Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

151

Наличие взвесей является крайне редким для подземных вод, поэтому обыч-

но для их оценки с этой точки зрения пользуются показателем «прозрач-

ность», величина которого обратна мутности. При ориентировочной оценке

прозрачность выражается предельной высотой столба воды (в см) в градуи-

рованном цилиндре с плоским дном, при которой возможно чтение стандарт-

ного шрифта, расположенного на расстоянии 4 см от дна цилиндра.

Цветность. Подземные воды обычно бесцветны. Окраску от слабо-

желтой до бурой придают воде гуминовые и фульвокислоты, а также их

растворимые соли, в первую очередь гуматы и фульваты окисного железа.

Цветность определяют фотометрически в градусах цветности по шкале

стандартных растворов.

Запах и вкус воды зависят от содержания в ней газов, минеральных и

органических веществ и могут быть как естественного, так и искуствен-

ного происхождения. Определение интенсивности запаха и вкуса прово-

дится органолептически при температурах 20 и 60°С и оценивается по

пятибалльной системе (0 – нет, 1 – очень слабый, 2 – слабый, 3 – замет-

ный, 4 – отчетливый, 5 – очень сильный).

Таблица 8

Классификация подземных вод по температуре

Типы вод

Степень

нагретости

Шкала темпера-

туры, °С

Физические и биохимиче-

ские критерии темпера-

турных границ

Переохлаж-

денные

Исключительно

холодные

ниже 0 Переход в твердое состоя-

ние

Холодные Весьма холодные 0–4

3,98°С – температура мак-

симальной плотности воды

То же Умеренно хо-

лодные

4–20 Единица вязкости (санти-

пуаз) определена при тем-

пературе 20°С

Термальные Теплые 20–37 Температура человеческо-

го тела около 37°С

То же Горячие 37–50 Оптимальная температура

для роста бактерий

То же Весьма горячие 50–100 Переход в парообразное

состояние

Перегретые Умеренно

перегретые

100–200 Термометаморфизм (гид-

ролиз карбонатов с выде-

лением СО

генерация

абиогенного H

То же

Весьма

перегретые

200–375

Процессы углефикации

органического вещества и

углеводородов

152

Плотность чистой воды при 25°С и давлении 101,325 кПа составляет

0,99797 г/см

. Она меняется в зависимости от температуры, давления, ко-

личества растворенных, взвешенных веществ и газов. Определение плот-

ности воды всегда проводят при точно измеренной температуре (ориенти-

ровочно при помощи ареометра, точно – весовым методом).

Вязкость (внутреннее трение) имеет большое значение для процесса

фильтрации, особенно в слабопроницаемых породах. Единицей динами-

ческой вязкости в системе СИ служит 1 паскаль/секунда (1 Па/с). В гидро-

геологической литературе до последнего времени употреблялась единица

вязкости 1 сантипуаз ( сП = 10

Па⋅

⋅⋅

⋅с), для которой эталоном является вяз-

кость чистой воды при 20°С.

Температура подземных вод (табл. 8) является одним из важнейших

показателей генезиса и глубины их циркуляции. Диапазон изменения из-

вестных температур природных вод на Земле составляет около 400°С(от –

5°С и ниже в районах развития многолетнемерзлых пород; до 100°С и

более в гейзерах вулканических областей и до 350–370°С в глубинных

субаквальных источниках океанических впадин, например, в так называе-

мых «черных курильщиках»).

Электропроводность. Подземные воды в зависимости от содержания

тех или иных количеств электролитов обладают различной электропро-

водностью. Она составляет от 3–10

-5

до 3–10

-3

Ом⋅

⋅⋅

⋅м.

Радиоактивность подземных вод определяется содержанием в них рас-

творенных соединений урана, радия, а также инертных газов, нерадиоактив-

ного гелия и радона, являющегося эманацией радия. Единицей радиоактив-

ности в системе СИ является беккерель (Бк). Содержание гелия в подземных

водах в последние годы стало объектом пристального изучения. Гелий, пред-

ставляющий собой продукт распада радиоактивных элементов, непрерывно

образуется в земной коре и мигрирует к поверхности по зонам трещиновато-

сти. В процессе гелиевой съемки хорошо маркируются разломы земной коры

и узлы их пересечений, выявляются особенности строения фундамента и пе-

рекрывающих отложений. Гелий используется так же, как индикатор при

поисках месторождений радиоактивных минералов.

