Text
                    В. А. КИРЮХИН
А. И. КОРОТКОВ
А. Н. ПАВЛОВ
ОБЩАЯ
ГИДРОГЕОЛОГИЯ
Допущено
Министерством высшего и среднего специального образования СССР в качестве учебника для студентов геологоразведочных и горных вузов, обучающихся по специальности . «Гидрогеология и инженерная геология»
ЛЕНИНГРАД «НЕДРА» ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ 1988
ББК 26.326
К 43
УДК 551,49(075.8)
Рецензенты:
1. Кафедра гидрогеологии и радиогидрогеологии Московского геологоразведочного института им. С. Орджоникидзе.
2. Д-р геол.-минерал, наук проф. В. П. Якуцеии (ВНИГРИ).
Кирюхин В. А., Коротков А. И., Павлов А. Н.
К 43 Общая гидрогеология: Учебник для вузов.— Л.: Недра, 1988.— 359 с.: ил.
ISBN 5-247-00004-8
Изложены методологические основы общей гидрогеологии, показана роль подземных вод в структуре гидросферы, рассмотрены фундаментальные свойства подземной гидросферы, характеристика гидрогеологических систем и геофизических полей, физические и химические формы массопере-носа в системе вода—порода, а также простраиствеиио-времеииые формы ее существования. Приведены гидрогеологические классификации, понятия о месторождениях подземных вод, принципы и методы гидрогеологических исследований. Отражены задачи по рациональному использованию водных ресурсов в народном хозяйстве и охране подземных вод от истощения и загрязнения.
Для студентов гидрогеологической и инженерно-геологической специальности горных и геологоразведочных вузов. Может быть полезен для широкого круга специалистов — гидрогеологов, геологов, геохимиков, занимающихся изучением подземных вод.
К 1904060000-334 141_88	ББК 26.326
043(01)—88
ISBN 5-247-00004-8	© Издательство «Недра», 1988
ПРЕДИСЛОВИЕ
Стратегия глубоких преобразований в народном хозяйстве, которая проводится в нашей стране, интенсификация производства требуют дальнейшего развития геологических исследований, расширения и эффективного использования минерально-сырьевой базы. Особо важное значение приобретают проблемы изучения подземных вод в связи с их комплексным использованием, охраной от загрязнения и истощения, оценкой их влияния на условия строительства и эксплуатации сооружений, мелиорации и освоения земель.
Специальность «Гидрогеология и инженерная геология» была организована в нашей стране в 1929 г. За время подготовки специалистов такого профиля издано около 20 учебников по общей гидрогеологии, в которых изложены современные методологические основы обучения, системного подхода в изложении материала, главные понятия и формулировки. Среди основополагающих учебников по общей гидрогеологии, подготовленных советскими учеными, следует выделить учебники Ф. П. Саваренского [1935 г.], О. К. Ланге [1950 г.], А. М. Овчинникова [1955 г.], на которых училось несколько поколений студентов довоенной и послевоенной поры. Из последних учебников наибольшей полнотой отличаются «Общая гидрогеология» П. П. Климентова и Г. Я. Богданова [1977 г.], предназначенный для студентов геологоразведочных специальностей технических вузов, и «Гидрогеология» под редакцией В. М. Шестакова и М. С. Орлова [1984 г.}," подготовленный для студентов геологических специальностей.
Существенные сдвиги в развитии гидрогеологии и ее методологии нашли отражение в новой программе по общей гидрогеологии, утвержденной Минвузом СССР в 1984 г. Предлагаемый учебник составлен в соответствии с этой программой и поэтому существенно отличается от ранее опубликованных. Его задача состоит прежде всего в том, чтобы на основе последних достижений наук о Земле сформировать гидрогеологическое мировоззрение будущего инженера-гидрогеолога, показать ему, что подземные воды — это часть Земли и в этом смысле явление планетарное, которое необходимо рассматривать на фоне геологического строения и истории геологического развития нашей планеты.
В учебнике показано, что гидросфера является общеземной системой и представляет собой одну из оболочек Земли, а подземные воды занимают важное место в структуре гидросферы. Высокая подвижность подземных вод определяет их исключительную роль в геологических процессах, происходящих в земной 1*	3
коре. В частности, движение подземных вод отражает проявление общих для Земли законов движения масс в гравитационном, электромагнитном и тепловых полях планеты.
Важная задача учебника — знакомство будущего специалиста с основным понятийным содержанием гидрогеологии, системным подходом к изучению гидрогеологических объектов, гидрогеологической систематикой и классификациями, основными гидрогеологическими процессами и закономерностями, некоторыми методами исследований подземных вод, вопросами охраны подземных вод от истощения и загрязнения.
В учебнике материал подается в такой последовательности: от методологических вопросов к общепланетарным закономерностям, от них к формам взаимодействия в системе вода — горная порода и через пространственно-временные формы этой системы к ее классификациям как средству познания.
Методы решения задач, связанных с курсом «общая гидрогеология», изложены в учебных пособиях, подготовленных кафедрой гидрогеологии МГРИ [1 и др.]. Поэтому изучение теоретических разделов курса должно сопровождаться проработкой методических материалов и решением задач, предлагаемых этими пособиями.
При подготовке учебника к изданию авторы использовали ряд ценных замечаний и советов от рецензентов — проф. И. К. Гавич и доктора геолого-минералогических наук В. П. Якуцени, что несомненно способствовало улучшению его содержания. Авторы искренне благодарят рецензентов за проделанную ими скрупулезную и очень полезную работу.
В написании гл. 5 и разд. 4.2 принимал участие доцент кафедры гидрогеологии Ленинградского горного института В. В. Антонов.
Учебник подготовлен на кафедре гидрогеологии Ленинградского горного института им. Г. В. Плеханова. Все замечания и предложения по нему авторы просят направлять по адресу: 199026, Ленинград, В. О., 21 линия, д. 2, Горный институт, кафедра гидрогеологии.
Глава 1
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ И МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ
ОСНОВЫ ОБЩЕЙ ГИДРОГЕОЛОГИИ
1.1.	ПРЕДМЕТ, НАУЧНЫЕ МЕТОДЫ И ЗАДАЧИ ГИДРОГЕОЛОГИИ
Гидрогеология, если раскрыть ее название, представляет собой науку о водах недр Земли. Объектом гидрогеологии являются подземные воды, т. е. воды, находящиеся ниже поверхности Земли (дна Мирового океана и водоемов). Эти воды находятся в тесной взаимосвязи с поверхностными водами, представляющими объект изучения другой науки — гидрологии. Исходя из сказанного, более правильно следует определять гидрогеологию, как науку о подземной гидросфере [5J.
Нахождение воды в недрах Земли подчинено геологическому строению территорий. Пласты пористых или трещиноватых горных пород образуют водоносные горизонты, по зонам тектонических нарушений вода может перетекать из одного водоносного горизонта в другой, на участках трещиноватых интрузивных или метаморфических пород формируются водоносные зоны и т. д. При этом вода всегда находится в тесном взаимодействии, в подвижном равновесии с вмещающими ее горными породами, с газами, с живым или погребенным в недрах органическим веществом. Всякое изменение физико-химических условий в недрах приводит к смещению равновесий, т. е. к изменению интенсивности или направленности процессов, с помощью которых осуществляется это взаимодействие. Предметом гидрогеологии является изучение системы вода—порода—газ—живое вещество.
В расширенном определении гидрогеология — это наука о подземной гидросфере, изучающая ее эволюцию, составные компоненты, протекающие в ней процессы, влияние на подземную гидросферу других оболочек Земли, закономерности пространственного распределения скоплений подземных вод, ресурсы, свойства, состав, режим подземных вод в связи с решением строительных, мелиоративных, экологических, поисковых, прогностических и других задач.
Гидрогеология состоит из ряда разделов, некоторые из них все больше и больше получают индивидуальное развитие и могут перерастать в самостоятельную научную дисциплину. Гидрогеологию целесообразно разделить на две основные составные части, определяющие соответственно ее теоретическое и методическо-прикладное содержание. К первой относятся общая гидрогеология, динамика подземных вод, гидрогеотермия, гидрогеохимия, палеогидрогеология, региональная гидрогеология.
5
Общая гидрогеология. Одна из задач этого раздела гидрогеологической науки состоит в том, чтобы определить место подземных вод в структуре нашей планеты, найти общие законы размещения и существования воды в ее недрах, установить роль воды в геологической истории Земли. С этого предмета начинается изучение гидрогеологических дисциплин. Поэтому при его изложении особое внимание уделяется знакомству с основными гидрогеологическими понятиями, параметрами системы вода—порода— газ—живое вещество. Основной проблемой общей гидрогеологии является построение геологической модели гидросферы Земли, которая бы достаточно четко определяла место подземных вод в истории планеты, отвечая при этом современному уровню науки и тем фактам, которые получены к настоящему времени как гидрогеологией, так и всем комплексом наук о Земле.
Такое понимание предмета общей гидрогеологии пришло не сразу. Поначалу общая гидрогеология рассматривалась как учебная дисциплина, в которой на первом этапе обучения даются краткие сведения из разных разделов гидрогеологии, т. е. введение в гидрогеологию [3, 4}. В первом томе «Основ гидрогеологии», опубликованном в 1980 г. под редакцией профессора Е. В. Пин-некера [5], общая гидрогеология рассматривается как самостоятельная научная дисциплина, имеющая свой круг гидрогеологических проблем. Такой же точки зрения придерживаются авторы учебника.
Динамика подземных вод (гидрогеодинамика). Решает задачи, связанные с различными формами движения подземных вод. В настоящее время наиболее хорошо разработанными являются вопросы так называемой фильтрации, определяемой перемещением макрообъемов воды в поле силы тяжести Земли в породах с различной структурой порового и трещинного пространства. Однако помимо фильтрации в природе широко развиты и другие формы движения подземных вод: конвекция, диффузия, осмос, адсорбционный перенос, которые в гидрогеологии изучены еще весьма слабо. Но в динамике подземных вод существуют и более глубокие проблемы, связанные, например, с основами теории фильтрации, построенной на представлении о сплошном потоке подземных вод, подменяющем реальный дискретный поток, определяемый сложной структурой порово-трещинного пространства вмещающих горных пород. До недавнего времени такая подмена вполне устраивала специалистов, хотя и имела, безусловно, свои трудности. В последние годы с усложнением задач, которые ставит перед гидрогеологией практика народнохозяйственного строительства, особенно с появлением задач, связанных с охраной окружающей среды, теория фильтрации все чаще и чаще не дает необходимых и надежных решений. Все острее появляется необходимость достаточно детально знать структуру проницаемого пространства, формирующую структуру реального подземного потока.
6
Гидрогеотермия. Температурное поле, в котором существуют подземные воды, характеризуется огромной амплитудой. Вода может присутствовать в расплавах горных пород в надкритических условиях при температуре более 374—450 °C и давлении в сотни мегапаскалей. Нижний предел соответствует температуре замерзания крепких рассолов; в зоне многолетней мерзлоты известны температуры подземных вод до —20 °C. Поскольку температура определяет физическое состояние и структуру воды, растворимость солей и газов, возможность существования живых организмов, ясно, что гидрогеотермия, наука об обмене теплом между водой и горными породами и закономерностях изменения температур подземных вод, является важнейшим разделом современной гидрогеологии.
Гидрогеохимия. Подземные воды всегда содержат разнообразные химические компоненты, находящиеся в растворе в молекулярной, ионной, коллоидной формах, а также в виде сложных комплексных соединений и газов. Изучением этих форм, условий их существования, появления и разрушения, классификацией подземных вод по химическому составу, генезисом этих классов, особенностями их размещения в земной коре и в более глубоких недрах Земли занимается гидрогеохимия. В этом разделе гидрогеологии центральным вопросом всегда был и остается вопрос формирования химического состава подземных вод вообще, а также подземных вод конкретных регионов. Проблема заключается в создании генетических моделей для гидрогеохимических задач разных классов.
Палеогидрогеология. Поскольку гидрогеология — наука геолого-историческая, все большее значение приобретает изучение истории формирования подземных вод как составной части литосферы. Воссоздание гидрогеологических условий, существовавших в прошлом в недрах Земли, которым занимается палеогидрогеология, помогает разобраться в современной гидрогеологической структуре регионов и механизмах, сформировавших месторождения подземных вод, нефти, солей, рудных полезных ископаемых.
Региональная гидрогеология. От всяких других вод на Земле подземные отличаются тем, что связаны с горными породами. А поскольку горные породы организованы в различные геологические структуры разного масштаба, то заниматься изучением подземных вод вне зависимости от этих структур, а попросту говоря, вне зависимости от геологических тел было бы методологически и физически неверно. Региональная гидрогеология как раз и занимается изучением пространственно-временных особенностей размещения воды в недрах Земли, связывая пространственную задачу с геологическими телами, а временную со стратиграфическим расчленением этих тел и с геохронологией самой воды, имея в виду время ее появления в данном геологическом теле и время, когда это тело она покидает по тем или иным причинам. Проблемным
7
вопросом Здесь является формирование подземных вод в различных структурно-геологических условиях. Несмотря на то, что принципы решения этой задачи к настоящему времени разработаны достаточно хорошо, здесь еще много принципиальных трудностей, в частности, связанных с появлением новых геологических концепций, например, рассматривающих механизм движения и деформации земной коры (гипотезы мобилизма, фиксизма и др.).
Надо сказать, что все фундаментальные разделы современной гидрогеологии тесно связаны между собой и эта связь составляет ее теоретическую основу.
Вторая группа разделов гидрогеологии определяется непосредственно запросами практики, промышленного, сельскохозяйственного производства и поэтому время от времени пополняется новыми направлениями. В нее входят: поиски и разведка подземных вод, мелиоративная гидрогеология, нефтяная гидрогеология, ги-дрогеохимические поиски полезных ископаемых, шахтная и рудничная (горнопромышленная) гидрогеология, охрана подземных вод( Каждое из названных направлений имеет специфическое практическое назначение и обеспечивает решение определенного круга задач, связанных с использованием, регулированием, удалением и охраной подземных вод, а также с поисками полезных ископаемых.
Гидрогеология использует широкий спектр разнообразных методов исследований, среди которых главное место занимают гидрогеологические— такие, как гидрогеологическая съемка, опытнофильтрационные и опытно-миграционные работы, режимные наблюдения за уровнем и притоком подземных вод, их свойствами и составом, лабораторные исследования. Вместе с тем для изучения подземных вод весьма часто используются различные геологические и географические методы исследований и наблюдений (геоморфологические, геохимические, геофизические, структурно-фациального анализа, гидрогеологические, морфометрические и другие), трансформированные применительно к гидрогеологическим целям. На службе гидрогеологии находятся различные методы фундаментальных наук — математики, физики, химии, биологии, использующиеся для изучения различных параметров подземных вод и гидрогеологических процессов, а также для обработки результатов исследований. Для анализа и оценки гидрогеологических явлений обязательно сочетание специальных методов исследований с методами точных наук. В последние годы в гидрогеологии широко применяются новые средства изучения вещества, такие как масс-спектрометрический и атомно-абсорбционный анализы, новые методы обработки информации с помощью ЭВМ, аналоговое и численное моделирование, системы автоматизированного контроля и наблюдения за подземными водами на Земле и из космоса. Все это значительно увеличило возможности изучения гидрогеологических условий.
8
Методологические основы гидрогеологии, как и других геологических дисциплин, базируются на естественно-историческом, геологического подобия и расчетном принципах. Естественно-исторический принцип позволяет изучить подземную гидросферу в исторической ретроспективе и перспективе, определить ее связи с другими оболочками Земли. Метод геологического подобия позволяет расчленять процессы на составляющие части, синтезировать отдельные элементы для выявления гидрогеологических закономерностей. Расчетный принцип позволяет давать количественную оценку гидрогеологических процессов или явлений.
Гидрогеология как наука с самого своего зарождения обеспечивала потребность общества в воде, занималась решением различных водохозяйственных задач. Это предопределяется широкими возможностями использования подземных вод, прежде всего для питьевого и технического водоснабжения, мелиорации земель, лечебных целей, получения химического сырья, тепла, энергии.
На основании проведенной в СССР гидрогеологической разведки общее водопотребление подземных вод достигло в 1982 г. 70—80 млн. м3/сут., в том числе для хозяйственно-питьевого водоснабжения городского и сельского населения 20—22 млн. м3/сут. В 62 % городов в качестве основного источника водоснабжения используют подземные воды. Это — Баку, Харьков, Ашхабад, Курск, Чита и многие другие. Согласно «Генеральной схеме комплексного использования и охраны водных ресурсов СССР* потребность в подземных водах в 1990 г. по сравнению с 1985 г. возрастет на 40 млн. м3/сут. К 2000 г. предстоит выполнить важнейшую задачу— перевести хозяйственно-питьевое водоснабжение страны преимущественно за счет использования подземных вод.
С огромным размахом в нашей стране проводится ирригационно-мелиоративное строительство: более двух третей ее территории находится в зоне недостаточного увлажнения, а значительные площади гумидной зоны требуют осушения. В 1982 г. площадь орошаемых земель в СССР достигла 18,4 млн. га, а осушенных — 13,3 млн. га. Для обоснования таких работ выполняется большой объем гидрогеологических исследований. Крупные гидрогеологические изыскания проведены для обводнения пастбищ. В Средней Азии и Казахстане 250 млн. га пастбищ получают воду из недр Земли. В соответствии с Продовольственной программой и Долговременной программой мелиорации земель только в двенадцатой пятилетке необходимо получить не менее 8 млн. м3/сут. подземных вод для орошения земель.
Важнейшими объектами гидрогеологических исследований последних лет являются районы БАМа, КАТЭКа, Южно-Якутского топливно-энергетического и промышленного комплекса, нефтегазоносных провинций Сибири, Нечерноземья РСФСР, сельскохозяйственного освоения на юге Сибири и Дальнего Востока, крупного гражданского, промышленного, гидротехнического и другого стро
9
ительства, освоения месторождений полезных ископаемых. Во многих из перечисленных районов происходит значительное изменение гидрогеологической обстановки: подъем или понижение уровня подземных вод, истощение и загрязнение водоносных горизонтов, повышение температуры в верхних слоях Земли, деградация мерзлоты и другие процессы. Все это требует оценки и прогноза возможных неблагоприятных явлений и выбора мероприятий для предотвращения их вредного действия. В принятии таких ответственных решений и обосновании их правильности важнейшая роль принадлежит гидрогеологам.
Наша страна исключительно богата гидроминеральными ресурсами— лечебными, термальными, промышленно-ценными. На ее территории установлены все основные типы лечебных вод, известные в мире. Их изучение, поиски новых месторождений целебных вод являются важной задачей гидрогеологов. В настоящее время эксплуатируется около 430 месторождений подземных минеральных вод, на базе которых функционируют санатории и бальнеолечебницы. Прогнозные ресурсы составляют для углекислых вод 16 м3/с, а для азотных термальных вод 40 м3/с.
Подземные воды, содержащие ценные компоненты, часто называют «жидкими рудами». Они являются важным сырьем для получения различных веществ, и в частности иода, брома, лития, бора, цезия, рубидия, стронция, вольфрама, германия и др., потребность в которых непрерывно растет.
