постоянным, менялись только условия реализации тех или иных геологических явлений. Важно, поэтому, разобраться, какие конкретно факторы эволюционировали и в какой мере это приводило к изменению (эволюционному или революционному) геологических процессов и явлений. Но вот здесь-то мнения исследователей расходятся достаточно резко.

Так, В.И. Вернадский считал, что 1) абиогенные геологические и геохимические процессы в течение геологического времени не менялись;

2) эволюционный процесс присущ только живому веществу биосферы;

3) в косной среде эволюция проявляется только тогда, когда с ней связаны большие массы живого вещества, т.е. опосредованно через живую материю.

А.Л. Яншин, наоборот, доказывает, что геологические процессы всегда изменялись, но медленно. Поэтому их эволюция долго остается незамеченной и слабо изученной.

Применительно к гидрогеологическим системам в последние годы получены новые данные, позволяющие утверждать, что эволюционное развитие охватывает эти системы в значительной степени. Сравните, например, данные исходной морской воды, служащей первоисточником сверхкрепких рассолов (см. табл. 5.23) с составом самих рассолов (см. табл. 5.9). И таких примеров много (см. раздел 5.4). Более того система вода — порода обладает способностью не только к геологически длительной эволюции, но и свой ствами самоорганизации (см. раздел 8.2).

Поскольку большинство геологических процессов связано с водными системами, они все вне сомнения подвержены длительному эволюционному развитию. Но из этого совершенно не следует вывод о неприменимости принципа актуализма. Как раз, наоборот, более чем через два столетия после создания его основ, после множества работ по методологии познания геологического прошлого, фундаментальная основа этого принципа укрепилась. Но применять его следует всегда с учетом наличия глубоких эволюционных процессов, используя здравый смысл. Oб этом же еще в г. писал Т.Г. Гексли: прошлое должно объясняться настоящим, если основательный довод не докажет противного.

Что касается принципа униформизма, то он по своей сути близок принципу актуализма. Поэтому некоторые авторы считают эти два понятия синонимами. Если же говорить более строго, то принцип униформации предполагает, что не просто законы природы были постоянными в геологической истории, но и действующие геологические силы были такими же, как в настоящее время. Следовательно, этот принцип — составляющая часть принципа актуализма.

Принцип историзма, разработанный Ж.Л. Бюффоном, И. Кантом, Ч.

Лайелем и Ч. Дарвиным, требует изучения объекта или явления в его исторически меняющихся связях с внешней средой, другими явлениями, разнообразными геологическими полями. Этот принцип предполагает генетический, причинный и исторический подходы одновременно. Поэтому в геологии часто говорят не об историческом, а историко-генетическом принципе. Генетический подход предполагает выяснение происхождения геологического объекта или явления, причинный — прослеживание генетической связи между отдельными его состояниями и факторами, вызывающими его развитие, а исторический — объяснение состояния объек та, исходя из предшествующих его состояний. Последовательное использование принципа историзма позволяет установить причины геологического явления, пути и следствия его развития. Это как раз то,.что необходимо при палеогидрогеологическом анализе.

7.2. МЕТОДОЛОГИЯ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 7. 2.1. Гидрогеодина миче ские ме тоды Рассмотренные принципы исторической гидрогеологии составляют базу для изучения геологической истории подземной гидросферы, которая начинается с момента попадания воды в земную кору вследствие геологического или климатического круговоротов. В артезианских бассейнах эти круговороты часто сменяют один другого (см. раздел 6.2.3) и, следовательно, процессы водообмена протекают циклически. Отсюда возникло понятие гидрогеологического цикла, введенного в науку А.Н. Семихатовым в 1947 г.

Гидрогеологический цикл — это отрезок времени с начала трансгрессии моря, т.е. захоронения седиментационных вод в донных осадках, последующего при отступлении моря замещения их инфиль-трационными, вплоть до начала нового этапа трансгрессии. Другими словами, гидрогеологический цикл — это время от начала одного этапа трансгрессии до другого. А.А. Карцев и СБ. Вагин предложили разделить гидрогеологический цикл на два водообменных этапа: элизионный и инфильтрационный [3].

Элизионный этап водообмена происходит при морском режиме, когда бассейн находится в стадии погружения (рис. 7.2, а). При смене отрицательного знака тектонических движений на положитель Рис.

7.2.

Схема полного гидрогеологического цикла [6].

Этапы: а — элиз ионный;

б — инф иль тр ационный;

в — магматический (эндо генный). 1 — ориентировка тектонических дв ижений;

2 — направление потока подз емны х в од;

3 — песча ные пор оды;

4 — глины;

5 — магмат ические пор оды;

6 — фу ндамент;

7 — водный бассейн ный наступает подъем территории и морской режим частично или полностью сменяется континентальным. Тогда становится возможным проникновение метеорных вод. Внедрение инфильтрогенных вод обязано действию гидростатического напора. Оно вызывает вытеснение находящихся в бассейне седиментогенных вод. Такой водообмен получил название инфилыпрационного (рис. 7.2, б).