Химический состав подземных вод. Понятие «химический состав

подземных вод» означает совокупность содержащихся растворенных ми-

неральных и органических соединений за исключением тех, из которых

состоит живое вещество. Поразительно, что основой химического состава

всего многообразия природных вод Земли (дождевых, речных, морских,

океанических, подземных) является весьма ограниченный набор ионов.

Одно- и многоатомные ионы, входящие в этот набор, образованы пре-

имущественно высококларковыми элементами, природные соединения

которых в литосфере обладают наибольшей растворимостью. Это анионы:

153

, SО

, НСО

, СО

, катионы: Na

, Mg

, Са

, К

, а также кремнекис-

лота H

SiО

, которая присутствует в подземных водах преимущественно в

молекулярной форме. Перечисленные ионы, являющиеся типичными для

большинства природных, в том числе подземных вод и, как правило, пре-

обладающие в их составе, называют

макрокомпонентами. В меньших

количествах (обычно первые мг/дм

) присутствуют в химическом составе

воды, и редко являются преобладающими такие ионы, как NH

, Fe

и др. Их называют мезокомпонентами.

Интегральными характеристиками общего количества вещества в под-

земных водах являются расчетные величины: минерализация и сумма

ио-

нов, а также определяемый экспериментально сухой остаток.

Минерализация (г/дм

, г/кг,) – суммарная масса растворенных твердых

минеральных веществ в единице объема или массы воды (табл. 9).

Сумма ионов – то же, но чаще в мольном (эквивалентном) выражении,

вычисляется суммированием ммоль/дм

(мг⋅

⋅⋅

⋅экв/л) веществ, определенных

химическим анализом.

Сухой остаток – масса нелетучих (при 110 или 180°С) минеральных и

органических соединений, отнесенная к единице объема – определяется

взвешиванием осадка, полученного при выпаривании и последующем вы-

сушивании определенного объема воды.

Таблица 9

Классифиикация подземных вод по степени минерализации

Группа вод Минерализация, в г/кг

1. Пресные

а) весьма мягкие

б) мягкие

в) жесткие

2. Соленые

а) слабосоленые

б) среднесоленые

в) сильносоленые

3. Рассолы

а) весьма слабые

б) слабые

в) крепкие

г) весьма крепкие

д) сверх крепкие

до 1

до 0,1

0,1–0,5

0,5–1

1–35

1–3

3–10

10–35

35–70

70–140

140–270

270–350

> 350

Водородный показатель (рН) дает представление об общем щелочно-

кислотном состоянии воды и, как и минерализация, является одной из ее

важнейших интегральных характеристик. От щелочно-кислотного состоя-

154

ния воды зависят многие гидрохимические процессы: осаждение и рас-

творение, миграционная способность, характер микрофлоры и т. д.

Водородный показатель представляет собой десятичный логарифм

концентрации водородных ионов, взятый с обратным знаком:

pH = – lg[H

]

Окислительно-восстановительный потенциал (Eh) воды характеризу-

ет соотношение окисленных и восстановленных форм всех содержащихся

в ней элементов переменной валентности и является важнейшей инте-

гральной характеристикой состава воды. Из таких элементов для химиче-

ского состава подземных вод наибольшее значение имеют: сера (-2, +2,

+4, +6), железо (+2, +3), азот (-3, +3, +5), марганец (+2, +3, +4), фосфор

(+3, +5) и др.

Жесткость воды обусловлена наличием в ней соединений кальция и

магния. Различают 5 видов жесткости: общую, карбонатную, некарбонат-

ную, устранимую (временную), неустранимую (постоянную).

Количест-

венной мерой общей жесткости является сумма миллиграмм-эквивалентов

кальция и магния в единице объема.