Ресурсы самоизливающихся термальных вод с температурой 50—100 °C и минерализацией до 10 г/л составляют на территории СССР более 2 млн. м3/сут. На базе термальных подземных вод функционирует Паужетская ГеоТЭС на Камчатке. Проектируются новые геотермальные электростанции в разных районах страны. Потенциальные ресурсы парогидротерм с температурой 150— 250 °C на Камчатке и Курилах могут обеспечить работу ГеоТЭС мощностью 800—1000 МВт. Термальные воды широко используются для теплофикации городов и поселков, развития тепличнопарникового хозяйства (Грузия, Ставропольский край, Дагестан, Западная Сибирь, Камчатка и другие районы).
Итак, мы очень кратко рассмотрели характер задач и проблем современной гидрогеологии. Пожалуй, в настоящее время есть основания указать еще на два типа проблем, с которыми гидрогеология, если еще не сталкивается в полную силу, то, по всей видимости, столкнется в ближайшее время, это — проблемы международно-правовые и политические. Первые касаются запасов и охраны подземных вод горизонтов и комплексов, расположенных на территориях разных государств, вторые связаны с борьбой за запасы пресных подземных вод (по аналогии с борьбой за нефтеносные районы).
1.2.	КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ИЗ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ГИДРОГЕОЛОГИИ
Гидрогеология своими корнями уходит в далекое прошлое. Веками накапливался опыт поисков и эксплуатации подземных вод, расширялся диапазон их использования для различных целей — водоснабжения, лечения, извлечения полезных компонентов, получения тепла и энергии; разрасталась сфера изучения роли подземных вод в различных областях деятельности человека (мелиорация, строительство, разработка полезных ископаемых и др.). Таким образом, постепенно создавалась почва для возникновения гидрогеологии как науки, для появления специалистов в этой области. В истории развития гидрогеологии в нашей стране можно выделить три основных этапа.
Первый этап — зарождение и становление гидрогеологии как науки (до 80-х годов XIX в.). На этом этапе накапливались опыт практического использования подземных вод, гидрогеологическая информация, делались первые научные обобщения.
Первые сведения об изучении подземных вод в нашей стране относятся к XI—XIV вв. В них сообщается о строительстве водопроводов в Киеве и Новгороде, бурении скважин до глубины 170 м на пресные воды и рассолы, строительстве водосборных галерей (кяризов) в Средней Азии.
При Петре I проводятся первые водопроводы в окрестностях Петербурга и Москвы. По его указу были установлены санитарная охрана питьевых вод и поощрения за находку лечебных минеральных вод. В это время открываются первые курорты на Марциальных водах в Карелии (1718 г.) и затем в Липецке.
Многовековой опыт русского народа в деле поисков полезных ископаемых и подземных вод был обобщен в начале этого периода в трудах гениального русского ученого М. В. Ломоносова. Им были заложены основы учения о подземных («подземельных») водах как одной из отраслей геологии. В творениях Ломоносова высказываются блестящие идеи, касающиеся вопросов значения жидкой фазы подземных вод в рудообразовании, в жизни земной коры; подземные воды рассматриваются им как растворы, состав которых обусловлен воздействием воды на вмещающие ее горные породы; им высказаны соображения о связи подземных и поверхностных вод, об эволюции состава океанических вод. М. В. Ломоносовым в 1757 г. сделано очень важное обобщение о природе твердой фазы подземных вод. В «Слове о рождении металлов от трясения земли» М. В. Ломоносов писал о том, что мерзлые (льдистые) породы известны в Сибири как на севере, особенно вблизи Ледовитого океана, так и на юге в высоких горах на границе с Китаем. Промерзание земной коры он рассматривает как временное явление, «плод холодного внешнего воздуха». М. В. Ломоносов ясно представлял себе единство подземных вод, взаимо-
11
переходы твердой и жидкой их фаз во времени и намечал закономерности (зональность и поясность) в распределении и залегании мерзлой зоны земной коры.
По инициативе Петра I и позднее М. В. Ломоносова и Российской академии наук в разные районы России направляются научно-исследовательские экспедиции. Эти экспедиции собирают разнообразные сведения о стране. Отчеты экспедиций И. И. Лепехина, В. Ф. Зуева, Н. П. Рычкова, Н. Я. Озерецковского, И. В. Георги, С. П. Крашенинникова и многих других содержали наряду с изложением географического, геологического материала также описание подземных вод и минеральных источников России и сведения об их использовании. Работами В. Ф. Зуева было доказано влияние ландшафтно-климатических условий на формирование подземных вод, показано увеличение минерализации, жесткости грунтовых вод с севера на юг и юго-восток России — к зоне степей и полупустынь.
Необходимость тщательного изучения подземных вод и источников для практического их использования была ясна русским инженерам того времени и записана в Уставе первой русской горной школы — Петербургского горного училища (в настоящее время Ленинградский горный институт) в 1774 г.
На рубеже XVIII и XIX столетий известный минералог В. Се-вергин составляет сводку о минеральных водах России и дает первую классификацию минеральных вод по их химическим особенностям и температуре. К середине XIX в. создались первые общие представления об условиях залегания верхних горизонтов артезианских вод и установлены некоторые артезианские бассейны.
В этот период зародившаяся в недрах геологии наука о подземных водах начала оформляться в самостоятельную научную дисциплину. Этому способствовали такие достижения, как математические описания движения воды в пористой среде (закон Дарси, формулы притока воды к скважине), развитие представлений о происхождении подземных вод, об условиях залегания и особенностях их распространения, о химическом их составе.
Второй этап — оформление гидрогеологии в самостоятельную отрасль знаний (80-е годы XIX в. — 30-е годы XX в.). На этом этапе произошел качественный перелом в изучении подземных вод, получивший надежную геологическую основу, были созданы первые монографии и учебники по гидрогеологии, началась подготовка специалистов в этой области.
Начало этапа следует связывать с образованием Геологического Комитета (1882 г.), объединившего под своим началом геологов страны для целенаправленного изучения геологических и гидрогеологических условий разных ее районов.
Важную роль в определении содержания гидрогеологии и ее развитии как самостоятельного научного направления сыграли: А. П. Карпинский, И. В. Мушкетов, Н. А. Соколов, В. Д. Соколов
12
и особенно С. Н. Никитин. С. Н. Никитина можно по праву считать одним из основоположников отечественной гидрогеологии. Ои определил гидрогеологию как науку «о подземных водах, их происхождении, условиях залегания и распределении в недрах земных, их движении и выходах на поверхность в виде источников». Основным законом гидрогеологии, как подчеркивал С. Н. Никитин, является закон круговорота воды. Им и И. Ф. Синцовым была налажена система учета подземных вод и составлены указания и сводки по буровым на воду скважинам в России. С. Н. Никитин провел ряд крупных и важных работ по изучению геологического строения и подземных вод различных районов европейской части СССР.
В работах С. Н. Никитина были заложены основы современных представлений о гидродинамической и гидрохимической зональности артезианских бассейнов, о методах оценки их водного баланса. Ему принадлежит и первый опыт составления гидрогеологических карт.
Большое значение в разработке вопросов по режиму и зональности подземных вод, о влиянии растительности на грунтовые воды имели работы В. В. Докучаева и его учеников.
Чрезвычайно ценные материалы дали начатые Геологическим Комитетом в 1905 г. исследования Кавказских минеральных вод. Эти исследования, проводившиеся А. Н. Огильви, А. П. Герасимовым, Я. В. Лангвагеном, Н. Н. Славяновым, позволили опубликовать ряд крупных работ по вопросам каптажа и генезиса минеральных источников.
Развитию теоретических основ движения подземных вод способствовали капитальные работы Н. Е. Жуковского [1889 г.], А. А. Краснопольского [1912 г.], Н. Н. Павловского [1922 г.].
В течение первых двух десятилетий XX в. создается учение о «вечной» мерзлоте и подземных водах Сибири. Огромное значение в изучении геологии Сибири и ее подземных вод имели работы В. А. Обручева и его учеников. А. В. Львов в 1916 г. опубликовал крупную сводку по подземным водам в условиях «вечной» мерзлоты и положил начало новой ветви гидрогеологии — гидрогеологии области многолетней мерзлоты.
Наряду со сбором и описанием гидрогеологических материалов разрабатывались теоретические основы гидрогеологии. В конце XIX—начале XX в. читаются лекции сначала по отдельным разделам гидрогеологии (И. В. Мушкетов, С. Н. Никитин), а затем в виде самостоятельного курса для геологов, горняков, агрономов (П. Н. Чирвинский, А. Н. Семихатов, О. К- Ланге, А. Д. Стопне-вич). С конца 20-х — начала 30-х годов этот курс начали систематически преподавать в вузах Москвы, Ленинграда, Киева, Одессы, Новочеркасска, Ташкента, Томска. Началась подготовка инженеров-гидрогеологов в Московской горной академии (1928 г.), Ленинградском горном институте (1929 г.), Томском политехничес
13
ком институте (1930 г.), где были организованы специальные кафедры гидрогеологии.
В послереволюционный период стала более конкретной практическая направленность гидрогеологических исследований, которые выполнялись для решения различных народнохозяйственных задач — водоснабжения, строительства, ирригации, освоения месторождений полезных ископаемых. Появились первые сводки по гидрогеологии СССР — «Артезианские воды на Русской равнине» М. М. Пригоровского (1922 г.], «Артезианские и грунтовые воды Европейской части СССР» А. Н. Семихатова (1925 г.], карта грунтовых вод Европейской части СССР В. С. Ильина [1923 г.]. Составляются гидрогеологические очерки Казахстана, Поволжья, Туркмении, Узбекистана, Минусинского края.
Итоги развития отечественной гидрогеологии на втором ее этапе были подведены на первом Всесоюзном гидрогеологическом съезде, состоявшемся в Ленинграде в 1931 г.
Третий этап — превращение гидрогеологии в комплексную науку о подземной гидросфере (30-е годы XX в. — до настоящего времени). На этом этапе образовались и получили развитие самостоятельные разделы гидрогеологии, которая из учения о явлениях превратилась в науку о процессах и закономерностях.
Начало этапа ознаменовалось выходом монографии В. И. Вернадского «История природных вод» [1933—1936 гг.]. Академик В. И. Вернадский показал огромное разнообразие и единство природных вод, дал деление их по различным признакам (фазовому состоянию, положению в геосфере, солености, газовому составу и др.), указал на важную роль воды в геологической и геохимической истории Земли. Работами В. И. Вернадского были заложены начала гидрогеохимии.
П. И. Бутовым, М. М. Васильевским, Н. Ф. Погребовым, А. Н. Семихатовым, Г. Н. Каменским, Б. Л. Личковым, Н. И. Толстихиным, И. К- Зайцевым, К- И. Маковым, О. К- Ланге, Б. К- Тер-лецким были сделаны глубокие обобщения по гидрогеологии отдельных регионов СССР, установлены региональные гидрогеологические закономерности, которые были положены в основу структурно-гидрогеологического районирования нашей страны. М. М. Васильевский и Н. Ф. Погребов совместно с другими гидрогеологами дали первую схему гидрогеологического районирования всей территории СССР, основанную на геоструктурных признаках, а также первую сводную гидрогеологическую карту СССР [1941 г.]. Н. И. Толстихин опубликовал монографию «Подземные воды мерзлой зоны литосферы» [1941 г.], которая внесла важный вклад в изучение гидрогеологии районов развития многолетней мерзлоты.
Формирование основ гидрогеодинамики в нашей стране связано прежде всего с трудами Г. Н. Каменского. Большое значение для развития численных методов имели решения уравнений гидрогео
14
динамики с помощью приема «конечных разностей», предложенного Г. Н. Каменским [1940 г.]. Применение математических методов (аналитических, моделирования с помощью аналоговых устройств и ЭВМ) стало основным путем решения сложных гидрогеологических задач (Ф. М. Бочевер, Н. Н. Веригин, В. А. Мироненко, В. М. Шестаков и др.).
В 1943 г. академик Ф. П. Саваренский создал в АН СССР лабораторию гидрогеологических проблем, перед которой поставил крупную и комплексную задачу по изучению закономерностей формирования подземных вод. В ее решении в послевоенные годы принимали участие многие гидрогеологи. Так, на примере артезианских вод европейской части СССР ею занимались Н. К. Игнатович, А. И. Силин-Бекчурин, М. А. Гатальский, В. А. Кротова и др. Грунтовые воды с этих позиций изучали О. К- Ланге, Г. Н. Каменский, И. В. Гармонов, В. И. Духанина, В. Н. Кунин, а минеральные воды — Н. И. Толстихин, А. И. Дзенс-Литовский, А. М. Овчинников, Л. А. Яроцкий, В. В. Иванов, Ф. А. Макаренко. Глубоко и всесторонне исследуется проблема взаимосвязи вода— нефть—газ—породы (В. А. Сулин, Г. М. Сухарев, М. С. Гуревич).
В 50-е годы разрабатываются различные гипотезы формирования соленых вод и рассолов—подземного испарения [Сулин В. А., 1948 г.; Альтовский М. Е., 1950 г.]; осмотических процессов [Палей П. Н., 1948 г.], седиментационная гипотеза [Зайцев И. К., 1955 г.; Валяшко М. Г., 1962 г.], гипотеза гравитационной дифференциации ионов солевого состава инфильтрационных вод [Филатов К. В., 1956 г.], гипотеза трансляционного перемещения ионов, определяющего разную скорость их погружения [Самойлов О. Я-, Соколов Д. С., 1957 г.], эндогенная гипотеза [Дерп-гольц В. Ф., 1962 г.]. Усиленное внимание к проблеме формирования подземных вод дало толчок к созданию разнообразных гидрогеологических и гидрохимических карт (ВСЕГЕИ, ВСЕГИНГЕО), работ по гидрогеологии СССР [Каменский Г. Н., Толстихина М. М., Толстихин Н. И., 1959 г.; Ланге О. К-, 1959 г.], трудов по теории водных растворов и массопереносу(А. М. Овчинников, Г. А. Голева, С. Р. Крайнов, В. М. Швец), исследований подземного стока, режима и баланса подземных вод (Б. И. Куделин, А. А. Ко-ноплянцев, П. А. Киселев, А. В. Лебедев, И. С. Зекцер, В. С. Ковалевский) .
В 60—70-е годы интенсивно разрабатывались научные основы оценки и расчета естественных ресурсов и эксплуатационных запасов подземных вод, учитывающих упругий и неустановившийся режим водоносных комплексов. Это направление исследований определялось огромным размахом изыскательских работ: одних только скважин для изучения подземных вод бурится более 1,5 млн. в год. Только в 1971—1975 гг. завершена разведка и утверждены запасы подземных вод для снабжения свыше 650 городов и других крупных объектов, в том числе таких городов, как
15
Тбилиси, Ереван, Таллин, Вильнюс, Душанбе, Фрунзе, Воронеж, Иркутск и др. Разведка месторождений подземных вод в последующие годы продолжалась ускоренными темпами. В 1982 г. за разработку и внедрение методов подсчета эксплуатационных запасов пресных подземных вод группе ведущих гидрогеологов (Л. С. Язвин, Н. И. Плотников, Б. В. Боревский, Г. В. Куликов и др.) присуждена Государственная премия СССР.
Крупным достижением гидрогеологической науки явилось издание 50-томной «Гидрогеологии СССР», содержащей огромный фактический материал и важные научные обобщения как по отдельным районам, так и по всей территории Советского Союза в целом (1966—1977 гг.).
В последние десятилетия получают развитие новые направления в гидрогеологии — палеогидрогеология (Е. А. Басков, А. А. Карцев и др.), гидрогеотермия (Б. Ф. Маврицкий, Ф. А. Макаренко, Н. М. Фролов и др.), поисковая гидрогеохимия (А. А. Бродский, В. П. Боровицкий, П. А. Удодов), охрана подземных вод от загрязнения и истощения (В. А. Мироненко, В. М. Гольдберг). Следует отметить, что работы по водоохранной тематике привлекают все большее внимание гидрогеологов. Это связано с усиливающимся техногенным воздействием на подземные воды. Оно отражается также в ряде важных государственных постановлений, которые определили меры по контролю и охране подземных вод. Так, например, в 1970 г. Верховный Совет СССР принял закон «Основы водного законодательства СССР», а в 1975 г. — «Основы законодательства СССР и союзных республик о недрах». Осуществление крупных гидротехнических мероприятий, мелиорация огромных территорий, углубление горных выработок, возникновение значительных по размерам и весьма активных по воздействию на подземную гидросферу городских и промышленных агломераций привели к необходимости прогноза возможных изменений режима подземных вод. Это направление, которое можно назвать прогностическим, стало одним из главных в современной гидрогеологии.
Более тесными стали контакты между гидрогеологами по обсуждению дискуссионных гидрогеологических вопросов. Ежегодно для этих целей собираются международные, региональные, всесоюзные, отраслевые симпозиумы, совещания, конференции. Они проходят в рамках Международной ассоциации гидрогеологов (МАГ), Совета по инженерной геологии и гидрогеологии при АН СССР, других общественных и ведомственных организаций. Из крупных изданий последних лет в области гидрогеологии следует отметить «Справочное руководство гидрогеолога» в двух томах под редакцией профессора В. М. Максимова [1979 г.], шеститомное издание «Основы гидрогеологии» под редакцией профессора Е. В. Пиннекера [1980—1984 гг.], удостоенное в 1986 г. Государственной премии СССР, материалы Всесоюзных гидрогеологических
16
конференций «Формирование подземных вод как основа гидрогеологических прогнозов» [1982 г.] и «Подземные воды и эволюция литосферы» [1985 г.]. В этих и других публикациях отражается обилие разнообразной информации по теоретическим и прикладным проблемам гидрогеологии, значительный прогресс в изучении гидрогеологических процессов и закономерностей. Все это, говоря словами В. И. Вернадского, коренным образом изменило наше геологическое миропонимание. Поэтому подземную гидросферу стали рассматривать как единое целое, в совокупности образующих ее частей, всех внутренних и внешних связей.
1.3.	СИСТЕМНЫЙ ПОДХОД ПРИ ИЗУЧЕНИИ
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ
Гидрогеология — наука о подземной гидросфере как геологической системе. Что такое система, какие требования предъявляются к ее изучению, по каким правилам строятся системные модели природных объектов, как оценивать их объективность и научность— вот вопросы, которые рассматриваются в этом параграфе. При этом сначала мы будем обращаться к примерам в основном нз общей геологии, поскольку знакомство с гидрогеологическими понятиями — впереди.
1.3.1.	О моделях природных объектов
В современной научной литературе понятие «модель» имеет широкий смысл. Обычно оно отражает форму познания действительности, основанную на свойстве разума абстрагировать полученную им информацию и идеализировать ее в соответствии с той- или иной гипотезой или теорией. При этом под информацией понимается вся совокупность сведений об объекте, необходимых исследователю для решения поставленной задачи. Сведения, не нужные для данной задачи, называются шумом, а мешающие — дезинформацией. Таким образом, понятие модели объединяет в себе основные тонкости процесса познания, определяемые неустранимостью теоретических предпосылок. Вспомним геологическое картирование. Исходной информацией здесь являются естественные обнажения, керн скважин, разрезы шурфов, канав и других горных выработок. На основании этих наблюдений проводятся петролого-стратиграфические границы, составляющие суть геологической карты, которая представляет собой графическую модель геологического строения исследуемой территории. Поскольку на геологической карте показан возраст пород, можно утверждать, что изображается четырехмерное пространство: геологические структуры и геологическое время. Это не копия геологической действительности, а лишь абстрактная схема тех представлений о ней, которая создана нашим интеллекто^ва	^тороны' ’Дискрет-
ных наблюдений, а с друго! — под вдиянйем, Долгих теоретических
Кр*сноарм1Г1Ськ.ио ф!л!алу	17
IHB. X.  1 "" 1 • • 1
знаний, под влиянием той геологической школы, которая воспитала нас как специалистов.