Разрывная тектоника, обусловленная растягивающими усилиями, местами приводит к образованию глубоких расколов, по которым поступает из подкоровых и других очагов магма. Вместе с магмой, обычно в виде смеси с другим и разновидностями вод, в бассейн могут проникать магматогенные воды. Они замещают как седимен-тационные,, так и инфильтрационные воды.

Возникающий в таком случае водообмен Е.В. Пиннекер предлагает называть магматическим или эндогенным (рис. 7.2, в). Движущей силой последнего служат внутреннее (эндогенное) давление, передающееся из магматических очагов, и тектонические напряжения. Такой водообмен происходит только в тектонически активных зонах и является довольно редким.

Итак, полный гидрогеологический цикл состоит из элизионного (седиментационного), инфильтрационного и иногда магматического (эндогенного) этапов водообмена.

В течение элизионного этапа следующего гидрогеологического цикла снова происходит погружение и накопление седиментацион-ных вод в образующихся осадках. В отложениях первого цикла продолжается водообмен, ведущий к вытеснению магматогенных или инфильтрационных вод, при этом в погруженных частях продолжают также выжиматься седиментационные воды из глин, синхронные прежнему циклу. На инфильтрационном этапе нового цикла инфильтрационные воды внедряются как в молодые, так и в древние отложения. То же будет в случае интрузии магматогенных вод. Общая схема развития бассейнов пластовых вод при переходе от одного этапа водообмена к другому показана на рис. 7.3.

Время протекания того или иного этапа водообмена в первом приближении устанавливается по геологическому строению: время образования морских осадков соответствует элизионному водообмену;

континентальных или отсутствия осадков (перерывы) — инфильтраци-онному;

тектоно магматической активизации — магматическому. Об этом же можно судить по данным палеогеографических схем распространения суши и моря в конкретные геологические периоды.

Гидрогеологический цикл не следует путать с циклом водообмена — отрезком времени, в течение которого происходит полная замена по объему одного генетического типа воды другим или просто одного объема воды другим (см. разделы 3.2.4 и 6.1.2). Длительность цикла водообмена, естественно, не совпадает с гидрогеологическим циклом и может быть по длительности как значительно больше последнего, так и существенно меньше.

Время полного водообмена воды в бассейнах зависит от многих факторов:

размера Рис. 7.3. Этапы гидродинамического развития водонапорных систем.

По В.А. Кудрякову:

I — этап опускания (а,б) и тектонического подъема (в, г ): II — этап нового опускания бассейна;

1 — фундамент;

2 — глинистые породы;

3 — песчаные породы;

4 — направление движения воды в водоносном горизонте;

5 — направление дв ижения воды в глинах;

6 — родник;

7-8 — пьезометрические пов ерхности нижнего (7) и вер хнего (8) водоносных горизонтов;

Рпр — приведенное давление;

l — длина профиля бассейна, мощности водоносных комплексов, интенсивности питания, скорости движения воды, проницаемости горных пород и т.д. Поэтому его определение весьма затруднено.

При палеогидрогеологическом анализе используют также понятие о коэффициенте водообмена (Кв) — отношение годового расхода подземного потока водоносного пласта, комплекса или бассейна в целом к общему объему воды в этой же гидрогеологической единице (VB ) K=Q/VB (7.1) По физическому смыслу коэффициент водообмена является обратной величиной полного цикла водообмена. Если, например, Кв равен 10-5, то длительность цикла водообмена составляет 105 лет. Наконец, сравнив уравнение (7.1) с уравнением (3.8), видим, что коэффициент водообмена физически отражает интенсивность водообмена всего бассейна или водоносного комплекса (горизонта): чем выше значение Къ, тем интенсивнее водообмен и наоборот.

Следует однако иметь в виду, что гидрогеологический бассейн и даже отдельный горизонт всегда промываются неравномерно. Скажем, инфильтрационная вода всегда выбирает участки с наиболее проницаемыми отложениями. В это же время в менее проница емых сохраняются седиментационные воды. В результате по объему замещенной воды цикл водообмена может быть завершен, но в бассейне сохраняются седиментационные воды. Так, по расчетам Б.И. Куделина в Днепровско Донецком артезианском бассейне за геологическую историю завершилось от 420 до 630 циклов инфиль-трационного водообмена, но седиментационные воды тем не менее в бассейне сохраняются в значительных объемах и в настоящее время.

Для определения интенсивности водообмена на элизионных и инфильтрационных этапах гидрогеологической истории можно использовать подходы, предложенные А.А. Карцевым [4].

На элизионном этапе гидрогеологической истории показатель интенсивности элизионного водообмена (Nл) для водоносного комплекса определяют по формуле Nэл = Vг mг /Vn mn, (7.2) где Vn — объем песчаных коллекторов данного водоносного комплекса;

mn — пористость песчаников (с учетом изменения во времени);

Vг — первоначальный объем глин данного водоносного комплекса (равен произведению площади распространения глинистой толщи на ее мощность);

mг — изменение скорости уплотнения глин в течение исследуемого этапа.