Классификации подземных вод по химическому составу. До настоя-

щего времени не существует универсальной, генетически обоснованной

классификации состава подземных вод, учитывающей все многообразие

ее ингредиентов в различных формах и состояниях.

Среди общих классификаций подземных вод по химическому составу

В.С.Самарина выделяет две крупные группы:

1) чисто химические;

2) с элементами генетической основы.

К первой группе относятся классификации, базирующиеся на принци-

пе «преобладающих ионов», для которых основным классификационным

признаком является фактическое содержание компонентов состава без

какой-либо генетической интерпретации. Примером второй группы явля-

ется классификация В.А.Сулина для нефтяных вод, в соответствии с кото-

рой типы химического состава выделяются по значениям специально вы-

численных коэффициентов – соотношений ионов (

r). При этом наимено-

вания четырех основных химических типов воды не соответствуют факти-

ческому химическому составу.

К сульфатно-натриевому (I) и гидрокарбонатно-натриевому (II) хими-

ческим типам относятся воды со значениями коэффициента «

r» = (Na–

Cl)/rSO

меньше или больше 1. Хлормагниевый (III) и хлоркальциевый

(IV) типы характеризуются соответственно меньшим или большим 1 зна-

чениями коэффициента

r = (С1–Na)/rMg,

Классификация О.А.Алекина, разработанная для природных вод и

применяемая к подземным, имеет промежуточный характер, поскольку

155

вода относится к определенным классу и группе в соответствии с преоб-

ладающими анионом и катионом, а далее по коэффициентам к одному из

четырех (I–IV) генетических типов (рис. 36).

Рис. 36. Классификация природных вод по химическому составу О.А.Алекина

Типы химического состава (ммоль/дм

): I – HCO

–

> Ca

+Mg

; II – HCO

–

+Mg

< HCO

–

+ SiO

2–

; III – HCO

–

+ SiO

2–

< Ca

+Mg

; IV – HCO

–

(кислые)

В общем, основными ингредиентами химического состава являются:

1) растворенные минеральные вещества;

2) органические вещества;

3) газы;

4) изотопы;

5) антропогенные компоненты-загрязнители.

Растворенные минеральные вещества в первую очередь представле-

ны макрокомпонентами (хлор-ионом, сульфат-ионом, натрий-ионом,

калий-ионом, магний-ионом и кремнекислотой).

Хлор-ион, преобладает в составе морских и океанических вод и, участ-

вуя в процессах седиментации и галогенеза (солеобразования в лагунных

условиях), является основным анионом седиментационных вод артезиан-

ских бассейнов и вод, формирующихся в результате растворения соляных

толщ и засоленных пород. Он может поступать в воды с вулканическими

эксгаляциями и при разрушении газово-жидких микровключений в маг-

матических породах, содержащих хлоридные рассолы. Некоторое количе-

ство хлора содержится в атмосферных осадках особенно вблизи морского

и океанического побережья. Наконец, огромные количества хлора посту-

пают в подземную гидросферу с бытовыми и промышленными стоками.

156

Содержание хлора в подземных водах характеризуется максимальным

разбросом – от тысячных долей г/дм

до 340-360 г/дм

в рассолах.

Сульфат-ион поступает в подземные воды при растворении сульфат-

содержащих минералов: гипса (CaSO

⋅2H

O), ангидрита (CaSO

), мираби-

лита (Na

⋅10Н

О), глауберита ([Na

Ca(SO

)

]

) и др. Одним из источ-

ников сульфат-иона

являются атмосферные осадки, поскольку при сжига-

нии угля, всегда содержащего сульфиды, или при единовременных вы-

бросах сернистого газа промышленными предприятиями, в атмосфере

образуется серная кислота значительной концентрации (кислотные дож-

ди). Аналогичные следствия могут иметь извержения вулканов. Содержа-

ние сульфат-иона в подземных водах изменяется от первых мг/дм

до не-

скольких десятков г/дм

Гидрокарбонат- и карбонат-ионы, свободная углекислота представляет

собой так называемую систему компонентов карбонатного равновесия:

СО

(газ) + Н

О Н

СО

 Н

+ НСО

 2Н

+ CO

1%______________99%

свободная углекислота

Компоненты карбонатной системы поступают в подземные воды при

растворении с участием углекислоты атмосферного, биохимического,

термометаморфического генезиса слаборастворимых карбонатных мине-

ралов – кальцита (СаСО

) и доломита (СаМg(СО

)

Натрий-ион, как и хлор прекрасно мигрирует и накапливается в под-

земных водах, в том числе в рассолах. Содержание натрия в питьевых

водах не должно превышать 0,2 г/дм

. Существуют нормативы и для оро-

сительных, технических и других вод.

Калий-ион, в отличие от натрия, активно участвует в биохимических

процессах, легко сорбируется, быстро связывается в труднорастворимые

соединения в коре выветривания, захватываясь кристаллической решет-

кой глинистых минералов. Поэтому, его содержание в верхней части гид-

рогеологического разреза, незначительно. В рассолах его концентрации

составляют десятки и даже сотни г/дм

Кальций-ион поступает в воды при растворении кальцита, доломита,

гипса, гидролитическом разрушении плагиоклазов, т.е. минералов с отно-

сительно слабой растворимостью. Он участвует в биохимических процес-

сах и хорошо сорбируется. В связи с этим он может преобладать в кати-

онном составе гидрокарбонатных подземных грунтовых вод при содержа-

нии до 0,4 г/дм

Магний-ион в подземных водах очень редко является преобладающим,

он характеризуется довольно слабой миграционной способностью и прак-

тически не накапливается, несмотря на высокую растворимость его суль-

фатных и хлоридных соединений. Причинами этого являются его высокие

157

сорбционные и гидратационные свойства, участие в биохимических про-

цессах и т.п. Природные карбонаты магния (доломит, магнезит) малорас-

творимы, в связи с чем магний, наряду с кальцием, может являться одним

из основных компонентов состава слабоминерализованных грунтовых вод

гидрокарбонатного состава. В рассолах содержание магния, как правило,

не превышает нескольких десятков г/дм

Наиболее распространенными газами в подземных водах являются кисло-

род (О

), углекислота (СО

), сероводород (Н

S), водород (Н

), метан (СН

тяжелые углеводороды, азот (N

) и благородные газы. Газы в подземных во-

дах находятся как в растворенном состоянии, так и в свободном виде. При

уменьшении давления растворенные газы могут переходить в свободные.

Кислород преимущественно имеет атмосферное происхождение. В

подземных водах он находится в виде растворенных молекул, содержание

которых изменяется от 0 до 15 мг/л. В основном кислород обнаруживает-

ся в подземных водах зоны аэрации, грунтовых водах и сравнительно не-

глубоко залегающих водах артезианских водоносных горизонтов. С глу-

биной его содержание в подземных водах постепенно убывает. Кислород,

растворенный в воде, является окислителем для всех веществ, обладаю-

щих переменной валентностью и находящихся в растворе.

Углекислота, так же как и кислород, поглощается подземными водами

из воздуха атмосферы и, кроме того, она образуется при биохимических и

химических процессах, протекающих в толщах горных пород коры; она

также выделяется при вулканических извержениях и метаморфических

процессах. Содержание свободной углекислоты в подземных водах убывает

сверху вниз. Согласно взглядам В.И.Вернадского, граница распространения

свободной углекислоты находится значительно ниже нижней границы при-

сутствия в подземных водах кислорода. Подземные воды, содержащие сво-

бодную углекислоту, в количестве более равновесного, обладают свойством

агрессивности по отношению к карбонатным породам, т. е. она приобретает

способность выщелачивать, а значит, и разрушать горные породы.

Сероводород накапливается в подземных водах преимущественно в

результате восстановления сульфатов углеводородами в процессе жизне-

деятельности десульфирующих анаэробных бактерий или в условиях вы-

соких температур и давлений. Обычно содержание сероводорода в под-

земных водах редко превышает 50 мг/л; только в водах отдельных газо-

нефтяных месторождений (Краснокамск, Туймазы, Бугуруслан и др.) его

содержание достигает 1000–2000 мг/л. Сероводород, растворенный в под-

земных водах, служит восстановителем для всех рудообразующих эле-

ментов, обладающих переменной валентностью.