Итак, карта — это индуктивная модель, построенная по принципу от частного к общему, от реального к абстракции Этот путь кажется естественным, потому что он как бы обусловлен естественными обстоятельствами природа нам «показывает» лишь отдельные фрагменты геологических объектов, мы видим лишь геологические точки, а все, что находится между ними, мы достраиваем в нашей голове, руководствуясь определенными правилами и допущениями Мы сослались на естественные обстоятельства полевых геологических исследований Однако естественность индуктивных моделей гораздо глубже Если бы даже мы могли видеть весь объект, то и тогда мы схематизировали бы его, потому что человеческому разуму свойственно выбирать главное и не видеть или не замечать второстепенное, потому что человек не может реагировать на внешние раздражители бесстрастно. В этом смысле человек не бывает и не способен быть абсолютно объективным Его реакциями управляют поставленная задача, научная школа, эстетические представления, темперамент, интуиция и т. д.
Приведем пример (рис. 1.1). Известны разрезы двух скважин Если никакой дополнительной информацией мы не располагаем, то геологическая ситуация между этими скважинами может быть представлена различно. На рисунке показаны три наиболее простых случая: разрыв блока а, моноклинальная структура б, флексурная складка в Все они равновероятны, хотя реально существует, безусловно, какая-то одна ситуация, причем не обязательно та, которая показана на рисунке. Очевидно, что может быть множество и других, в частности промежуточных вариантов- разрыв на моноклинали, флексуре, флексура на моноклинали и т д
Тонкость таких построений состоит в том, что создавая из реалий интеллектуальную конструкцию, сами реалии мы находим с помощью тех или иных теоретических (логических) истин Например, чтобы увидеть в обнажении различные породы, мы должны опираться на петрографические классификации Без них в обнажении мы не увидим глин, песков, песчаников, алевролитов, известняков, мергелей и т д Иными словами, без классификационных истин мы увидим другую натуру, натуру не геологическую Без классификационных ограничений каждый наблюдатель, вообще говоря, увидит обнажение по-разному, потому что всякий объект воспринимается через его свойства, которые характеризуются параметрами В форме параметров мы получаем информацию об объекте Так, обнажение, скажем, в коренном борту речной долины художник воспримет в цвете и форме, скалолаз как поверхность для подъема, геолог как выходы различных горных пород с их петрографическими границами, слоистостью, трещиноватостью, структурой и т д К восприятию этих характеристик человеческий интеллект должен быть подготовлен
18
Рис 1 1 К построению индуктивной модели
1 — известняк, 2 — песок, 3 — глина, 4 — мергель, 5 — песчаник
Наиболее впечатляющие примеры можно найти в литературе по исследованию особенностей восприятия и изображения окружающего нас мира. Р Грегори, в частности, считает, что внешний мир художник воспринимает как определенные гипотезы, сходные с гипотезами научными, но формулируемые в иной символике Действительно, трудно не согласиться с тем, что «мы не только верим тому, что видим, но до некоторой степени и видим то, во что верим». Можно думать, что в искусстве и науке намного больше общего, чем это принято считать Картины, скульптура — это тоже модели окружающего нас мира, соответственно двухмерные и трехмерные Сделаем небольшое отступление и посмотрим на рис 1 2 На нем изображен гипсовый отпечаток (негатив) лица человека, т. е лицо, вывернутое наизнанку, лицо изнутри. И в плоскостном изображении наше сознание отвергает такую вывернутую форму, хотя стереозрение правильно отражает реально существующий предмет. По существу, теоретически мы не готовы эту реально существующую маску (реальную действительность !) воспринять в плоскостном изображении, у нас нет для этого теоретических предпосылок. Видимый факт несовместим с укоренившимися в нашем мозгу привычными гипотезами, и мы отвергаем его.
19
Рис. 1.2. Внутренняя поверхность гипсовой маски лица (по Р. Грегори [1972 г.]).
Очевидно, что если подобные вещи происходят с обычными реалиями, то геологические и гидрогеологические факты, которые не очевидны, без соответствующей подготовки мы просто не сможем воспринимать. Вспомним, как мы постигали основы минералогии, петрографии и делали часто грубейшие с точки зрения специалистов ошибки. У нас не было практического опыта и необходимых теоретических предпосылок.
Таким образом, можно констатировать, что геологические и гидрогеологические объекты мы воспринимаем и познаем в форме различных моделей. В настоящее время эти модели типизированы.
1.3.2.	Классификация моделей
Вот, например, как выглядит типизация по У. Крамбейну [2].
1.	Концептуальная (понятийная) модель. Это — логическая схема обычно на качественном, иногда на количественном уровне,
20
которая отражает наши принципиальные представления об объекте. Иллюстрацией может служить структурная схема Земли, основанная на понятиях об ее сферических оболочках (геосферах). К типу концептуальных моделей может быть отнесена, например, также идея формирования химического состава вод Мирового океана в результате дегазации мантии. Иными словами, речь идет о построении начальной гипотезы очень общего плана. Оформление же ее может быть весьма разнообразным.
Следующие типы моделей, которые мы назовем, в зависимости от детальности разработки могут отражать как концептуальный уровень познания, так и уровень более высокий, позволяющий не только описать объект в тех нли иных параметрах, но и прогнозировать его развитие, и в конечном счете управлять им.
2.	Диаграммы. Этот тип моделей представлен (Схемами, таблицами, графиками. В геологии к нему относятся карты, разнообразные разрезы, геохронологические таблицы в масштабах международной, региональной и местной стратиграфических шкал и др.
3.	Модель типа процесс-отклик (результат). Элементы процесса X и его результата У обычно даются в виде матриц
Х2 у2
хп Yn.	(1.1)
1___I
обратная связь
Например, процесс метаморфизма горных пород можно изобразить через параметры Xi— давление, Х2— температура, Х3 — растворы, —минералогический состав исходных пород (скажем, известняков, глин и т. п.), Х3 — структура этих пород, Хе — их текстура и др. Результаты метаморфизма могут быть выражены через новый минералогический состав — Yt, новую структуру— У2, текстуру—Уз, плотность—У4 и т. д. Обратная связь при метаморфизме часто возникает за счет явления дегидратации минералов.
Например, амфиболы, при недостатке воды и при определенных давлении и температуре распадаются на эклогитовые минералы и воду. Появление воды останавливает дальнейшее разрушение амфиболов, прекращая таким образом процесс метаморфизма в первоначальном его виде.
4.	Детерминированная модель. Модели такого типа строятся в тех случаях, когда, по мнению исследователя, объект может быть описан в дифференциальных уравнениях, решение которых
21
по одному или нескольким аргументам позволяет точно предсказывать значение функции. В геологии такие возможности появляются довольно редко, при решении же гидрогеологических задач определенного класса (например, при изучении движения подземных вод) детерминированные модели часто являются основными. Вообще говоря, эти модели описывают процессы с абсолютной памятью.
5.	Статистическая модель. Описывает процессы без памяти. Модели данного типа основаны на законах статистики и построение их возможно при достаточно большом числе наблюдений. Примером может служить любое уравнение регрессии.
6.	Стохастическая модель. Как правило, описывает процессы с частичной памятью в величинах вероятностей различных событий или параметров. Примером может служить матрица вероятностей перехода при смене литологических разностей во флишевых сериях
	А	В	С
А	0,79	0,14	0,7
В	0,05	0,80	0,15 •
С	0,20	0,50	0,30,	(1.2)
где А — песчаник, В —	сланец,	С — глина	, цифры — значения ве-
роятностей перехода: слоя песчаника в песчаник (0,79—вероятность сохранения слоя), песчаника в сланец (0,14), песчаника в глину (0,7) и т. д.
Такого типа модели, основанные на цепях Маркова, в последнее время нашли применение и в гидрогеологии при изучении режима подземных вод.
Говоря о моделях детерминированных, статистических и стохастических, мы должны помнить об условности такого разделения и ясно понимать, что реальный мир развивается на основе причинно-вероятностных связей самого различного уровня сложности. Есть общая тенденция, определяемая эволюционными законами, и различные ее конкретные реализации с определенными вероятностями.
Классификацию моделей У. Крамбейна, на наш взгляд, можно дополнить.
7.	Алгоритмическая модель. Имеется в виду любое описание объекта, отличающееся от ранее перечисленных, в частности различные комбинации из них.
Рассмотренные типы моделей могут быть объединены под названием символические, как это сделано у Дж. Харбуха и Г. Бонем-Картера [8], которые выделяют еще и класс физических моделей. С ними достаточно подробно студенты знакомятся в специальных курсах гидрогеологии.
22
Понятие моделей как формы познания действительности определяет порядок любых наших исследований, в том числе и исследований гидрогеологических объектов. Вот как при этом выглядит схема последовательности этапов гидрогеологических работ.
1.	Постановка задач. С этого акта начинается всякая работа как инженерного, так и научного уровня. Нельзя заниматься просто исследованием, не имея никаких теоретических предпосылок и определенной цели.
2.	Принятие или построение концептуальной модели. Здесь несколько слов следует сказать об отличии инженерных исследований от научных. Когда для решения поставленной задачи уже существует теоретическая схема (или несколько схем), то следует говорить о работе инженерного уровня. Натура исследуется в параметрах готовой модели, схематизируется для нее, описывается в рамках ее ограничений и допущений. Если готовых схем нет и приходится их создавать, речь идет об исследованиях научных. Работу полезно проводить одновременно по нескольким моделям.
3.	Выбор параметров (аргументов и функций). В общем случае ими могут быть не только понятия, выражаемые числом, но и чисто качественные определения. В геологии — это названия пород, структур, иногда процессов и т. п.
4.	Полевые работы. Следует подчеркнуть, что полевые работы являются лишь четвертым этапом гидрогеологических исследований, а не первым, как полагают и, к сожалению, делают некоторые специалисты. Нельзя наблюдать только то, что попадается на глаза, измерять только то, что удается, и набирать полевых материалов по принципу «лишь бы побольше». Главный принцип должен быть другим—для чего, с какой целью, как этот материал будет обработан и что он предположительно даст.
5.	Выбор наиболее важных параметров и выбор модели: перевод ее в ранг прогностической или контролирующей (позволяющей управлять объектом).
6.	Применение модели для решения задачи.
7.	Принятие, отклонение или изменение модели. В зависимости от принятого решения работа либо заканчивается, либо производится снова с того или иного этапа.
Проиллюстрируем эту схему на примере одного, может быть, самого типового вида гидрогеологических работ — гидрогеологического картирования.
1	. Задача: описать гидрогеологическое строение N-ro участка в т-масштабе.
Как видим, задача может не ставить каких-то специальных целей, скажем, прогностических (поиска, разведки подземных вод) или целей управления (например, уменьшения водоприто-ков в горные выработки). Результат работ должен быть представлен описанием. Решение предполагает построение гидрогео
23
логической карты в масштабе т, гидрогеологических разрезов к ней и составление пояснительной записки
2	Концептуальная модель: гидрогеологическая карта участка более мелкого масштаба, чем та, которую предстоит составить Составляется схема гидрогеологического районирования, выделяют основные водоносные и водоупорные комплексы, подбирают общую модель формирования подземных вод участка, отвечающую современным теоретическим представлениям Этим самым будет составлена гидрогеологическая концептуальная схема (макет) даже на основе только геологических карт или самых общих представлений о геологическом строении региона
3	Выбор параметров: разработка условных обозначений к карте и разрезам.
4	Полевые работы: маршрутные исследования разных видов, обеспечивающие выполнение работ в заданном масштабе (кондиционность карты)
5	Выбор наиболее важных параметров и уточнение модели совершенствование условных обозначений, построение карты и разрезов в заданном масштабе Редактирование карты
6	Составление записки к карте (описание гидрогеологических условий)
7	Защита работы на техсовете
1.3.3.	Объективность моделей, гипотезы и теории
Принятие решения о пригодности или непригодности модели предполагает оценку ее объективности В современной методоло гии объективность не отождествляется с созданием копии натуры и не означает единственности решения Модель считается объективной, если выполняются три условия: описание, предсказание, контроль Это означает, что с помощью модели мы проникаем в существо объекта, выражая его в тех или иных характеристиках, можем прогнозировать его устройство или поведение, а также управлять им, изменяя его так, что заранее знаем результат Следовательно, объективными могут быть различные модели и даже различные по принципиальным соображениям В качестве иллюстрации приведем современные взгляды на взаимоотношения пресных и морских вод на побережье (рис 1 3)
Расчетная схема (а) описывает разгрузку пресных вод суши в море и основана на представлениях о существовании четкой границы раздела между пресными и морскими водами По модели (б) между пресными и морскими водами находится переходная зона, а в модели (в) никакой границы вообще нет, а наблюдается постепенный переход от пресных вод к соленым Во всех трех случаях инженерный прогноз оказывается удовлетворительным По-видимому, истинное взаимоотношение пресных и морских вод на побережьях является более сложным, но так ли это важно,
24
Рис 1 3 Случаи (а, б, в) взаимоотношений морских и пресных вод на морских побережьях
I — глина, 2 — песок, 3 — уровень моря, 4 — уровень подземных вод, 5 — область соленых морских вод, 6 — область пресных вод, 7 — зона смешения морских и пресных вод, 8 — границы вод разного генезиса и состава
Z — высотная координата, М — содержание солей в единице объема воды (соленость)
если имеются схемы (хотя и исключающие друг друга по исходным постулатам), вполне устраивающие специалистов
Тем не менее, когда существует несколько объективных моделей, возникает вопрос, какой из них отдать предпочтение, какая из них совершеннее и лучше отражает действительность, а также перспективней с точки зрения дальнейших исследований Для ответов на эти вопросы проще всего воспользоваться двумя критериями А Эйнштейна, позволяющими провести границу между гипотезами и теорией
Первый из них требует внешнего оправдания Это означает, что всякое теоретическое построение должно подтверждаться опытом, т. е быть объективным Однако объективными могут
25
быть многие модели. Ёсе они рассматриваются как гипотезы. И только одна имеет право быть названа теорией, та, которая внутренне наиболее совершенна. Совершенство же подразумевает возможность получения максимума следствий при минимуме посылок.
Но право быть теорией не является вечным. Любая развивающаяся гипотеза конкурирует с теорией и может этот титул у нее отнять. Однако развиваться способна только научная концепция. Современная методология связывает научность с требованием фальсифицируемости, под которой подразумевает постоянное создание гарантий для появления новых трудных для концепции фактов. Теоретическая конструкция должна провоцировать постоянное обращение к натуре, к новым эмпирическим данным, не только ранее неизвестным, но и обязательно не укладывающимся в аппарат модели. Это заставляет исследователя совершенствовать модель, добиваться того, чтобы трудный факт стал для нее простым. Но как только желаемый результат достигается, должны появляться новые трудные факты и так бесконечно, потому что процесс познания, как и теория, не может быть завершен в принципе.
1.3.4.	Системные принципы в гидрогеологии
В настоящее время в изучении природных объектов наиболее прогрессивным направлением можно считать системный подход, получивший развитие в последние годы. Существуют различные понятийные определения системы, но применительно к методологии исследований все они сводятся к тождеству системностью целостность. Реализация тождества может быть различной: либо через установление отношений взаимодействия, либо взаимосвязи, порядка, иногда через соотношение входа с выходом и т. д. [1, 6,7]. Эти отношения определяют конкретные типы систем, исследуемых в различных сферах научной деятельности. При этом предполагается путь: свойства->отношение->объект.
Таким образом, в зависимости от того, через какие параметры мы будем исследовать предмет (объект), какие отношения между параметрами выберем, исследуемый объект может быть системой или не системой. Иными словами, объект может быть расчленен при его анализе так, что возникнет парадокс целостности, т. е. целое будет расчленено на независимые, никаким образом не связанные части. Например, это произойдет, если толщу пород разбить на произвольные объемы. В том случае, когда расчленение по объемам подчинено какому-то правилу, скажем, предусмотрено увеличение объемов сверху вниз в порядке 1:2:3: : 4 :... : п, членение уже будет системным, поскольку по любому известному объему мы сможем восстановить весь объект в изначальных его границах.
26
Приведенный пример иллюстрирует систему порядка, систему, определяемую заданным правилом, заданным отношением взятых для исследования свойств. Для гидрогеологии такой метод тоже возможен (как общесистемный), но навряд ли он окажется достаточно продуктивным, потому что при этом системы будут носить откровенно формальный характер.
В гидрогеологии именно взаимодействие, реализуемое через разнообразные процессы, позволяет рассматривать объект вода — порода как систему. Можно предложить два критерия для методологического разделения методов исследования таких объектов: отношение к процессам, происходящим в объекте, и отношение к параметрам, описывающим объект. В настоящее время в геологических науках, и в гидрогеологии в том числе, сосуществуют два методологических подхода: генетический и системный.
При генетическом подходе исследуются конкретные процессы, такие, например, как инфильтрация атмосферных осадков в горные породы, испарение, растворение минералов, выпадение солей из раствора и т. д. Поэтому можно говорить, что на процессы наложены ограничения. Но при этом разрешается использовать любые параметры, характеризующие объект. Следовательно, на параметры ограничения не накладываются.
Для системного подхода эти критерии имеют как бы обратный знак. На процессы ограничения не накладываются, параметры же имеют ограничения. Исследуются изменения объекта вообще. Генетическая расшифровка этих изменений в принципе не обязательна, но не запрещена. Параметры же должны быть неаддитивны, т. е. описывать такие свойства объекта, для которых соблюдается неравенство
2а#=Л	(1.3)
где а — свойство частей, на которые расчленен объект; А — это же свойство целого объекта.
Последнее требование определяет системность наших дальнейших построений, поскольку неравенство (1.3), а значит, и неаддитивность свойств создаются в результате взаимодействия частей целого на уровне рассматриваемых свойств.
Из сказанного следует, что среди генетических моделей классической гидрогеологии могло быть сколько угодно и системных моделей. Для этого достаточно было, рассматривая конкретные процессы, оперировать неаддитивными характеристиками. Системный подход не противостоит подходу генетическому, он лишь ограничивает его требованием целостности.
Теперь рассмотрим место системных и несистемных идей в современной гидрогеологии. Исследования по развитию науки привели к пониманию двойственного характера истин и неустрани-мости теоретических предпосылок в процессе познания. Стало очевидным, что всякая теория начинается с постулирования
27
основных ее принципов, и чем они удачнее, тем лучше внутреннее совершенство и внешнее оправдание всей интеллектуальной конструкции. Однако правила дедукции, с помощью которых такие конструкции создаются, обладают ограниченными возможностями. Поэтому человечество в каждой области наук периодически испытывает дефицит идей, который ликвидируется с помощью новых постулатов. К ним предъявляется лишь одно требование: из новых постулатов предшествующие должны выводиться.
На примере ряда натуральных чисел дискретный характер развития знания блестяще доказал еще в 30-х годах нашего столетия австрийский математик Курт Гёдель, суть теоремы которого сводится к тому, что для постижения полной истины необходима трансфинитная * серия творческих актов, пополняющих науку новыми аксиомами, истинность которых мы не доказываем, но угадываем. И каждый раз, совершая такой акт, мы усложняем и совершенствуем наши абстракции.