Для определения показателя интенсивности инфильтрационного водообмена (Nин) используется формула Nин = FU T / Vn mn, (7.3) где F — поперечное сечение древнего потока подземных вод;

U — скорость этого потока;

Т — длительность инфильтрационного этапа (по данным абсолютной геохронологии), Ориентировочная стоимость древнего потока подземных вод может быть определена на основе анализа перепада палеонапоров, выявленных по данным о гипсометрическом положении области питания и зоны разгрузки.

При отсутствии этих материалов можно вое пользоваться величинами скоростей движения в аналогичных современных геологических бассейнах, исходя из принципа актуализма (см. табл. 6.5), или данным о водопроницаемости отложений в зависимости от стадии литогенеза (см. табл. 6.6).

Определение интенсивности водообмена на элизионных и ин фильтрационных этапах и последовательности этих этапов во вре мени имеет существенное значение для понимания процессов неф-теобразования. На элизионных этапах гидрогеологической истории в результате уплотнения осадков вместе с седиментационными водами или при термодегидратации минералов с возрожденными водами в коллектор поступают и углеводороды.

Следовательно, чем интенсивнее элизионный водообмен, тем большее количество углеводородов участвует в процессе нефтеобразования и нефтега-зонакопления. На инфильтрационных этапах гидрогеологической ис тории происходит преимущественно переформирование скоплений углеводородов или же их деструкция, связанная с процессами окисления углеводородов за счет поступления в водоносные горизонты метеорных вод, обогащенных различными окислителями. Поэтому чем выше показатель интенсивности инфильтрационного обмена, тем в больших масштабах могли протекать процессы деструкции углеводородов в прошлом.

Нельзя забывать, что вода является практически единственной транспортирующей средой для углеводородов. Поэтому палеогидро геологические реконструкции играют важную роль при оценке перспектив нефтегазоносности особенно огромных бассейнов, типа Западно-Сибирского [2]. Такое же важное значение палеогидроге-ологические реконструкции имеют и при изучении геологической истории становления рудных месторождений [1].

Наряду с учением о гидрогеологической цикличности водообмена при палеогидрогеологических исследованиях особое значение имеет установленная для современных гидрогеологических бассейнов связь состава седиментационных вод с типами геологических формаций, отражающая в своей основе историю становления геохимии под земных вод. Большой вклад в разработку этой проблемы внесли Е.А. Басков, И.К. Зайцев, Л.Н. Капченко, Е.В. Пиннекер, А.Е. Ходьков и др. Особенно большое различие отмечается между составом вод галогенных, карбонатных, терригенных морских и терригенных континентальных формаций (табл. 7.1).

Причины этого явления рассмотрены ранее (см. раздел 5.4.3).

Следовательно, литолого-фациальные особенности региона позволяют восстанавливать не только коллекторские свойства водоносного комплекса, тип гидрогеологической структуры, но и дать первое представление о степени минерализации и химическом составе седиментационных вод, гидрогеохимической зональности бассейна и т.д.

Естественно, что при этом необходимо учитывать эволюцию состава вод, протекающую при ее взаимодействии с горными по Таб лица 7. Связь геохимических типов воды с главными геологическими форма циями (по Е.А. Баскову, с изменениями) Геологическая Общая Преобладающий формация минерализация, г/л состав воды HCO3 -Ca-Na и Терригенные 3, континентальные* HCO3 -SO4 -Na Терригенные морские 10-30 Cl-Na Карбонатные 30-50 Cl-Na Cl-Na-Ca и Cl-Ca Галогенные * В гумидных районах родами вследствие равновесно-неравновесного характера этой системы (см.

раздел 5.2).

В качестве гидрогеохимических показателей генезиса и истории подземных вод могут служить также некоторые коэффициенты, характеризующие количественные соотношения между различными компонентами состава вод:

хлор-натриевый, хлор-бромный и др.

Если хлор-натриевый коэффициент (в эквивалентном выражении) выше 0,87, то воды являются либо малометаморфизованными инфильтрационными, либо, если их минерализация резко повышена, инфильтрационными, но растворяющими соль. Если этот коэффициент значительно ниже 0,87, то воды являются седиментационными с высокой степенью метаморфизма. Тем самым в общих чертах выявляется эволюционная направленность изменения состава воды.

Величина хлор-бромного коэффициента приблизительно равная 300, в общем аналогична величине хлор-натриевого — 0,87. Отличие заключается в том, что хлор-бромный коэффициент иногда может аномально понижаться под влиянием поступления в воды биогенного брома из органических веществ.

Французский гидрогеолог А. Шеллер предложил использовать для определения генезиса вод также коэффициент хлоридно-щелоч-ного неравновесия: для морской воды он равен 0,129, для седимен-тационной воды или сильно метаморфизованной инфильтра'ционной воды он выше 0,129, для инфильтрационной воды этот.коэффициент может быть ниже 0,129 и даже ниже нуля, т.е. коэффициент Шеллера 0,129 соответствует хлор-натриевому коэффициенту 0,87 и хлор-бромному 300.



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 12 |
 





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

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