Водород накапливается в подземных водах в процессе диссоциации воды

и при разложении органических веществ, а также при гидролизе солей тяже-

158

лых металлов (сульфатов железа, меди, алюминия и др.) в зонах окисления

сульфидных руд. Кроме того, свободный водород выделяется в районах со-

временной вулканической деятельности. Концентрация ионов водорода в

природных водах колеблется в широком диапазоне – от 10

-4

до 10

-9

. Атомар-

ный водород активнее молекулярного. При обычных условиях он соединяет-

ся со многими элементами (S, Р, Аs и др.), восстанавливает окислы металлов

(Сu, Рb, Аg и др.) из их солей и вступает в другие химические реакции.

Критерии генетических типов подземных вод. В природных усло-

виях нередко очень трудно определить генезис подземных вод, так как по

общей минерализации и составу основных анионов и катионов инфильт-

рационные воды атмосферного генезиса иногда близки к седиментацион-

ным водам морского генезиса. Например, воды выщелачивания и раство-

рения каменной соли имеют общую минерализацию до 300 г/л и хлорид-

ный натриевый состав, т. е. аналогичны глубоким водам смешанного со-

става или морского генезиса. Однако при более тщательном изучении

можно установить по некоторым признакам их существенные различия. К

ним относятся особенности микрокомпонентного состава, характер рас-

творенных газов, а также различия в соотношениях близких по физико-

химическим свойствам элементов.

Для установления генезиса и условий формирования подземных вод

важное значение придается коэффициентам пропорциональности:

rNа/rСl, Сl/Вr, Са/Sr, Вr/I и некоторым другим. Причем, при вычислении

отношения

Na/Cl, натрий и хлор берутся в мг-экв, на что указывает ин-

декс

r; для определения остальных коэффициентов пропорциональности

элементы берутся в мг/л.

Большинство коэффициентов являются результатом отношения эле-

ментов, близких по физико-химическим свойствам, так как они находятся

в одном ряду или группе Периодической системы элементов. При сопос-

тавлении коэффициентов пропорциональности, за исходные берутся от-

ношения, свойственные для вод океана. Для океанической воды отно-

шения равны:

,85,0

rCl

rNa

= ,300

≈

≈≈

≈ ,33

≈

≈≈

≈ .1300

≈

≈≈

≈

В зависимости от вида изменений вод морского генезиса значения коэф-

фициентов существенно колеблются. В значительной степени коэффициенты

пропорциональности изменяются при наличии инфильтрационных и седи-

ментационных вод или на участках обогащения подземных вод тем или иным

элементом. Так, например, в водах выщелачивания атмосферного генезиса

обычно

rNa/rCl > 0,85, изменяясь в пределах от 1 до 2; Сl/Br > 300, в том чис-

ле и при разрушении залежей каменной соли, а также и для вод внутриконти-

нентальных морей (для вод Аральского моря отношение

Сl/Br изменяется от

159

2071 до 2187);

Са/Sr ≈ 200. В седиментационных водах морского генезиса

отношение

rNа/rСl < 0,85; Сl/Br < 300; Са/Sr ≈ 33.

Кроме указанных отношений большое значение при установлении гене-

тического типа подземных вод имеет состав растворенных в них газов.

Следует подчеркнуть, что определить генетический тип подземных вод

можно только, использовав комплекс показателей: состав воды, значения

коэффициентов пропорциональности и состав растворенных в воде газов.

Учитывая сказанное, для вод, которые располагаются в основном в зоне

окислительной обстановки, характерны следующие показатели: газы N

, СО

атмосферного генезиса; rNa/rCl > 0,85, Сl/Br >> 300, Сl/Вr ≈ 300,

Са/Sr ≈ 200. Для вод, залегающих преимущественно в зоне восстанови-

тельной обстановки, показательны газы СН

, Н

S, N

, СО

; rNа/rСl < 0,85,

Сl/Br << 300, Са/Sr ≈ 33.