В основе современных представлений о развитии мира лежит идея эволюционной спирали, которая, бесспорно, относится и к процессу его познания. Рассмотрим кинематику этой спирали, опираясь на следующие два положения: развитие знания происходит дискретно (в соответствии с теоремой Гёделя) и в целом подчиняется экспоненциальному закону (рис. 1.4). Это значит, что от одного постулируемого уровня до другого темп развития вначале медленно, затем очень быстро (почти по прямой) увеличивается, а потом градиенты информации резко падают (в пределе до нуля), что означает практически полную реализацию исходных постулатов. Между постулированными уровнями информации развитие подчиняется, например, логистическому закону, но общая тенденция отражает экспоненциальный закон (из почти прямолинейных отрезков логистических кривых). Здесь важна одна деталь: нижняя асимптота каждой новой логистической кривой соответствует новому постулату А и располагается ниже верхней асимптоты предыдущей кривой В. Иными словами, каждая логистическая кривая имеет свои асимптоты, поскольку ее начало не есть конец предшествующего дискретного шага, а возникает на фоне старого постулата. Какое-то время старое и новое сосуществуют в активной борьбе: старое умирает, что отражено в выполаживании верхней ветви логистической кривой, а новое интенсивно развивается, что отражено в увеличении крутизны нижней части ветви новой логистической функции. Поэтому зона между асимптотами 4j+n и Вг+п протяженностью Afp( (время становления постулата) может быть названа революционной, а зона между Д+„ и В,+п — эволюционной.
* Бесконечно-конечная. Каждый акт сам по себе конечен, но число таких актов бесконечно.
28
Рис. 1.4. Развитие процесса познания.
/ — информация; / — время; А — уровни по-
стулирования; В — асимптоты кризисного со* стояния цикла познания; —время станов-
ления постулата (время революционного раз-внтня знания); Д*р,>Д'рИ1>Л<р{+8 >   - >
>Л/Р/+п
— означает ускорение темпа становле-
ния каждого нового постулата в сравнении с предыдущим; — время эволюционного развития;	отража-
ет экспоненциальную тенденцию изменения /(/) в целом; |	— перескок информации
с уровня i на уровень /4-1 (выше уровня информация /-го уровня исчезает, остается только информация нового /4-1 уровня).
Очевидно, что в такой постановке каждый цикл познания имеет три фазы: первую — революционную, наступающую после очередного акта постулирования и описываемую круто поднимающейся кривой, вторую — эволюционную, описываемую кривой более пологой, третью — кризисную, когда градиент прироста информации на основании старого постулата AifAt снова резко уменьшается. Интересно, что революционная фаза и кризисная во времени совпадают. Именно поэтому первую фазу мы и назвали революционной. Она революционная не потому, что темп прироста новой информации велик, наоборот, он еще весьма мал, но, во-первых, он возрастает, а не уменьшается, во-вторых, он позволяет получать информацию принципиально иную, чем раньше, в-третьих, он обеспечивает новый цикл эволюции. При этом возникает как бы потеря информации, разрыв псевдоэкспоненты познания. Мы говорим, «как бы» и подчеркиваем это потому, что в силу асимптотического характера логистических кривых приращение Л1 на асимптоте происходит за At->oo. А это означает, что градиент информации равен нулю, т. е. новой информации нет, а точнее, новая и старая информации стыкуются в бесконечности. Происходит разрыв поля информации и переход к новому постулату осуществляется практически мгновенно, его протяженность АЛ->0, а градиенты At/zl/->oo. Следует подчеркнуть, что новый постулат появляется из прошлого, а старое теряется в будущем.
Здесь проявляется один из парадоксов процесса познания, заключающийся в дуализме его дискретности и непрерывности. Если говорить строго, познание почти непрерывно. Действительно, на революционной фазе непрерывность заключается в одновременности развития двух противоположных тенденций, суммарный эффект действия которых создает кажущуюся непрерывность эволюции. Очевидно, что приближения здесь могут быть разные. Применительно, например, к геологическому знанию, известному из
29
курса общей геологии, они были выражены в двух щ шципах, катастрофизме и униформизме (или актуализме, если придавать ему методологический смысл). От примитивного катастрофизма Ж- Кювье (1769—1832 гг.) наука давно и не без оснований отказалась. Но этот принцип может быть с пользой возрожден, если под катастрофизмом понимать не геологические и метеорологические явления, а кризисные ситуации более общего плана, связанные с дискретностью поступления и расхода энергии.
Если на рис. 1.4 принять, что асимптота А представляет собой те несистемные начала, которые определили эмпирический этап развития гидрогеологии, то очевидно, что верхняя асимптота В будет ограничивать их полную реализацию. Однако, не доходя до нее по ординате информации, появляются новые постулативные начала 4(+i, системные, которые в настоящее время сосуществуют с началами несистемными. При этом еще раз подчеркнем, что системные начала появились из несистемного развития гидрогеологии, поскольку среди так называемых генетических моделей были модели системные и генетические принципы их не запрещали.
Проиллюстрируем сказанное примерами развития взглядов на происхождение подземных вод, начиная с древнейших времен.
Автор
Фалес Милетский (VI в. до н. э.) Платон (IV в. до н. э.) Аристотель (IV в. до и. э.) Марк Витрувий Поллио (I в. до и. э.) М. В. Ломоносов (1763 г.) Эли де Бомон (начало XIX в.) О. Фольгер (1887 г.) Э. Зюсс (1902 г.)
Г. Гефер (1902 г.),
Н. И. Андрусов (1908 г.), А. Ч. Лейн (1908 г.)
Гипотеза
Вода — первоначало всего, в том числе Земли и воздуха
Подземные воды образуются при проникновении морских вод в землю
Подземные воды образуются в основном прн конденсации паров
Подземные воды образуются при инфильтрации атмосферных вод
Подземные воды иа длительное время превращаются в лед («вечная» мерзлота) Вода имеет магматическое происхождение
Грунтовые воды образуются преимущественно путем конденсации пара из воздуха Подземные воды имеют ювенильное происхождение, генерируются из водорода и кислорода в глубоких недрах Земли Подземные воды образуются из ископаемых вод морского генезиса
Каждая из указанных гипотез рождалась на основании отдельных фактов и подвергалась проверке непосредственными наблюдениями и экспериментами. Но иногда требовалось много времени, чтобы ее подтвердить или отвергнуть. Так, например, гипотеза об инфильтрационном происхождении подземных вод была высказана Витрувием Поллио в I в. до н. э., а экспериментально подтверждена количественными методами Э. Мариоттом только в 1686 г. В настоящее время для оценки происхождения подземных вод ис
30
пользуются разнообразные данные: химический, газовый, изотопный, микробиологический состав подземных вод, различные методы реконструкций (создания моделей) условий формирования подземных вод. Наиболее сложные задачи возникают, когда происходит смешение вод различного генезиса и необходимо оценить долю каждой составляющей в общем балансе подземных вод. Но это уже тема, которая будет рассматриваться в последующих главах.
Из рассмотренных же примеров по развитию представлений о происхождении подземных вод можно видеть, что выдвижение постулатов и накопление фактов всегда были тесно взаимосвязаны друг с другом. Рождение гипотез, хотя и было стихийным процессом, но опиралось на эмпирическое начало. С другой стороны, рождение новых гипотез давало импульс активизации поисков способов их проверки, что в свою очередь приводило к появлению новых постулатов.
1.4. ОБ АКСИОМАТИКЕ В ГИДРОГЕОЛОГИИ
В развитии всякой науки можно определить три стадии, хотя какие-либо четкие границы между ними обычно провести трудно. На первой стадии преобладает интуитивная форма мышления и так называемый эвристический тип связей между познаваемыми объектами. Основные законы, управляющие ими, еще неизвестны или недостаточно ясны. Вторую стадию часто называют эмпирической, на ней закладываются научные основы знания, устанавливаются фундаментальные законы. При этом они выявляются как существующий факт. Например, более 100 лет назад А. Дарси была найдена линейная связь между скоростью движения вод в пористых и трещиноватых средах и градиентом давления. В гидрогеологию это открытие вошло под названием закона Дарси. Исследованием физической его природы начали заниматься значительно позже — на третьей стадии и уже в динамике подземных вод. Здесь мы хотим подчеркнуть, что теоретический тип связей значительно сложней эмпирического факта, но теория может существенно меняться, в то время как эмпирическая связь сохраняется.
История развития гидрогеологии показала, что в целом она находится на второй стадии и все еще опирается преимущественно на эмпирический базис, хотя отдельные ее направления, такие как динамика подземных вод, гидрогеохимия, имеют крупные достижения и в области теории. История и философия науки показывают, что на эмпирической стадии развития основным методом познания является индуктивный. На третьей теоретической стадии наиболее интересные и важные результаты получают дедуктивным, или, как его часто называют, аксиоматическим методом. Это нетрудно понять, так как индуктивный путь познания дает приращение информации только в результате обобщения опытных данных. Поэтому развитие науки на основе этого метода предпола
31
гает постоянное появление принципиально новых эмпирических данных. Однако появление новых данных связано с совершенствованием методов исследования и определенной ориентацией научного поиска, что само по себе предполагает теоретический прогноз.
В гидрогеологии же существуют трудности и другого порядка. Целый ряд гидрогеологических задач связан с палеореконструкциями (геологическое строение объекта исследований, история его геологического развития и т. д.). Очевидно, что при этом многие события в своих следствиях до нас не дошли (не сохранились), и поэтому, какие бы изощренные методики мы не применяли, громадное количество эмпирической информации оказывается для нас утраченным. А это означает, что с определенного момента градиент познания, основанный только на индуктивном методе, начнет уменьшаться. Об этом говорит и рис. 1.4.
Именно такая ситуация стала обозначаться в гидрогеологии в настоящее время. Специалисты начинают понимать: для того, чтобы интенсифицировать развитие современной гидрогеологии, необходимо внедрять в ней аксиоматический метод. Но для этого следует определить аксиоматику гидрогеологии и основные правила дедуктивных построений.
Аксиоматический метод в более или менее чистом виде удалось с максимальным эффектом применить пока лишь в математике и некоторых разделах физики. Его пытались использовать также в философии, социологии, биологии и ряде других наук. Однако строго дедуктивные построения в этих науках столкнулись с серьезными трудностями. В гидрогеологии работа по применению аксиоматического метода только началась.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1.	Точен ли по своей лингвистической сути термин «подземные воды» или он является, скорее, данью сложившейся традиции? Каким термином его можно заменить?
2	Сформулируйте шесть главных задач общей гидрогеологии.
3.	Что вызвало зарождение науки гидрогеологии?
4.	Добавьте к перечисленным еще три раздела прикладной гидрогеологии.
5.	Какие, по вашему мнению, задачи придется решать гидрогеологу, участвующему в изысканиях под гидротехническое строительство?
6.	Зачем нужно знание гидрогеологии геологу-руднику (нефтянику, соле-вику)?
7.	Предложите другой вариант рубрикации основных разделов гидрогеологии.
8.	Назовите шесть фамилий крупных ученых, способствовавших развитию общей гидрогеологии, ио не упомянутых в разд. 1.2.
9.	По разрезам двух скважин, приведенным на рис. 1.1, придумайте еще несколько вариантов геологического строения блока пород между ними.
10.	Постройте модель процесс — результат, описывающую формирование речного стока.
11.	Постройте схему исследований для решения следующей задачи: оценить время образования современных аллювиальных отложений реки.
32
12.	Попытайтесь построить системные и несистемные модели известных вам геологических или физико-географических процессов и объектов. Сравните эти модели.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гавич И. К-, Лучшева А. А., Семенова-Ерофеева С. М. Сборник задач по общей гидрогеологии. М., Недра, 1985. 412 с.
2.	Крамбейн У., Кауфман М., Мак-Кеммон. Модели геологических процессов. М„ 1973. 150 с.
3.	Климентов Л. П., Богданов Г. Я. Общая гидрогеология. М., 1977. 358 с.
4.	Овчинников А. М. Общая гидрогеология. М., 1955. 383 с.
5.	Основы гидрогеологии. Общая гидрогеология. Новосибирск, 1980. 231 с.
6.	Павлов А. Н. Основы системного подхода к геологии. Л., 1981. 84 с.
7.	Уемов А. И. Методы построения и развития общей теории систем. М., 1971. 18 с.
8.	Харбух Дж., Бонем-Картер Г. Моделирование на ЭВМ в геологии. М., 1974. 320 с.
2 Заказ № 779
33
Глава 2
ГИДРОСФЕРА И ПОЛОЖЕНИЕ
В НЕЙ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
2.1.	РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВОДЫ НА ЗЕМЛЕ И УНИКАЛЬНОСТЬ ЕЕ СВОЙСТВ
93 % атомов Вселенной составляет водород («родящий воду»), но его кислородное соединение — вода — вещество во вселенских масштабах гораздо более редкое. Из планет солнечной системы следы воды обнаружены в атмосфере Юпитера. Значительные запасы замерзших поверхностных вод в виде меняющих свою площадь ледяных «шапок» обнаружены на Марсе. Однако можно считать доказанным отсутствие другого земного феномена на этих планетах — жизни, а именно вода и жизнь создают всю специфику геологических и гидрогеологических условий, отличающих нашу планету от других небесных тел.
В курсе общей геологии были кратко охарактеризованы основные оболочки Земли — литосфера, атмосфера, гидросфера и биосфера. В данном курсе нас прежде всего интересует гидросфера и ее взаимодействие с другими оболочками.
Под гидросферой понимаются все природные воды Земли. Только при таком понимании можно и дальше анализировать гидросферу как земную систему. Одним из главных свойств гидросферы является ее постоянное проникновение в другие земные оболочки. Поэтому можно выделить надземную гидросферу, пронизывающую всю атмосферу, наземную, объединяющую совокупность поверхностных вод Земли, и подземную, располагающуюся ниже поверхности Земли и дна водоемов и водотоков.
Только в конце XVIII — начале XIX в. стало известно, что представляет собой вещество, называемое водой. Опытами Г. Кавендиша, А. Лавуазье, А. Гумбольдта, Ж. Л. Гей-Люссака было доказано, что вода образуется из двух объемов водорода и одного объема кислорода, т. е. имеет химическую формулу Н2О и молекулярную массу 18. Постепенно, однако, становилось ясно, что почти по всем своим физико-химическим параметрам это вещество уникальное, резко отличающееся от других природных соединений.
Температуры кипения и плавления воды при атмосферном давлении соответственно 100 и 0 °C, на них основываются принятые системы отсчета температур. Другие водородные соединения группы кислорода (H2S, Нг5е и НгТе) кипят при отрицательных температурах (—61, —42 и —4 °C), а плавятся при температурах —82, —64 и —51 °C, причем эти температуры ложатся на плавные линии (в зависимости от молекулярной массы веществ), экстраполяция которых дает теоретические температуры кипения и плав-
34
Рис. 2 1. Зависимости температур кипения (/) и плавления (2) гидридов соединений VI группы периодической системы элементов Д. И. Менделеева от их молекулярной массы М.
ления воды порядка —70 и —100 °C (рис. 2.1). Согласно общим закономерностям, определяемым периодическим законом Д. И. Менделеева, вода при стандартных условиях (^=25 °C и р = 0,1 МПа) должна была бы быть Дурно пахнущим газом. Впрочем, если бы вода утратила аномалийность температуры плавления и кипения, сами «стандартные условия» стали бы другими (поскольку вода регулирует температурный и газовый режим нашей планеты).
Теплоемкость воды — самая высокая из всех жидкостей и составляет 4,19 Дж/°С; на ней также основана система отсчета значения теплоемкости. Для сравнения теплоемкость этилового спирта 0,53, бензола 0,39, песка приблизительно 0,2. Это означает, что вода медленно нагревается и медленно остывает, в результате чего она становится главным регулятором климата на Земле. Влияние Мирового океана сказывается практически во всех точках Земли, даже наиболее удаленных от морских берегов и характеризующихся так называемым континентальным климатом. Подсчитано, например, что если бы вся Земля была покрыта океаном, годовая амплитуда температуры воздуха изменялась бы от 0 на экваторе до 5—6 °C на полюсах.
С высокой теплоемкостью воды связаны и такие показатели как скрытая теплота плавления, составляющая 333,7 • 103 Дж/кг и скрытая теплота парообразования, составляющая 2258Х Х103 Дж/кг, т. е. для превращения 1 кг льда в жидкость и 1 кг жидкой воды в пар нужны огромные затраты энергии (для бензола, например, эти показатели соответственно 126,9- 103 и 394,8-103 Дж/кг). Перечисленные показатели характеризуют высокую энергоемкость воды, предопределяющую ее исключительную роль как аккумулятора энергии при протекании природных процессов.
Вода обладает самой высокой из всех жидкостей диэлектрической постоянной (80,1 при /~20 °C). Это означает, что при растворении в воде солей сила электрического взаимодействия между разноименно заряженными частицами уменьшается в 80 раз, в результате чего соли диссоциируют на ионы. Явление электролити-2*	35
ческой диссоциации имеет исключительно важное значение, предопределяя большинство свойств водных растворов, и, в частности, одно из главных — инертность воды как растворителя: разлагая соли на разноименно заряженные ионы, вода в большинстве случаев сама не участвует в химических реакциях с растворенными веществами, и они могут быть вновь получены при выпаривании водного раствора. Эта особенность воды имеет колоссальное геологическое и биологическое значение, предопределяя водные круговороты самых разных порядков, от измеряемых несколькими часами (в живых организмах) до измеряемых миллионами лет (геологические). По-видимому, и появление жизни на Земле в значительной степени связано с этим удивительным свойством воды.
В отличие от других жидкостей вода обладает максимальной плотностью (1,00 г/см3) не при температуре плавления, а при 4 °C; при охлаждении от 4 °C до 0 вода расширяется. Чистый пресный лед при 0 °C имеет плотность 0,918 г/см3. Удивительное свойство льда не тонуть в собственном расплаве характерно только для воды. Благодаря ему водоемы замерзают с поверхности и образовавшаяся ледяная корка защищает живые организмы от гибели: вода не только породила, но и оберегает жизнь. Гидрогеологическое значение этого явления также огромно: зимой сохраняются главные базисы дренирования водоносных горизонтов.
Таким образом, по всем своим параметрам вода является веществом уникальным; аномальные свойства предопределяют особую миссию воды в формировании геологического лика нашей планеты и в появлении и поддержании удивительного явления — жизни на Земле.
2.2.	СТРУКТУРА ВОДЫ
Тридцатые годы нашего века принесли новое крупное открытие, связанное с изучением воды: английские физики Дж. Бернал и Р. Фаулер на основании рентгенографических и спектроскопических исследований установили, что молекулы воды определенным образом упорядочены, каждая молекула воды окружена по тетраэдру четырьмя другими. Тем самым была подтверждена высказанная в конце XVIII в. В. Рентгеном мысль о сложном строении жидкой воды и существовании между отдельными молекулами дополнительных связей. Это явление ученые называют структурой воды, хотя понятно, что полностью отождествлять его с кристаллической решеткой твердых веществ нельзя, так как жидкая вода является смесью мономерных и полимерных молекул, связи между отдельными мономерами динамичны: они постоянно появляются, разрушаются, усиливаются, ослабевают.
Главной причиной существования структуры воды является особый тип связи между отдельными атомами — водородной. Эта связь имеет электростатическую природу, но она слабее нормаль
36
ной валентной связи между атомами водорода и кислорода, образующими отдельные мономеры. В каждом мономере Н2О расстояние между атомами водорода и кислорода составляет 0,1 нм, а угол, образуемый между валентными связями, — около 105°. В водородной связи расстояние между атомами увеличивается до 0,176 нм, причем оно не является строго постоянным.
Существует несколько моделей структуры воды, основанных на идее соединения отдельных мономеров водородной связью. Дж. Бернал и Р. Фаулер предположили существование трех типов расположения молекул: а) структуры, приближающиеся к кристаллической решетке льда, существуют при температуре от 0 до 4 °C; б) структуры типа кварца, преобладают при температуре 4—200 °C; в) структуры с плотной упаковкой, характерной для нормальных жидкостей (почти лишенные водородных связей), возникают при температуре выше 200 °C [1].
Интересный подход к интерпретации структурных особенностей воды предложил итальянский физик М. Аджено (1967 г.). Се-гласно его представлениям, каждая молекула воды может участвовать не более чем в двух, но так называемых коллективных, водородных связях, в результате чего сочетание валентных и водородных связей образует звенья разных типов (рис. 2.2). Эти звенья могут формировать цепочки, кольца и более сложные системы, непрерывно образующиеся, разрушающиеся, обменивающиеся молекулами. При этом общее число водородных мостиков в системе остается постоянным и возможные типы агрегатов присутствуют в воде в разных пропорциях в статистическом равновесии, определяемом температурой. Кольца из шести молекул, видимо, приближаются к структуре льда.
С позиций структурного строения жидкой воды объясняются все ее аномальные свойства. Необходимость разрушения водородных связей предопределяет высокую энергоемкость воды, в результате чего аномально высокими становятся точки плавления и кипения, теплоемкость и скрытые теплоты плавления и парообразования. При охлаждении воды в интервале температур от 4 до 0 °C происходит перестройка структуры от более плотной тетрагональной к гексагональной упаковке льда. Прочная связь между молекулами воды делает ее инертной по отношению к растворенным веществам. Поскольку структура воды формируется электростатическими связями, на нее’ воздействуют различные поля (температурное, геодинамическое, магнитное, электрическое).
С повышением температуры структура воды начинает разрушаться. Оценки разных авторов, подсчитывавших процент молекул с сохранившимися водородными связями, близки: в холодной воде структурировано около половины молекул, по достижении температуры 100 °C структурные связи сохраняются примерно у 30 % молекул, а при приближении к критической температуре (374 °C) структурированные молекулы исчезают.
37
'О-н—о.
Рис. 2.2. Примеры молекулярных агрегатов в жидкой воде (по М. Аджено).
При приложении давления молекулы жидкостей сближаются и их вязкость повышается. Совсем по-иному ведет себя вода. Первые ступени нагрузок приводят к перестройке структуры воды, заполнению межмолекулярных пустот, сопровождающемуся уменьшением ее вязкости, и только начиная с давлений около 100 МПа (достаточно высоких для природных условий), начинается постепенное повышение вязкости.
Влияние температуры и давления на изменение структуры воды навели специалистов на мысль о возможности имитации свойств воды, находящейся на больших глубинах (т. е. при высоких температурах и давлениях), и привели к открытию так называемой активированной воды. После обработки воды в автоклавах при температурах 300—400 °C и давлениях до 100 МПа усиливается растворяющая способность воды по многим минералам, уменьшается pH, увеличивается электропроводность. Обнаружение активированного состояния у воды термальных минеральных источников наводит на мысль о том, что целебные свойства некоторых типов минеральных вод могут быть связаны не только с их химическим составом, но и с повышением биологической активности воды при ее активации. Открытие явления активации не только позволяет объяснить некоторые свойства гидротермальных растворов, но и открывает перспективы искусственного приготовления минеральных вод.
При помещении воды в электрическое поле могут произойти определенные изменения ее структуры. Так, электрический ток ослабляет структурные связи и после обработки воды переменным электрическим током скорость испарения увеличивается (по имеющимся немногочисленным данным на 11—18 %). Замечено влияние электрических полей на интенсивность поглощения водой световых лучей.
Положительное воздействие на человеческий организм воды, побывавшей в магнитном поле, было замечено еще в средние века. В 1945 г. бельгийский инженер Т. Вермайерн запатентовал простой способ уменьшения интенсивности образования накипи в паровых котлах с помощью предварительной магнитной обработки
38
воды. В настоящее время этот метод борьбы с накипью находит очень широкое применение. Достаточно сослаться на опыт многих ТЭЦ (Ростовская, Астраханская и др.), ГРЭС (Симферопольская, Саратовская), заводов, шахт и других предприятий.
При замачивании семян многих сельскохозяйственных культур, цветов и фруктов омагниченной водой резко возрастает их всхожесть. В настоящее время отечественной промышленностью выпускаются даже специальные устройства для омагничивания воды, рекомендуемые сельскохозяйственным предприятиям и садоводам.
Структурные свойства воды и существование нескольких изотопов кислорода и водорода являются причиной того, что вода может образовывать много физико-химических разновидностей. Вот некоторые из них.
Вода-П. В начале 60-х годов костромской ученый Н. Н. Федя-кин обнаружил чрезвычайно интересное явление: при конденсировании паров воды в тонких кварцевых капиллярах (диаметром 5— 20 мкм) образуется жидкость, которая по свойствам значительно отличается от обычной воды. Позднее эта жидкость, названная вода-П, изучалась крупными советскими и зарубежными исследователями, в частности большим коллективом ученых во главе с Б. В. Дерягиным. Было обнаружено, что вода-П представляет собой вязкую жидкость с плотностью около 1 г/см3 и показателем преломления 1,49 (против 1,33 для обычной воды). Эта жидкость переходит в твердое состояние при охлаждении до —35ч—40 °C без скачка объема. Температура кипения воды-11 при атмосферном давлении примерно 250 °C. Вода-П обладает уникальным инфракрасным спектром поглощения, не отвечающим ни одному из известных веществ. Модифицированное состояние полученного вещества устойчиво и сохраняется при перегонке (эта процедура была использована для укрупнения порций воды-П). Было доказано, что вновь полученное вещество строго отвечает формуле Н2О; кварц, видимо, выполняет роль катализатора при синтезе воды-П.
Исследование воды-П привело Б. В. Дерягина и его сотрудников к выводу о возможности существования особого типа прочной молекулярной связи между водородом и кислородом, формирующей полимеры, состоящие из 6—10 мономерных молекул Н2О. Пока трудно определить роль воды-П в природных системах, но ясно, что ее исследование сулит определенные перспективы в исследовании глубинных геологических процессов.
Тяжелая вода. В настоящее время известно три изотопа водорода (‘Н—протий, 2Н—дейтерий D, 3Н—тритий Т) и три изотопа кислорода (16О, 17О и 18О). Это означает, что может существовать значительное количество разновидностей воды с разными изотопными комбинациями. Наиболее устойчивой из них является так называемая тяжелая вода D2O, содержащаяся в виде примеси в обычной воде в сотых долях процента. По свойствам тяжелая
39
вода существенно отличается от обычной: максимальная плотность отмечается при /=11,2 СС и составляет 1,056 г/см3; вязкость на 20 % выше; диэлектрическая постоянная на 0,3—0,5 °/о ниже. Температура плавления тяжелой воды 3,8 °C; температура кипения 101,4 °C. Судя по приведенным данным и ряду других данных, дейтериевая связь является еще более прочной, чем водородная. Используется тяжелая вода как замедлитель нейтронов в атомных реакторах. Тяжелая вода токсична, живые существа и растения в ней погибают. Некоторые ученые связывают эволюцию жизни на нашей планете с изменениями концентрации дейтерия в воде: в частности, пониженной по сравнению с современной концентрацией дейтерия в воде объясняют существование гигантских травоядных в мезозое. Впрочем, положения эти носят спорный характер.
Приведенные здесь лишь два примера разновидностей воды, предопределяемых ее сложной структурой и изотопией, показывают, насколько неисчерпаемы перспективы появления новых открытий при изучении такого удивительного вещества, как вода.
2.3.	ВИДЫ ВОДЫ В ГИДРОСФЕРЕ
2.3.1.	Виды воды в надземной гидросфере
Уникальность свойств воды определяет разнообразие форм ее нахождения в природе. Если взять идеальные условия (дистиллированная вода в атмосфере), то переход воды из одной фазы в другую регулируется температурой и давлением. Это хорошо видно на рис. 2.3. Если же вода содержит значительные количества растворенного вещества, газа, контактирует с вмещающими породами, то фазовое состояние воды подчиняется более сложным зависимостям.
На рис. 2.3 следует обратить внимание на линии равновесного состояния фаз: ОВ — между жидкой водой и паром, СО — между жидкой водой и льдом, АО — между льдом и паром. Точка О называется тройной — в ней существуют в равновесии вода, пар и лед. Точка В называется критической. При давлении и температуре выше чем 21,8 МПа и 374 °C фазы воды и пара сливаются и становятся неразличимыми.
Рассмотрим положение некоторых точек фазового равновесия воды, ориентируясь на средние значения давления и температуры для атмосферы. По И. Блютгену [3], тропопауза и мезопауза характеризуются температурами соответственно—55, —75 °C, а стратопауза --1-15 °C. Отрицательные температуры заставляют нас
оценивать положение фазовой границы лед — пар, которая описывается уравнением Уэшбурна
lgp=4/7’ + Blg7’4-C7’K4-D7^ + E,	(2.1)
где р — давление пара льда при t (°C), мм рт. ст.; 7' = / + 273,1;
40
Рис. 2.4. Диаграмма состояний воды в области тройной точки.
1—3 — то же, что на рнс. 2.3.
I—III — давление пара’ / —переохлаж денной жидкости, II — жидкой воды, III — льда.
Рис. 2.3. Диаграмма состояний воды в координатах давления и температуры (по К. Краускопфу).
/—3 — фазы: I — льда2 2 — жидкой воды, 3 — пара; 0 — тройная точка (точка одновременного существования пара, жидкой воды, льда).
А = —2445,5646; В = 8,2312; С=—1677,006-10~Б; D= 120514 • 1О-10; £ = —6,757 169.
Получим: для ( = —55 °C р = 1,93 Па (0,0145 мм рт. ст.), для t=—75 °C р = 0,12 Па (0,00089 мм рт. ст.).
Экстраполируя значения давлений по кривой вода — пар (рис. 2.4), для температуры стратопаузы получим равновесное значение р = 1,7 кПа, а для стандартной температуры 25 °C /? = = 3,1 кПа. Нанеся полученные результаты на рис. 2.5, мы убедимся, что в нижних слоях тропосферы преобладающими формами должны являться лед и капельно-жидкая вода. Взаимные переходы контролируются в основном температурой. Облака, дождь и снег здесь, по-видимому, по массе превосходят количество пара. Во всяком случае установленная в настоящее время средняя годовая облачность (доля всего небосвода закрытая облаками) над континентами составляет 49 %, а над океанами — 58 % [3] (рис. 2.6). Облака же — это зоны конденсации водяного пара, возникающие, как правило, при влажности воздуха, достигающей насыщения. В зависимости от типа и количества ядер конденсации она может начаться не только при насыщении, но и раньше или позже его.
В стратосфере преобладающей фазой должен быть лед, а у границы с мезосферой в результате повышения температуры — пар. Повышение температуры в верхних слоях стратосферы (от 25 до 50 км) объясняется существованием здесь так называемого озонового пояса активно поглощающего инфракрасное (тепловое) излучение. В то же время — это зона интенсивной фотодиссоциации воды, проникающей в нее с Земли. Меньшая молекулярная масса водяного пара (18) в сравнении с молекулярной массой преобладающих газов (кислорода — 32, азота — 28) обеспечивает его
41
-120-60 0 60 120180 2403003601,°C
Рис 2 5 Схема вертикального строения атмосферы и положение фазовых границ воды
О—-10 (цифры на диаграмме) 0 — поверхность Земли, / — тропопауза, 2 — стратопауза, 3 —мезопауза, 4 — главный макси м\м ионизации 5 —экзосфера, 6 — кривая изменения температуры с высотой, 7 — слой наибольшей концентрации озона, 8 — перламутровые облака, 9 — серебристые облака, 10— фазовая граница лед — пар, вычисленная по уравнению Уэшбурна /—3 — фазы / — льда, 2 — воды, 3— пара, “/ — тройная точка (р = 609,14 Па, /= = 0,01 °C)
интенсивный подъем вверх Образующиеся при фотодиссоциации атомы водорода либо диссипируют (удаляются за пределы поля тяготения Земли), либо образуют радикалы ОН.
Казалось бы, озонный пояс
является естественной физической границей рассматриваемых фазовых состояний воды. Однако образование перламутровых облаков на высоте порядка 30 км и серебристых облаков на высоте 80—90 км говорит о том, что и за
пределами озонового пояса содержание водяного пара в атмосфере, хотя и становится очень низким, все же оказывается достаточным для процесса конденсации. Как мы увидим ниже, возникновение перламутровых и серебристых облаков может быть объяснено периодическими поступлениями через разрывы тропопаузы и стратопаузы вертикальных струй влажного воздуха из тропосферы. В 60-х годах относительно перламутровых облаков к такому выводу пришли метеорологи, опираясь, в частности, на результаты ракетного зондирования атмосферы, при котором были обнаружены вертикальные струи воздуха до высоты 140 км. Кроме того, если еще недавно специалисты полагали, что серебристые облака это пыль продуктов взрыва вулкана Кракатау (1883 г.), то ракетные исследования установили, что они состоят из очень мелких метеоритных пылинок, покрытых корочкой льда. Конденсация влаги здесь связывается с адиабатическим (без потери энергии) расширением атмосферы снизу вверх, приводящим к резкому ее охлаждению. Пусть читателя не вводит в заблуждение температурная кривая, показанная на рис. 2.5. Она отражает скорость передвижения частиц в этой области атмосферы. Однако высокая разреженность газа реальную температуру (возможность нагрева тела) делает здесь очень низкой.
Таким образом, если иметь в виду только три фазы состояния воды (твердую, жидкую и газообразную), то верхнюю границу
42
Рис. 2 6. Иллюстрация развития облачности с высоты 70 000 км (снимок космической станции «Зонд-7», 8 августа 1969 г)
надземной гидросферы (и гидросферы в целом) можно проводить по высоте развития серебристых облаков. Далее будут показаны и другие подходы к проведению границ в гидросфере.
2.3.2.	Виды воды в подземной гидросфере
Постоянное взаимодействие воды с горными породами, газами, живым веществом обусловливает многообразие видов воды в подземной гидросфере. Классификация видов воды в горных породах может быть представлена в следующем виде: 1) вода в форме пара; 2) физически связанная вода — адсорбированная, пленочная; 3) свободная вода — вакуольная, капиллярная, гравитационная; 4) вода в твердом состоянии; 5) химически связанная вода—
43
кристаллизационная, цеолитная, конституционная; 6) вода в надкритическом состоянии [5, 7].
Вода в форме пара. Содержание пара в приземном слое атмосферы колеблется от десятых долей процента до нескольких процентов. Содержание пара в верхних слоях горных пород может быть и выше, но общее его количество не превышает 0,001 % от всей масеы пород. Тем не менее эта форма воды имеет большое значений, так как является единственной, способной перемещаться при небольшой влажности породы, причем перемещение пара происходит от участков с большей влажностью и температурой пара к участкам с меньшими их значениями. Поэтому летом влага мигрирует- от приповерхностных слоев вниз, где и конденсируется, а зимой перемещается к поверхности Земли, вблизи которой конденсируется и замерзает.
Пар в горных породах может поступать из воздуха или же быть продуктом испарения подземных капельно-жидких вод. Образовавшийся при этом пар движется вверх, в атмосферу. Таким образом, через парообразное состояние в верхней части литосферы — так называемой зоне аэрации — проходят огромные массы влаги, которая участвует как в пополнении ресурсов водоносных горизонтов в результате конденсации, так и в расходовании пбдземных вод вследствие их испарения.
Наряду с холодным паром в условиях современного вулканизма, цапример, образуется горячий пар, находящийся в смеси с перегретыми водами, имеющими температуру 100—300 °C и более. Такие парогидротермы наблюдаются у нас на Камчатке (Мутновское, Паужетское месторождения парогидротерм).
Физически связанная вода. Рассматриваемый вид воды присущ главным образом глинистым породам. Глинистые частицы окружены несколькими концентрическими слоями воды, и чем ближе слой к частице, тем сильнее он притягивается к ней (рис. 2.7). Связанная вода соответствует двум слоям: адсорбционному и диффузному. Коллоидная частица с неподвижным (адсорбционным) слоем молекул воды и катионов называется гранулой. Та же частица с двойным слоем — неподвижным и подвижным (диффузионным) — называется мицеллой.
Адсорбированная (иногда называют прочносвязанной) вода образуется в результате сгущения паров на поверхности минеральных частиц. Эта вода удерживается на поверхности адсорбционными силами. Толщина слоя адсорбированной воды колеблется в пределах долей микрометра и зависит от минералогического состава, размера и формы частиц, состава ионов, влажности породы, атмосферного давления и температуры. Адсорбированная вода образуется с выделением до 400 Дж теплоты на 1 г воды. Эта вода трудноподвижна. Она удерживается у поверхности силами в десятки и сотни тысяч килоньютонов. По своим свойствам эта вода близка к свойствам твердого тела: плотность равна 1,2—2,4 г/сМ3
44
Рис 2.7. Схема взаимодействия сил в системе твердая частица — вода (по Н. А. Цытовичу).
а — схема расположения молекул воды в пределах диффузного слоя твердой частицы; б — эпюра изменения поверхностных снл Р от расстояния до минеральной частицы.
/— 3 — вода: / — свободная, 2 — адсорбированная, 3 — поверхностных слоев.
(в среднем 2). Температура замерзания от 0 до—78 °C, диэлектрическая постоянная 2—2,2 (у свободной воды она равна 81). Адсорбированная вода не может растворять соли и перемещается только в парообразном состоянии. Удаляется она из грунтов при температуре 105 °C. Эта вода определяет так называемую гигроскопическую влажность грунтов.
Максимальное количество адсорбированной воды, поглощаемое породой, называется максимальной ги
гроскопичностью. Для мелкозернистых и глинистых пород она достигает 15—18 %, а в крупнозернистых отложениях уменьшается до 5 %. Такое состояние пород возникает при полном насыщении водяным паром подземной атмосферы.
Пленочная вода (или вода поверхностных слоев) начинает образовываться с того момента, когда влажность пород достигает максимальной гигроскопичности. С увеличением толщины слоя диффузной воды утрачивается ее связь с минеральными частицами. Вода отрывается от них и переходит в свободное состояние. Характерной особенностью пленочной воды является способность перемещаться от более влажных участков слоев к менее влажным.
Пленочная вода не подчиняется силе тяжести, не передает гидростатического давления. Она удерживается в породе силами, в 70 000 раз превышающими силы гравитации. При литификации пород пленочная вода удаляется. Поэтому слабоуплотненные глины содержат большее количество пленочных вод, чем сильноуплотненные породы. Замерзает пленочная вода при —1,5 °C, и чем тоньше пленка, тем ниже температура замерзания. Количество пленочной воды в глинистых отложениях возрастает в глинах монтмориллонитового состава, в более тонкодисперсных породах— с уменьшением минерализации порового раствора.