Подземные воды метаморфического и магматического генезиса в чистом

виде не установлены и поэтому изолированно они не изучались. Обычно эти

воды смешиваются с водами атмосферного или морского генезиса, поэтому

для них еще невозможно рекомендовать какие-либо конкретные показатели.

Следует только отметить, что для вод этих типов показательными являются

сравнительно высокая температура, относительно небольшая минерализация,

они насыщены углекислым газом метаморфического генезиса (углекислые

термальные воды) или азотом (азотные термы), нередко имеют повышенное

содержание кремнекислоты, мышьяка и бора.

Кроме отмеченных выше показателей основных генетических типов

подземных вод, в последнее время в практику внедряются перспективные

показатели, связанные с изучением стабильных и радиоактивных изотопов

в природных водах. В частности, данные, по определению изотопных соот-

ношений водорода и кислорода в подземных водах являются надежной ос-

новой оценки их генезиса и степени водообмена с поверхностными водами.

§29. Строение подземной гидросферы (геогидросферы)

Подземная гидросфера сверху ограничена поверхностью земли, ниж-

няя ее граница достоверно не установлена. Одни исследователи считают,

что ее условно можно провести на глубине 12–16 км, т.е. на глубинах

распространения критических температур воды (374–415°С), где скопле-

ние последней в жидком состоянии невозможно. Другие полагают, что

подземная гидросфера распространяется до глубин, превышающих 70–

100 км. Причем, положение ее нижней границы изменяется в различных

геотектонических областях. В целом, строение подземной части гидро-

160

сферы, количество воды, содержащееся в горных породах и ее фазовое

состояние определяются:

• термодинамическими условиями разреза земной коры;

• строением и историей геологического развития ее основных струк-

турных элементов;

• составом и свойствами горных пород в верхней части разреза.

В гидрогеологическом разрезе земной коры сверху вниз от поверхно-

сти земли выделяются следующие зоны:

1) зона аэрации;

2) криолитозона;

3) зона насыщения (полного насыщения);

4) зона переуплотненного водяного флюида;

5) зона жидко-пластичного водного раствора силикатов и алюмосили-

катов;

6) зона диссоциированных молекул воды.

Зона аэрации – представляет собой верхнюю не полностью насыщен-

ную (ненасыщенную) водой часть разреза горных пород, мощность которой

изменяется от первых сантиметров (метров) на равнинных участках терри-

тории до 200–250 м и более на интенсивно расчлененных междуречных

пространствах горных районов (рис. 37). Верхней границей зоны аэрации

является поверхность земли, нижней – поверхность (уровень) подземных

вод первого водоносного горизонта. Через зону аэрации осуществляется

тесная связь подземных вод с атмосферой; дождевые и талые воды проса-

чиваются вглубь и пополняют ресурсы подземных вод. В засушливых об-

ластях через зону аэрации происходит испарение подземных вод при их

залегании на глубинах менее 3 м. Интенсивность инфильтрации вод с по-

верхности и испарение подземных вод в определенной степени зависят от

строения зоны аэрации, литологических особенностей слагающих ее пород

и физико-географических условий местности. Значение зоны аэрации в пи-

тании грунтовых вод и их расходование на испарение чрезвычайно велико.

Вода в почвенном слое. Как уже отмечалось, выпадающие на поверх-

ность земли атмосферные осадки расходуются на поверхностный сток, ис-

парение и инфильтрацию. Часть инфильтрующихся осадков задерживается

в почве и идет на питание растений, а часть проникает глубже и достигает

уровня подземных вод. Величина инфильтрации осадков обуславливается

водопроводимостью почвы и нижележащих слоев горных пород. Чем ниже

водопроницаемость почвы, тем меньше воды она поглощает в единицу

времени и тем большее количество осадков расходуется на поверхностный

сток и испарение. Водопроницаемость почвы и подпочвенных слоев зави-

сит от их состава и структуры. Наибольшее количество осадков поглощают

песчаные почвы, поэтому и сток с поверхности песчаных массивов мини-