45
Физически связанная вода называется еще и молекулярной. Максимальное ее количество, которое может удерживаться породой, считается максимальной молекулярной влагоемкостью породы, которая достигает в суглинках 10—20 %, в глинах —до 50 % от массы сухого образца.
Свободная вода. Состоит из воды вакуолей (включений в минералах), капиллярной и гравитационной.
Вода вакуолей представляет собой захороненные остатки проявлений древних гидротерм, заполняющих пустоты в горных породах. Эта вода может быть выделена при нагревании или механическом разрушении пород. Роль вакуольных вод в подземной гидросфере невелика, но их изучение дает важный материал для реконструкции условий образования пород.
Капиллярная вода может образовываться в местах соприкосновения минеральных частиц в виде отдельных капель (вода углов пор). Эти капли изолированы друг от друга поверхностями частиц и менисковыми поверхностями, неподвижны и находятся в как бы защемленном состоянии. При увеличении влажности грунта капиллярные поры полностью заполняются водой и образуются либо собственно капиллярные воды, если они соединяются с уровнем первого от поверхности Земли водоносного горизонта, или подвешенные капиллярные воды, если такой связи нет.
Капиллярные воды под действием капиллярных сил поднимаются выше уровня первого от поверхности Земли водоносного горизонта. Высота капиллярного поднятия зависит от гранулометрического состава пород (в мелкозернистых грунтах она больше, чем в крупнозернистых). Она уменьшается с увеличением плотности грунта, в однородных грунтах, с возрастанием плотности воды и понижением температуры воды.
Предельная высота капиллярного поднятия для крупнозернистого песка составляет 2—3,5 см, для среднезернистого песка — 12—35 см, для мелкозернистого песка — 35—120 см, для супеси — 120—350 см, для суглинка — 350—650 см, для глины — более 600 см. Капиллярное поднятие достигает максимальной высоты в крупнозернистых грунтах за несколько часов или суток, а в глинистых грунтах может происходить годами и даже десятилетиями.
Капиллярная влага приближается по своим свойствам к капельно-жидкой воде. Она способна передавать гидростатическое давление. Температура замерзания капиллярных вод несколько ниже 0 °C, и она тем меньше, чем тоньше диаметр пор, в которых находится капиллярная вода.
Гравитационная вода — это вода, находящаяся в физически свободном состоянии под действием силы тяжести. Свободная вода обладает свойствами обычной жидкой воды, среди которых наиболее важными являются: передача ею гидростатического давления, растворяющая способность, механическое действие на вмещающие породы.
46
Содержание гравитационных вод определяется характером пустот водовмещающих пород. Наибольшее количество этих вод наблюдается в галечниках, крупнозернистых песках, интенсивно трещиноватых породах. Глинистые и слаботрещиноватые породы содержат небольшое количество вод, а в глинах и породах, где размер пор и трещин очень мал, гравитационной воды почти нет.
Вода в твердом состоянии. Лед довольно широко распространен в верхней части литосферы, участвует в образовании многолетней, сезонной и кратковременной (часовой, суточной) мерзлоты. Макроформы подземных льдов весьма разнообразны (линзы, слои, жилы) и могут быть названы жильными льдами. Это — самостоятельная мономинеральная порода, залегающая в трещинах, полостях и пустотах других горных пород и образовавшаяся как в результате внедрения и замерзания подземных вод, так и вследствие захоронения наземных льдов — наледей, льдов водоемов, «снежников» и др., относящихся к так называемым погребенным льдам.
Кроме того, встречаются различные микроформы льдов. Так, например, лед-цемент образуется при промерзании увлажненных глинистых и песчаных пород за счет воды, находящейся в порах между частицами скелета породы. В зависимости от степени заполнения пор различают четыре вида цемента: контактовый — в местах контакта частиц скелета; пленочный—по поверхности частиц, но без сплошного заполнения пор; поровый — заполняет поры целиком; базальный — образует основную массу породы.
Свойства пород, содержащих воду в твердом состоянии, весьма отличаются от свойств тех же пород в талом состоянии. В значительной мере свойства мерзлых пород определяются льдистостью (содержанием льда), которая иногда достигает в песчаных и глинистых породах сотен и тысяч процентов по отношению к массе минеральной части породы.
Химически связанная вода. Объединяет кристаллизационную, цеолитную и конституционную формы воды. Все они входят в состав минералов в виде НгО, ОН-, Н+ и Н3О+.
Кристаллизационная вода содержится в виде молекул НгО, постоянно сохраняя определенное их количество. Примерами минералов, содержащих кристаллизационную воду, могут служить гипс (CaSO4-2H2O), мирабилит (Na2SO4-IOH2O), карналлит (КС1Х XMgCl2 • 6Н2О). Эта вода может удаляться из минерала при температуре около 100 °C. При дегидратации минерал изменяет свои свойства. Например, гипс при потере воды переходит в ангидрит, мирабилит в тенардит—минералы с другой кристаллической структурой и другими физическими свойствами.
Цеолитная вода является аналогом кристаллизационной, но количество молекул НгО в минералах может изменяться при сохранении физической однородности вещества. Примерами минералов с цеолитной водой могут служить опал (ЗЮг-пНгО), анальцим (Na[AlSi2O6] • Н2О) и др.
47
Конституционной называют такую химически связанную воду, в которой кислород и водород участвуют в молекулярном строении минералов в виде гидроксильной группы (ОН), входя в состав их кристаллической решетки. Ион водорода (Н+) может заменяться кальцием, магнием, натрием, калием, железом. Конституционная вода может быть выделена только при разрушении кристаллической решетки минерала при температурах более 400 °C. К числу минералов, содержащих конституционную воду, относятся диаспор (А1О-ОН), мусковит (KAl2[AlSi3Oio] [ОН]2), каолинит (Al4[Si4O10][OH]8).
По А. С. Поваренных [1966 г.], переход от гидроксильной, преимущественно ионной связи к водородной, преимущественно ковалентной связи происходит по следующей схеме: 1) гидроксильная связь, расстояние ОН—Н = 0,54-0,3 нм [NaOH, Са (ОН)2, Mg(OH)2 и др.]; 2) гидроксильно-водородная связь, расстояние ОН— Н = 0,34-0,27 нм (Zn[OH]2, А1[ОН]з, Н2О, все кристаллогидраты); 3) водородная связь, расстояние О—Н—0 = 0,274-0,25 нм (NaHCO3, KHSO4, НА1О2 и др.).
Вода в надкритическом состоянии. Находится при температуре более 374—450 °C и давлении более 21,8 МПа. В этих условиях различия между жидкостью и газом отсутствуют. У такой воды водородные связи непрочные и молекулы распадаются на ОН- и Н+. Вязкость ее становится значительно меньше, что способствует возрастанию миграционных способностей. С повышением температуры и давления увеличиваются пределы растворения химических соединений в воде.
Воды в надкритическом состоянии залегают на больших глубинах, превышающих обычно 5—10 км, ближе к поверхности находятся в магматических расплавах и при снижении температуры и давления переходят в пар или жидкость. Изучение условий этих переходов имеет важное значение для понимания процессов гидротермального рудообразования и общих процессов теплообмена на нашей планете.
Многообразие видов воды в подземной гидросфере обусловлено, как уже говорилось, сложными механизмами взаимодействия воды с горными породами. В поверхностной (наземной) гидросфере это многообразие резко сокращается. В водоемах и водотоках вода присутствует в жидкой фазе и при замерзании, температура которого зависит от атмосферного давления и содержания солей в воде, переходит в твердую фазу. Поскольку лед всегда содержит какой-то объем пор и трещин, в результате возгонки в ледяном покрове (сезонном или постоянном) образуется и вода в форме пара. Вопросами фазовых переходов в поверхностных водах занимается гидрология, гляциология, океанология.
В гидросфере при температуре до 120 °C обязательно обитает живое вещество, причем живые существа не только не могут жить, если они не содержат воду, которую можно назвать физиологиче
48
ски связанной, но вода является для них той физико-химической средой, благодаря которой осуществляются реакции обмена веществ, обеспечивающие непрерывный процесс роста, обновления и разрушения живых тканей. Взрослый человек, например, на 65— 70 % состоит из воды, причем основная часть массы приходится на внутриклеточную воду (50 %), остальное на межтканевую (15 %) и циркулирующую (5 %) воду. Содержание воды в живых и растительных организмах колеблется от нескольких десятков процентов до 99 %. Роль живого вещества и потребляемой им воды в протекании геологических процессов чрезвычайно велика. Даже физически связанная вода глинистых толщ, как показали исследования томских гидрогеологов и микробиологов, содержит значительные количества бактерий, содействующих активному протеканию физико-химических процессов в толще горных пород.
2.4.	СТРУКТУРА ГИДРОСФЕРЫ
Из представлений о гидросфере как о всех природных водах Земли и одного из главных ее свойств — подвижности этих вод — ясна сложность проведения как внешних границ гидросферы, так и внутренних границ между отдельными ее частями. Рассмотрим сначала характерные границы в наземной и надземной гидросфере.
2.4.1.	Границы природных вод на поверхности Земли
Океан — атмосфера. Из всех границ гидросферы эта является, пожалуй, наиболее изученной. Ее исследованием, экспериментальным и теоретическим, на протяжении многих десятилетий занимаются океанологи и метеорологи. Имеется огромное количество публикаций по различным вопросам ее строения и функционирования. Мы не будем здесь заниматься обзором и анализом всего этого материала, а лишь остановимся на тех представлениях, которые наиболее важны для гидрогеологов.
Миграция влаги через границу океан — атмосфера связана в основном с теплообменом. Физический механизм теплообмена через границу океан — атмосфера академик В. В. Шулейкин [9] рассматривает как работу тепловых машин первого, второго и пятого родов.
Машины первого рода являются наиболее крупными. В качестве нагревателя в них работают тропические пояса Земли с положительным бюджетом тепла, а в качестве холодильника — высокоширотные области, в которых тепловой бюджет отрицательный. Термобарические колебания и соответствующий им массоперенос воздуха и воды имеют здесь субмеридиональное распространение.
49
Машины второго рода — это уже механизм регионального порядка. В холодное время года нагревателем в них служат наиболее теплые области океана, а холодильником — материки. В теплое время года ситуация меняется на обратную. Исключением являются лишь Антарктида и Гренландия, которые из-за мощного материкового оледенения выполняют функции холодильника круглый год. Работа машин второго рода в значительной мере определяет муссонную циркуляцию, при этом подстилающая поверхность воздействует на нижний слой атмосферы мощностью до 4— 5 км, а тепломассоперенос и распространение барических волн характеризуются субширотным направлением. Потоки атмосферной влаги связаны с определенными источниками и стоками планетарного масштаба, представляющими собой области квазизамкнутых циркуляций и расположенными в пределах как океанов, так и суши. Тепловые машины второго рода генерируют колебательные процессы переменного знака, являющиеся причиной появления региональных разрывов границ океан — атмосфера.
Теперь остановимся на работе машин пятого рода, в которых нагревателем являются особенно теплые участки океана, а холодильником — все окружающее их пространство. Это тропические ураганы (рис. 2.8). Средняя ширина их достигает нескольких сотен километров, а высота 6—15 км. Тепловая машина пятого рода производит колоссальной интенсивности водообмен между океаном и атмосферой. Она засасывает почти до тропопаузы огромные массы водяного пара, суточный расход которого, судя по интенсивности сопровождающих ураган ливней, близок к годовой норме или в несколько раз превышает годовую норму осадков для средних широт. Яркой иллюстрацией работы такой машины могут служить наблюдения за ураганом «Элоиз» (сентябрь 1975 г.). Скорость его движения составляла около 30 км/ч. Внутренние инерционные волны, вызванные им в водных массах океана, увеличили слой перемешивания с 20 до 60 м и спустя 8 сут достигли максимальной амплитуды (на глубине 500 м она составляла 65 м). Температура поверхности океана в зоне действия этой «машины» понизилась на 1,5 °C и в течение еще двух суток поддерживалась на 0,5 °C ниже обычной.
Нетрудно видеть, что тропические ураганы это своего рода дырки, возникающие на границе океан — атмосфера. В их образовании есть своя периодичность, пространственная приуроченность и физическая индивидуальность. Как и машины второго рода, они определяют разрыв границы, но разрыв более кратковременный и резкий. В то же время по площади развития, длительности существования, энергетической эффективности тропические ураганы можно отнести к категории макроразрывов, каждый из которых проявляется регионально, создает как бы планетарный резонанс.
Теперь рассмотрим разрывы более высоких порядков, которые на общепланетарном фоне можно назвать микроразрывами. Их 50
Рис. 2.8. Разрез тропического урагана [6].
у — граница тропопаузы; 2—направление движения воздуха; 3 — главные и второстепенные облака; 4 — дождь; 0—0 - «глаз» тайфуна.
возникновение связано с так называемой холодной пленкой океана, выполняющей, по-видимому, важнейшие функции в режиме верхнего океанического слоя. По различным показателям толщина этой пленки оценивается от 10—20 мкм до 1—2 см (рис. 2.9). Она является причиной очень высоких пограничных градиентов температуры, достигающих 2—5 °C на 1 см, резкого изменения коэффициентов обмена (от молекулярных до турбулентных значений) и определяет постоянную гидродинамическую неустойчивость верхнего слоя.
Сейчас установлено, что холодная пленка способна сохраняться при ветрах до 10 м/с, но она разрывается при обрушении гребня волны и очень быстро, за несколько секунд, восстанавливается; гидродинамический режим в пределах самой пленки имеет ламинарный характер. Ниже холодной пленки происходит активное перемешивание вод, усиливающееся на один — три порядка при возникновении вихрей Ленгмюра*. В самих вихрях поверхностные воды погружаются, на участках же между вихрями происходит подъем вод из глубин. В результате создается локальная дифференциация граничных условий: формируется поле дырок, одна часть которых как бы открывает границу сверху, а другая—снизу. Такие дырчатые поля возникают и разрушаются, их пространственная привязка носит хаотический характер, в принципе они могут появляться на любом участке океана, где вблизи поверхно-
* Продольные спиралеобразные вихри. Их ось совпадает с направлением ветра
51
26,0 26,5 27,0 t,°C
Рис. 2.9. Изменение температуры воды и воздуха вблизи поверхности океана [Шумилов А. В., 1976 г.].
Длина черточки — пределы колебаний температуры за время измерений (~1,5 мин).
сти создается конвективная неустойчивость и неустойчивость ветрового течения.
Приведенная информация позволяет констатировать, что в основе планетарного функционирования границы океан — атмосфера заложен дискретный (дырчатый) принцип взаимодействия. Несмотря на то, что в геометрическом смысле эту границу можно назвать сплошной, по своему физическому состоянию она дискретна. Ее дырчатость, по-видимому, предопределена резкой сменой термодинамических условий взаимодействующих сред, функции состояния которых терпят на границе разрыв (см., например, рис. 2.9).
Поверхностные воды суши — атмосфера. Дискретность этой границы проявляется в первую очередь в ее геометрических особенностях, которые косвенно могут быть охарактеризованы через густоту речной сети и обводненность территории. По водному балансу суши можно выделить области со значениями речного стока и испарения, превышающими норму для всей суши (соответственно 275 и 485 мм). Во всем южном полушарии и в северном до широты около 50° области аномального речного стока, как правило, находятся в пределах областей с аномальным испарением, часто почти совпадая с ними. А так как речной сток и испарение в сумме равны количеству осадков (с небольшой невязкой), эти аномальные области можно рассматривать одновременно и как источники, и как стоки. В одни периоды года они выполняют функции преимущественно источников, в другие — преимущественно стоков. В этом и проявляется дырчатость данной границы. Ее дискретность складывается из геометрической и физической неоднородностей. Геометрическая неоднородность предопределена тектонической и эрозионной изрезанностью суши, а физическая — особенностями циркуляции атмосферных масс, хотя здесь существует и обратная связь. Разумеется, на этой границе возможны и такие явления, как термобарические сейши *, ураганы, вихри Ленгмюра, на озерах холодная пленка и т. д.
* Сейши — стоячие волны. В данном случае речь идет о тепловых машинах второго рода.
52
Суша — океан. Если первые две границы представляли собой различные части поверхности нашей планеты, то эта является береговой линией, отделяющей сушу от океана. По современным подсчетам ее протяженность оценивается примерно 6,5 • 105 км (без Антарктиды) и 6 -105 км (без территорий, сложенных глубоко промороженными породами). Через нее преимущественно реками в океан ежегодно поступает около 4,2* 104 км3 воды, 3,53- 109 т растворенных веществ и 15,7-Ю9 т взвешенных и, вероятно, около 1,6 • 109 т влекомых наносов. Дискретность функционирования этой границы очевидна. Устье всякой реки может рассматриваться как разрыв границ, представляющий собой в масштабе Земли точечный источник. Поступление материала через такие источники сопровождается интенсивным турбулентным перемешиванием и диффузией. При этом происходит обмен импульсами речной и океанической вод, что приводит к постепенному падению скорости стокового течения с удалением от устья, создает определенный характер распределения солености воды на устьевом взморье.
На протяжении геологической истории береговая линия как граница испытывает постоянное перемещение, меняет форму и протяженность. Участки ее разрыва (устья реки) также имеют переменные координаты. Через них в течение года происходит более или менее равномерный выброс воды в океан, на фоне которого возникают периодические весьма активные выбросы, по объему обычно превышающие среднегодовой суммарный сток.
2.4.2.	Границы природных вод в атмосфере
Атмосфера — это среда с существенно иными свойствами, чем океан и поверхностные воды суши. Поэтому границы здесь имеют иное физическое выражение и на много порядков мобильнее по своей изменчивости (если пользоваться астрономической шкалой времени). В пределах тропосферы наиболее очевидными границами можно считать ярусы облачности. Напомним, что по современной Международной классификации различают четыре высотных семейства облаков: 1) верхнего яруса (5000—13 000 м), 2) среднего яруса (2000—7000 м), 3) нижнего яруса (от поверхности Земли до 2000 м), 4) облака вертикального развития (от 500 м до переменной высоты вершины облака) [8].
Все облачные образования демонстрируют дырчатый характер внутритропосферных границ гидросферы и их статистическую сущность. Облако — это зона конденсации водяного пара, возникающая на пути его передвижения от поверхности Земли. Каждое облако выполняет запрещающие функции, оно останавливает поток влаги. Между облаками для потока пара остается свободное пространство, выполняющее функции разрешающих дырок. Сложная и динамическая структура облачных скоплений может создать впечатление структурной хаотичности облачных границ. Но это кажу
53
щееся впечатление. Структурные преобразования облачных полей подчиняются определенным закономерностям, поддаются прогнозу и в ряде случаев даже управлению.
В пределах тропосферы современная метеорология обычно различает три класса воздушных масс: тропический воздух (ТВ), воздух средних (умеренных) широт (УВ), полярный воздух (ПВ). Каждый класс приобретает свои свойства в определенных очагах формирования, их взаимодействие создает генеральную схему циркуляции влаги тропосферы (рис. 2.10).
Квазипостоянные границы между ячейками циркуляции ТВ, УВ и ПВ представляют собой пояса активной зональной циркуляции (полярные и субтропические струйные течения), приводящие к разрывам тропопаузы. На рис. 2.10 положение фронтов струйчатых течений соответствует средним синоптическим условиям. В течение года и за многолетний период границы фронтов испытывают существенные флуктуации как в пространстве, так и по контрастности своего проявления. Соответственные изменения испытывает и сама тропопауза, имеющая к тому же сложное листообразное строение. Ей присуща и способность к структурной унаследован-ности. Так, генерализованная ее форма, так же как и форма Земли, может быть аппроксимирована поверхностью двухосного эллипсоида, а фронты удивительно хорошо экстраполируются на критические земные широты.
Характерной особенностью верхней мезосферы и термосферы является ионизация воздуха. Молекулы воды, попадающие сюда, почти полностью диссоциируют. Установлено, что область ионизации расслоена, в ней выделяется несколько зон с относительно повышенной ионизацией. Наиболее надежно фиксируются слои 60—80, 100—120, 180—200, 300—400 км, обычно обозначаемые D, Е, Fi, Ег. Это дает основание поднять верхнюю границу гидросферы на высоту до 700—800 км. Очевидно, что в выделенных слоях существуют оптимальные условия для ионизации, возможно, из-за аномальной плотности воздуха по сравнению с соседними зонами. Безусловно, что слои D, Е, Fi, F2 для потока паров воды (как газа) будут выполнять функции барьеров, поскольку в них резко меняется форма массопереноса (от молекулярной к ионной). Имеются ли в этих барьерах разрывы, сказать трудно. Можно думать, что да, так как поток корпускул и ультрафиолетовое излучение Солнца, вызывающее ионизацию, не постоянны во времени и в пространстве.
Мы рассмотрели внутренние границы верхней части гидросферы, начиная с поверхности океана. Массоперенос внутри ква-зизамкнутых множеств, на которые она делится, а также функционирование самих границ обусловлены перераспределением тепла, поступающего от Солнца. Наверное, поэтому в современной метеорологии атмосфера часто рассматривается как термодинамическая машина, которая тепловую энергию преобразует в механическую.
54
Рис 2.10. Принципиальные схемы воздушных масс, тропопаузы, фронтов и струйных течений.
а - средняя зимняя меридиональная циркуляция 7 - полярная тропопауза, 2 — тропическая тропопауза, 3 — зона преобладающего горизонтального перемещения, 4 - полярное струйное течение, 5 — субтропическое струйное течение, 6 — полярный фронт; б — структура тропопаузы и ветровые системы: 1 — ПВ стратосферы, 2 — УВ стратосферы, 3 — ТВ стратосферы, 4 — полярная тропопауза, 5 — тропопауза умеренных широт, 6 — тропическая тропопауза, 7 -г- вторичная тропическая тропопауза, 8 — ТВ верхней тропопаузы, 9 — ПВ тропосферы, 10 — ТВ умеренных широт, 11 — ТВ нижней тропосферы, 12 — арктический фронт, 13 — полярный фронт, 14 — субтропический фронт, 15 — полярный восточный перенос, 16 полярный западный перенос, 17 — субтропический приземный максимум, 18 — зона пассатов.
Широта
Оценен даже КПД такой машины. По отношению к крупномасштабным атмосферным процессам его значение составляет приблизительно 1,7—2,0 %. В целом в атмосфере различают два вида глобального переноса: горизонтальный и вертикальный. Первый является основным, причем он настолько преобладает над вертикальным, что в теоретических моделях общеатмосферной циркуляции последним обычно пренебрегают.
Для нашей же задачи главным является вертикальный перенос, поскольку именно он определяет обмен между составляющими надземной гидросферы. В настоящее время установлено, что вертикальное движение контролирует процесс превращения потенциальной энергии в кинетическую и управляет перераспределением энергии. К сожалению, оценка вертикального переноса до сих пор представляет большие трудности. И все же удалось не только измерить его скорости (на 2—3 порядка меньше горизонтальных), но и разработать схемы связи с кинетической энергией (рис. 2.11). Из рисунка видно, что если поднимающееся ядро теплее периферийных областей (а), происходит генерирование кинетической энергии, если ядро холодное (б) — кинетическая энергия потребляется. В соответствии с ситуацией продуцируются и горизонтальные составляющие. В основе же явлений лежит конвективный тепло-перенос.
Для работы любой тепловой машины (по второму закону термодинамики) необходимы холодильник и нагреватель. В зависимости от масштаба исследований их функции выполняют различные области гидросферы, что позволяет говорить о различных тепловых машинах. Например, зональная циркуляция тропосферы обусловлена присутствием постоянных холодильника в полярных
55
Рис. 2.11. Примеры циркуляций с генерацией (а) и с разрушением кинетической энергии (б) в вертикальной плоскости (по Э. Пальмеиу и Ч. Ньютону).
областях и нагревателя — в тропических; муссонная циркуляция определяется теплообменом океан—материки, при этом их функции как нагревателей и холодильников меняются по сезонам года; в стратосфере более холодными оказываются низкоширотные пояса, а относи
тельно нагретыми высокоширотные. Появление облачности также может быть объяснено как результат работы некоторой тепловой машины. Например, аномальный нагретый участок океана усиленно прогревает атмосферу и вызывает восходящее движение воздуха и влаги. На определенной (термодинамически критической) высоте влага конденсируется (работа холодильника), возникшая облачность экранирует поступление солнечной радиации, нагреватель остывает, облачность рассеивается — машина переходит на холостой ход (ее КПД резко снижается). Затем происходит новое возбуждение, вызванное поступлением свежей порции тепловой энергии, и т. д. Различные природные тепловые машины постоянно взаимодействуют, создавая чрезвычайно сложную картину функционирования верхней части гидросферы.
2.4.3.	Границы природных вод в подземной гидросфере
В этом разделе речь пойдет о границах, которые довольно широко обсуждаются в геологии. Поэтому основное внимание мы уделим не столько их описанию, сколько выявлению черт, позволяющих рассматривать возможные аналогии с границами в атмосфере и на поверхности Земли. Кроме того, поскольку этой части гидросферы присущ иной масштаб времени, в описании границ мы будем ориентироваться на два аспекта: на современное их состояние и на особенности их исторического развития.
Опираясь на последние достижения геологии в изучении тектоносферы и мантии, можно выделить три наиболее крупные квази-замкнутые группировки вод ниже поверхности Земли — воды литосферы, астеносферы и подастеносферной мантии. Эти группы определены по структурным и петрологическим особенностям вмещающих сред на основании двух причин: 1) границы астеносферы установлены экспериментально и хорошо прослеживаются методами геофизики; 2) аналогичный принцип разделения природных вод был принят для подземной части гидросферы, а также является основным в региональной гидрогеологии, изучающей гидрогеологические структуры, водоносные комплексы и горизонты.
56
Разумеется, названные три группы — это составляющие первого порядка. Каждая из них может быть разделена на более мелкие элементы второго, третьего и других порядков. Например, в литосфере такое членение допустимо сделать по поверхностям Конрада и Мохо, в гранитном слое — по кровле фундамента, в осадочном чехле— по литологическим особенностям разреза.
Начнем с самых общих положений, определив исходные понятия водовмещающих сред первого порядка. До недавнего времени нижнюю границу литосферы совмещали с поверхностью Мохо. Однако попытки (теоретические и экспериментальные) установить физический смысл этой поверхности постепенно привели к выводу, что для тектоники и гравитационного поля она вряд ли имеет сколько-нибудь решающее значение. Возможно, поэтому академик В. В. Белоусов ввел понятие тектоносферы, а в теории плит появилось новое определение литосферы как подвижного поверхностного прочного слоя. Здесь на первое место выдвигаются механические характеристики и нижней границей должна быть изотерма, соответствующая солидусу*. Особенности же химического состава являются внутренним свойством плиты и служат для разделения ее на кору (до Мохо) и субстрат (мантия до глубины солидуса). Разумеется, что положение солидуса, определяемое различными методами (по тепловому полю, сейсмическим измерениям и исследованию упругих деформаций плит), оценивается неоднозначно и приблизительно. Но эта приблизительность и неоднозначность относятся к количественной оценке сферической координаты границы, физический же ее смысл является вполне строгим. Границы тектоносферы определяются весьма ориентировочно: она трактуется как оболочка с существенными горизонтальными неоднородностями. Нетрудно видеть, что литосфера является частью тектоносферы, хотя из их определений такого вывода не следует. Это происходит, видимо, потому, что первое появилось из неомобилист-ских представлений о развитии земной коры, а второе является продуктом фиксистских схем. Но у этих понятий есть и общее: они основываются на одной теоретической предпосылке, что эндогенный режим нижних слоев определяет функционирование верхних.
Последнее обстоятельство дает право пользоваться одновременно обоими понятиями. Некоторая расплывчатость понятия тектоносферы дает свободу для определения нижней границы гидросферы, четкость и строгость понятия литосферы позволяет конкретизировать пространственное положение самой верхней мегагруппы подземных вод.
Поскольку литосфера, мощность которой оценивается до 100— 200 км, представляет собой сферическую плиту, воды (в физических формах, соответствующих определенным давлению и темпе
* Граница, разделяющая область частичного плавления от области твердой фазы на диаграмме состав кристаллизующейся магмы — температура.
57
ратуре) находятся в ней главным образом в трещинах и порах и лишь частично (как локальные скопления) являются одной нз фаз магматических расплавов. У верхней границы литосферы преобладают воды метеогенного и седиментогенного происхождения, у нижней — мантийного (в обоих случаях продукты прямого внедрения). Между этими областями основная часть вод образуется, вероятно, на месте при литификации пород, и в этом проявляется структуризация верхней части подземной гидросферы в самостоятельную квазизамкнутую мегагруппу. В опускающихся блоках происходит освобождение физически связанных вод и дегидратация минералов — возникает своеобразный как бы поток снизу вверх; в поднимающихся блоках в силу их разуплотнения и уменьшения внутрипорового давления, а также благодаря гидратации минералов возникают как бы потоки сверху вниз. Таким образом, происходит процесс, который напоминает перемешивание.
Вторая мегагруппа подземных вод находится в пределах астеносферы, т. е. на глубинах от 100—200 до 750—800 км (в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов — от 2—3 км). Термин «астеносфера» в переводе означает слой без прочности, а в тектонике плит определяется как слой, не выдерживающий касательных напряжений. Считается, что астеносфера приблизительно совпадает с зоной пониженных скоростей.
Измеренные геофизическими методами свойства астеносферы объясняют состоянием частичного плавления мантийного вещества. Теоретическое и экспериментальное изучение этого вопроса показало, что длительная квазиустойчивость начальной стадии плавления может быть обусловлена только присутствием воды.
Форма существования астеносферной мегагруппы подземных вод принципиально отличается от мегагруппы литосферы. В литосфере вертикальное движение блоков плиты и продуцируемого им движения потоков воды не совпадают по направлению: среда движется в одну сторону, а содержащиеся в ней воды — в другую. В астеносфере же вязкопластичная конвекция является общей для воды и для вмещающей среды, поскольку вода растворена в расплавленной части вмещающей среды.
Третью, подастеносферную мегагруппу подземных вод связывают с так называемой переходной зоной, нижнюю границу которой обычно проводят по глубине 750—800 км. Эта зона считается химически однородной, и некоторая дифференциация ее по плотности и скоростям объясняется структурными перестройками минералов при возрастании давления. Одна из динамических моделей плитной тектоники утверждает возможность крупномасштабных конвективных движений в этой зоне. Вопрос еще далеко не решен, но уже ясно, что ответ на него может быть положительным только при условии, если будет доказано присутствие здесь достаточного количества воды. Когда мы говорим о достаточном количестве, то имеем в виду результаты исследований границ перехода
58
горных пород от хрупкого состояния к пластичному. Они показали, что пластические свойства пород увеличиваются по мере роста гидростатического давления и порог этого перехода тем ниже, чем меньше скорости деформаций.
Как выглядит структуризация мегагруппы подземных вод, находящейся в подастеносферной мантии сказать трудно. Можно только предполагать, что если переходная зона химически однородна и вязкопластична, то воды более или менее равномерно распределены в ней. Это значит, что структуризация мегагруппы повторяет структуру всей переходной зоны, разделенной глубинными разломами (до 700—800 км) на крупные блоки, в пределах каждого из которых гипотетически предполагается крупномасштабная конвекция. Возможно, что эти блоки и являются громадными конвективными ячейками верхней мантии.
Выделенные мегагруппы охватывают воды, характеризующиеся различными физическими свойствами. Гидрофизические границы, если ориентироваться на теоретические расчеты, в определенных зонах имеют резкое угловое несогласие с границами мегагрупп, что чрезвычайно важно для их функционирования и существования гидросферы (рис. 2.12). На рисунке стрелками показано направление гипотетической диссипации (рассеивания) воды в самых верхних оболочках Земли. Эти линии тока проводились исходя из следующих условий: 1) границы между геофизическими зонами (геоизотермами) являются эквипотенциалами; 2) диссипация ориентирована снизу вверх.
Эти линии образуют два типа областей: конвергенции и дивергенции. Первый тип приурочен к древним щитам и платформам, а второй — к системам островных дуг и срединно-океанических хребтов. Важным обстоятельством является одинаковая направленность конвергентного и дивергентного потоков — снизу вверх. Однако геологическая роль этих областей различна: в области конвергенции (conv) происходит активная гранитизация коры, в поясе островных дуг образуется кора преимущественно андезитового состава, для срединно-океанических хребтов характерен базальтовый вулканизм. Ради удобства дальнейших рассуждений область дивергенции под срединно-океаническими хребтами (потому что она выражена наиболее резко) назовем областью эвди-вергенции и обозначим divj, а под островными дугами — областью миодивергенции с индексом divT2. Миодивергенция будет занимать как бы промежуточное положение между явно конвергентными, континентальными, и явно дивергентными, океаническими, «струями». Слово «струи» мы взяли в кавычки, чтобы напомнить, что физический смысл линий, названных нами линиями диссипации, пока неясен.
Возникает чрезвычайно любопытная ситуация. Отчетливо проявляются две структуризации подземной части гидросферы: одна физическая — по формам существования и массопереноса воды,
59
Рис 2 12 Принципиальная схема соотношения мегагрупп подземных вод и гидрофизических зон (на основании схемы В И Кононова и В А Ильина) [Павлов А Н , 1985 г]
1—	миогеосинклинали (KZ) //— краевые прогибы (MZ) 77Z — складчатые зоны (PZ) /V — Щиты и платформы (PR, AR) V — складчатые зоны (MZ) VI — эвгеосиикпинали (KZ) V//— островные дуги VIII — океанические платформы IX — срединио океанические хребты / — изотермы °C, 2—границы астеносферы 3 — направление гипотетического потока под земных вод (conv — область его конвергенции div — область его дивергенции) 4—6 — ме гагруппы подземных вод 4 — литосферная 5 — астеносферная 6 — подастеносферной мантии
другая — по пространственным и временным формам вмещающей среды И эти различные структуризации нельзя представить раздельно, независимо друг от друга — это коллективная структуризация Гидрофизическая (внутренняя) составляющая работает на гомогенность системы, а внешняя (структура среды) — на ее гетерогенность
Геологическая среда (в пределах мегагрупп, групп различных порядков, подгрупп и т д) делит гидросферу на части, стремясь создать внутреннюю их изоляцию и сохранить для собственного использования, например как термодинамический буфер в астеносфере, механизм выноса тепла и перераспределения материала в литосфере и т. п
Но у воды есть, если так можно выразиться, собственная задача, в нее вложен определенный планетарный и космический код — она должна диссипировать к поверхности Земли и искать пути покинуть среду, в которой она в данный момент находится Реализация этого кода происходит в соответствии с законом изменения термодинамической энтропии И здесь возникает свой внутренний порядок — гидрофизическая зональность Там, где границы этого порядка более или менее параллельны структурным границам среды, происходит нормальная спокойная диссипация, среда не испытывает дефицита или избытка воды, существующий баланс вполне обеспечивает темп ее внутреннего использования, и две различные структуризации сосуществуют
60
В областях конвергенции возникают резкие отклонения от нормы, появляются как бы потоки (назовем их псевдодиссипатив ными струями), которые создают избыток воды, приводящий к смещению фазовых составляющих вмещающих сред сверху вниз (например, к смещению фациальных границ метаморфизма), т е к структурной перестройке сред Этот процесс опять же является иллюстрацией гетерогенных тенденций среды, ее стремления удержать воду, в данном случае — сделать возникающий избыток влаги нормой А всякая перестройка — это нарушение стационарности, это ломка существовавшего ранее порядка Таким образом, в областях конвергенции возникает структурный конфликт, приводящий в целом к аномальному ослаблению структуры среды, геологическим следствием которого являются эндогенные режимы, названные В В Белоусовым режимами магматической активизации платформ платобазальтовый и режим центральных интрузий и трубок взрыва
Как же развивается коллективная структуризация в области эвдивергенции (divi) ? В отличие от конвергентных областей здесь в верхних зонах возникает дефицит влаги, и, возможно, поэтому не происходит гранитизация коры, а также поддерживаются аномально высокие температуры В силу гетерогенных требований реакция среды на дефицит влаги может быть двоякой она либо приспособится к нему, сделав ее нормой, либо ликвидирует его за счет иного источника Первый путь сложнее, он требует серьезных структурных изменений самой среды и, видимо, в какой-то мере реализуется через образование рифтов Вторая форма реакции среды на дефицит глубинных вод может быть частично реализована через серпентинизацию перидотитов Такая гидратация литосферы теоретически допустима за счет поступления в начальные трещины разломов океанических вод Серпентинизация увеличивает общую пластичность среды и работает против рифта, в значительной мере снимая раскалывающее плиту напряжение, создаваемое конвекцией в мантии
Таким образом, в области конвергенции и эвдивергенции разрушение коллективной структуризации приводит к ломке границ гидросферных мегагрупп, образованию в этих границах, если так можно выразиться, дыр и разрывов Но эти дыры различны, как и сами области, во-первых, морфологически, во-вторых, генетиче-ски, в-третьих, по особенностям функционирования
В областях конвергенции литосферные плиты работают на изгиб, дыры и разломы имеют региональную масштабность и явля ются одной из реакций среды выпустить излишки как бы нагнетаемой воды, которую она не успевает осваивать Поэтому дыры здесь функционируют как клапаны, открывающиеся преимущественно снизу вверх В области эвдивергенции литосферные плиты работают в основном на растяжение, дыры и разломы имеют планетарную масштабность и возникают под действием мантийной
61
конвекции в результате потери плитой пластичности. Дефицит глубинных вод среда стремится восполнить за счет метеогенных, поэтому дыры здесь функционируют как клапаны, открывающиеся сверху вниз.
Области миодивергенции занимают промежуточное положение. Здесь, как и в областях эвдивергенции, возникает дефицит глубинной влаги, среда также частично теряет способность к пластическим деформациям, но испытывает не растяжение, а сжатие, так как находится над сходящимися конвективными ячейками мантии. Стремление среды компенсировать дефицит воды, восстановить диссипативную норму, компенсируется за счет внутренних источников — десерпентинизации перидотитов и общей метаморфической дегидратации погружающихся блоков сдавливаемых плит. Поскольку внутренний источник воды постоянно пополняется, то возможно периодическое появление излишков воды в среде (выше диссипативной нормы) и, как следствие, возникновение наложенной конвергентной ситуации. Поэтому возникающие в границах мегагрупп дырки здесь более универсальны, они открываются и вверх и вниз.
Вот, пожалуй, самая общая картина строения подземной части гидросферы. Наиболее яркой ее чертой является взаимоотношение структуры среды и структуры находящихся в ней водных объектов (гидрофизических зон), названное нами коллективной структуризацией. Коллективные свойства проявляются через постоянство и прочность обратной связи. Поэтому найти в этой форме структуризации начало и конец, наверное, невозможно: структуризация среды и объекта появляется одновременно и одновременно исчезает. Критерием коллективных свойств является диссипативная норма (по крайней мере, с помощью этого понятия удается обнаружить какой-то общий порядок глобальных геологических событий).
2.4.4.	Закономерности распределения воды в литосфере
Мегагруппа подземных вод литосферы является основным объектом изучения гидрогеологов. Поэтому остановимся на некоторых особенностях поведения подземных вод в этой оболочке Земли.
Литосфера, как указывалось в курсе общей геологии, разделяется на несколько слоев. На континентах в ней выделяются: осадочный, гранито-гнейсовый («гранитный»), гранулито-базитовый («базальтовый») и эклогитовый слои (рис. 2.13). В океаническом разрезе литосферы гранитный слой отсутствует.
Среди указанных слоев наибольшей обводненностью характеризуется осадочный слой, который содержит все известные в подземной гидросфере виды воды. С глубиной в осадочном слое происходит дегидратация пород и отжатие в вышезалегающие кол-62
Осадочный, слой
км /1 О Г.
Гранатный слой
Базальтовый, слой.
Эклогатовый слой.
верхняя мантия

Рис. 2.13. Схема строения материковой коры [2].
А—В — усредненное строение; В—С — наблюдаемые пределы колебаний мощностей отдельных слоев коры.
1—8 — породы: 1 — осадочные, 2 — метаморфические зеленосланцевой фацнн, 3 — метаморфические амфиболитовой фации, 4 — граниты. 5 — метаморфические гранулитовой фации, 6 — анортозиты и чарнокиты, 7 — габброидные интрузии, 8 — смесь пород гранулитовой фации и эклогитов; 9— верхняя мантия
лекторы образовавшихся при уплотнении пород свободных вод. Дегидратация пород проявляется прежде всего в потере ими физически и химически связанных вод. При этом изменяются свойства и состав самих вмещающих пород.
Проследим за тем, что же происходит в процессе литификации пород. Свежевыпавшие осадки разного генезиса, сложения и состава — обломочные, глинистые, химические, органогенные, пирокластические — постепенно перекрываются вновь образовавшимися отложениями и погружаются на глубину. Первую стадию литификации осадков, превращения их в породу, называют диагенезом. Вторую стадию последовательного уплотнения пород называют катагенезом. Глубже возникают условия метагенеза. Преобразование осадков под действием возрастающих с глубиной температуры и давления имеют специфические черты в зависимости от их сложения и вещественного состава. Например, для песчаных отложений наблюдается такая последовательность литификацион-ного преобразования в процессе диа- и катагенеза: рыхлый песок— песок плотного сложения — слабосцементированный песчаник — прочно сцементированный песчаник. Для глинистых отложений: глинистый ил — мягкая глина — уплотненная глина — аргиллит — сланцеватый аргиллит. Для органогенных отложений: торф — бурый уголь — каменный уголь.
63
Литификация пород изменяет свойства и состав самих пород: они становятся более плотными, пористость и влажность в них уменьшаются, рыхлые отложения цементируются. В результате длительного взаимодействия воды и пород, перехода связанных вод в свободное состояние происходят изменения химического состава вод, степени насыщенности их солями и газами.
Несмотря на то что породы при литификации погружаются все глубже и глубже, подземные воды при этом все больше и больше испытывают тенденцию к восходящему движению. Так формируются встречные водные потоки, о которых говорилось в предыдущем разделе. При этом необходимо иметь в виду, что с глубиной роль связанных вод в общем объеме подземных вод возрастает, а общее количество подземных вод уменьшается (табл. 2.1).
С глубиной изменяется фазовое состояние и структура самой воды. В настоящее время изучены лишь верхние 5—12 км разреза литосферы, в то время как ее подошва располагается на глубине более чем 100 км. Устойчивое состояние воды может быть при температуре до 1000—1100 °C. Такая обстановка, видимо, существует на глубинах 15—20 км в областях современного вулканизма и 200—270 км в областях древних платформ. При более высокой температуре происходит интенсивная диссоциация молекул воды. Полностью она, по-видимому, завершается в нижней мантии на границе с ядром.
Изучение этих процессов позволило В. А. Ильину [4] оценить степень структурированности воды в глубоких слоях литосферы в зависимости от термодинамических условий. В гранитном слое, где термодинамические условия определяются температурой 200— 500 °C и давлением 100—350 МПа, по-видимому, вода находится преимущественно в молекулярном состоянии. Это — зона жидких структурированных вод. Глубина ее распространения в древних платформах достигает 80 км. В базальтовом слое, где температура возрастает до 600 °C, а давление до 750 МПа, вода начинает диссоциировать на ионы водорода и гидроксила. Она входит в ре-
Таблица 2.). Изменение объемного содержания воды (%) в литосфере
Слой литосферы	Зона	Содержание воды
Осадочный	Диагенеза	80—30
	Катагенеза	30—2
Г ракитный		4—1
Базальтовый	Метагенеза	0,5—1.0
Эклогитовый		До 0,5
64
щетки минералов, образует различные ассоциаты, а ее структура является сильно деформированной. Это — зона уплотненного флюида, где водородные связи в основном разорваны, но, видимо, образуются нестойкие димерные ассоциации воды. Подошва этой зоны располагается под древними платформами на глубине около 160 км. В эклогитовом слое температура увеличивается до 800— 1000 °C, а давление до 750—1100 МПа. В этих условиях возможно существование только мономерной воды, которая в той или иной степени диссоциирует на ионы водорода и гидроксила. Глубина расположения подошвы этой зоны оценивается под древними платформами примерно в 270 км.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1.	В чем должны быть главные отличия осадочных пород на Земле и на Марсе?
2.	Может лн существовать подземная гидросфера на Марсе?
3.	Как бы изменился климат Земли, если бы вода обладала обычной для жидкостей теплоемкостью?
4.	Связан ли состав воздуха с аномальными физико-химическими свойствами воды?
5.	Какие перспективы сулит промышленное освоение технологии активации воды?
6.	Напишите формулы пяти минералов, содержащих кристаллизационную воду.
7.	Участвует ли кристаллизационная и цеолитная вода в общем круговороте воды?
8.	Перечислите главные тепловые механизмы, обеспечивающие движение воды в надземной гидросфере.
9.	Приведите примеры «дырок», через которые осуществляется постоянный водообмен между частями гидросферы; а временный?
10.	Выделите по предложенному Вами принципу несколько групп подземных вод в пределах литосферной мегагруппы; а по другому принципу?
11.	Предложите свой вариант выделения верхней и ннжней границ гидросферы.
12.	Постройте схему взаимодействия основных структурных элементов гидросферы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Блох А. М. Структура воды и геологические процессы. Л., 1969. 216 с.
2.	Белоусов В. В. Основы геотектоники. М., Недра, 1975. 264 с.
3.	Блютген. И. География климатов. Т. 1. М., 1972. 428 с.
4.	Кононов В. И., Ильин В. А. О состоянии и поведении воды в земных недрах в связи с процессами метаморфизма.— В кн.: Значение структурных особенностей воды и водных растворов для геологических интерпретаций, вып. 2. М., 1971, с. 35—65.
5.	Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная петрология. 2-е изд. Л., Недра, 1984. 511 с.
6.	Наливкин Д. В. Ураганы, бури, смерчи. Географические особенности и геологическая деятельность. Л., Недра, 1969. 487 с.
7.	Основы гидрогеологии. Общая гидрогеология/Под ред. Е. В. Пиннекера. Новосибирск, 1980. 231 с.
8.	Погосян X. П. Общая циркуляция атмосферы. Л., 1972. 394 с.
9.	Шулейкин В. В. Физика океана. М., 1968. 1084 с.
10.	Эйзенберг Д., Кауцман В. Структура и свойства воды. Л., 1975. 280 с.
з Заказ № 779
65
Глава 3
ЕДИНСТВО ПРИРОДНЫХ ВОД ЗЕМЛИ
3.1.	КРУГОВОРОТ ПРИРОДНЫХ ВОД
В самом общем виде идея круговорота природных вод достаточно ясна: с акватории Мирового океана, озер, рек постоянно происходит испарение воды, которая конденсируется в атмосфере и, выпадая на поверхность материков и океана, вновь пополняет запасы воды. При этом главным резервуаром воды служит Мировой океан, постоянное количество воды в котором поддерживается выпадающими на его поверхность осадками и стоком с материков. Общее уравнение водного баланса по этой схеме можно представить в следующем виде:
для Мирового океана
2И = ХИ + У;	(3.1)
для областей суши, имеющих сток в океан,
ZC=XC—У;	(3.2)
для бессточных областей
Ze. о — Хб. о>	(3.3)
где Z — испарение; X — осадки; У — сток.
Просуммировав выражения (3.1) — (3.3), получим уравнение водного баланса для всего земного шара
ZM-|-ZC-|-Z6. о= ХмЦ- Xc-f- Хб. о-	(3.4)
Числовые значения главных элементов общего годового водного баланса Земли представлены в табл. 3.1.
Прежде чем давать более детальное рассмотрение круговорота природных вод, явления сложного и многообразного, следует договориться о выделении главных генетических типов подземных вод.
Метеогенными называют атмосферные воды (дождевые или снеговые и ледниковые).
Инфильтрационные воды образуются в недрах Земли в результате просачивания атмосферных осадков или поверхностных вод через поры и мелкие трещины в горных породах. К ним относится основная часть подземных вод, питающих реки и водоемы, т. е. участвующих в интенсивном водообмене в верхней части литосферы.
Инфлюационные воды образуются в результате втекания атмосферных и поверхностных вод через крупные трещины, воронки, 66
Таблица 3.1. Годовой водный баланс Земли [5]
Элементы водного баланса	Объем, км9	Слой» мм
Периферийная часть суши (116 800 тыс. км2)		
Осадки	106 000	910
Речной сток	41 000	350
Испарение	65 000	560
Замкнутая часть суши (32 100 тыс. км2)		
Осадки	7 500	238
Испарение	7 500	238
Мировой океан (361 100 тыс. км2)		
Осадки	411 600	1140
Приток речных вод	41 000	114
Испарение	452 600	1254
Земной шар (510 000 тыс.	км2)	
Осадки	525 100	1030
Испарение	525 100	1030
провалы. Наиболее часто инфлюационные воды наблюдаются в карстовых районах.
Конденсационными называют воды, образующиеся в недрах Земли в результате конденсации водяных паров. Наиболее ярко проявляются такие воды в карстовых пещерах, подземных горных выработках.
Седиментогенные воды формируются в процессе осадконакопления в водоемах и отжатия воды в фильтрующие прослои. Иногда эти воды называют реликтовыми или погребенными, но последние термины менее удачны. Седиментогенные воды широко распространены в осадочных толщах артезианских бассейнов.
Метаморфогенные воды образуются в процессе метаморфизма горных пород, часто сопровождающегося химическими реакциями с выделением воды. Формированию этих вод способствуют высокие температура и давление.
Магматогенные — воды, которые образуются в земной коре в процессе остывания магмы и отделения от нее летучих компонентов, в том числе водяных паров.
Возрожденными называют воды, образующиеся при дегидратации минералов, содержащих молекулы воды.
Таковы главные генетические типы подземных вод по источнику происхождения воды. В литературе часто встречается также термин ювенильные (юные) воды, введенный немецким геологом Э. Зюссом, обозначающий воду, попавшую в литосферу из мантии. Эти воды образуются из паров воды, диссоциированных молекул
3*	67
Н+ и ОН-, при подъеме магмы и при других глубинных процессах и могут быть отнесены к магматогенным.
Рассматривая более детально общий круговорот воды на Земле, целесообразно выделить два его типа: климатический круговорот, тесно связанный с процессами, происходящими в надземной и наземной гидросфере, и геологический, обусловленный прежде всего гидрогеохимическими и • тектоническими процессами в недрах Земли [6].
3.1.1.	Климатический круговорот
Климатический круговорот можно представить в виде следующей схемы:
	МКС	г -А- 4------------------------------------i |
Океан------------>-Атмосфе р а----------------->- Суш а-Р->-Океа и,
IJ_______________t I
-------МКО---------1	-------------П-
в которой А — означает атмосферный цикл, Р — поверхностный, П — подземный, МКО — малый круговорот океана, МКС — малый круговорот суши.
Наиболее сложным является большой круговорот, представляющий собой водообмен между океаном и сушей. Дадим его характеристику.
Атмосферный цикл. Протекает по схеме — океан->атмосфера-> ->суша->атмосфера->океан. Он очень непродолжителен, его время измеряется сутками. По М. И. Львовичу, круговорот водяного пара в атмосфере в среднем составляет 0,027 года. Среднее содержание растворенных веществ в атмосферных осадках невелико: по В. И. Вернадскому — 34 мг/л, по В. М. Дроздовой (для территории СССР) — 21 мг/л. Однако многократность атмосферного цикла в течение года обусловливает довольно интенсивный обмен водой между сушей и океаном.
Можно приближенно оценить атмосферный привнос растворенных веществ с суши в океан порядка 600 млн. т/год и из океана на сушу около 800 млн. т/год. Нетрудно определить модули этих величин: для суши 4, а для океана 2,2 т/(км2<год). Полученные цифры являются ориентировочными. Тем не менее, будучи основанными на средних значениях расчетных характеристик, они позволяют сделать два важных вывода: 1) обмен веществом между океаном и сушей через атмосферный сток почти сбалансирован по валовому объему, 2) интенсивность сноса материала с суши почти в два раза превышает интенсивность переноса материала со стороны океана.
Цикл поверхностного стока. Можно изобразить в виде схемы: океан -»-атмосфера-»-суша-*-поверхностный сток->океан. Годовой
68
объем речного стока в океан разными авторами оценивался по-разному; по Г. А. Максимовичу, для всей суши без пустынь и полупустынь он составляет 34 667 км3, по О. А. Алекину—35 560 км3, по М. И. Львовичу — 41 000 км3.
Для территории СССР проведены детальные работы по изучению водных ресурсов и водного баланса, которые позволили подсчитать не только водные ресурсы основных рек, но и водный баланс речных водосборов по бассейнам омывающих морей за многолетний период. Для характеристики этого цикла можно привести несколько цифр. Средний годовой суммарный речной сток в бассейны Белого и Баренцева морей составляет несколько больше 284 км3, в бассейн Балтийского моря (СССР) — около 120 км3, Черного (СССР) и Азовского — около 104 км3, Каспийского — 295 км3. При этом доля поверхностного стока колеблется от 36 до 94 %, в среднем составляет 70—75 %. По М. И. Львовичу, в речном стоке доля поверхностных вод для всей суши равняется приблизительно 68 %.
По своей продолжительности цикл поверхностного стока можно отнести к числу мобильных, его время измеряется сутками и десятками суток (длительность паводков и половодий). По М. И. Львовичу, интенсивность полного водообмена поверхностного стока оценивается в среднем для земного шара приблизительно в 0,033 года.
По О. А. Алекину [1], средняя минерализация вод речного стока равна 89,2 мг/л, а ежегодный вынос в океан растворенных солей достигает 3171 млн. т. Принимая, что в речном стоке на долю подземных вод приходится 32 %, годовой поверхностный сток в океан можно оценить приблизительно в 24200 км3, а количество выносимых с ним солей 900 млн. т или 6 т/(км2-год), если принять среднюю минерализацию подземных вод, питающих реки, 200 мг/л [2].
Цикл подземного стока. Под циклом подземного стока следует понимать процесс водообмена между океаном и сушей, протекающий по схеме: океан->атмосфера->суша->инфильтрация в горные породы->подземный сток в реки и вместе с поверхностными водами в океан (или непосредственно в море).
Годовой объем подземного стока для земного шара в целом не подсчитывался. Однако о порядке этой величины говорить можно. По М. И. Львовичу, подземный сток через реки составляет 12 000 км3/год, по данным О. А. Алекина приблизительно 11 360 км3/год.
Непосредственный сток подземных вод в Мировой океан, т. е. сток вдоль береговой линии и на шельфе, в среднем составляет около 2 % притока речных вод, изменяется по ориентировочным оценкам от 800 до 2500 км3/год. Были проведены и более точные дифференцированные оценки по континентам, островам, отдельным морям. Результаты оказались близки 2400 км3/год, в том
69
числе по континентам 1485 км3/год, а по крупным островам 915 км3/год [3].
Продолжительность подземного цикла значительная. В настоящее время накопились данные, которые показывают, что продолжительность цикла подземного стока в различных физико-географических и геологических условиях чаще всего измеряется десятками и сотнями лет.
Химический состав и минерализация вод, участвующих в цикле подземного стока, довольно пестрые, но изменяются более или менее закономерно в зависимости от физико-географических, геологических и гидродинамических условий. Средняя минерализация подземных вод, разгружающихся в моря и океаны, может быть оценена по данным меженного стока рек и составляет примерно 200 мг/л.
В цикле подземного стока поступление вод в моря и океаны может происходить разными путями. Часть подземных вод участвует в речном стоке, значительное количество переносится в виде подрусловых аллювиальных потоков, часть разгружается в виде источников или фильтруется широким фронтом вдоль линии берега на различных глубинах при выклинивании водоносных горизонтов в пределах шельфа или материкового склона.
Переуглубленные речные долины, заполненные песчано-гравийным и галечным материалом, являются мощными дренами для окружающих водораздельных массивов. Эти дрены конусами выноса главных рек обрываются в море. Основной особенностью этой разгрузки является одновременное проникновение морских вод в сторону суши в виде языка, подстилающего поток пресных вод и выклинивающегося на определенном расстоянии от линии берега. Это расстояние зависит от напора вод суши и соотношения плотности морской и подземной воды. Понижение уровней подземных вод на суше или повышение уровня в море (при нагонных ветрах, приливах, штормах) усиливает проникновение морских вод в сторону суши (иногда до десятков километров). Явления такого рода наблюдаются не только в подрусловых потоках, а имеют более широкое развитие и при соответствующих условиях могут наблюдаться на всех прибрежных территориях.
Существует прямое воздействие океанических приливов и отливов на подземные воды суши. Влияние амплитуды океанических приливов на уровень подземных вод вблизи берега оценивается в 30—50 % от общей амплитуды изменения уровня, а на территориях, удаленных от моря, в I—3 %. Каждый прилив и отлив вызывает некоторое запаздывание колебания зеркала подземных вод на прилегающей к морю суше.
В прибрежных районах, сложенных закарстованными горными породами, разгрузка подземных вод в море обычно происходит в виде субмаринных источников [4]. Такие источники известны на Черноморском побережье Кавказа, в Крыму, на Средиземномор-fd
ском побережье. Наблюдения, проведенные на субмаринных источниках, показывают, что многие из них функционируют со значительными перерывами. Они иссякают в засушливое время года, когда питание за счет атмосферных осадков практически прекращается и напоры подземных вод со стороны суши уменьшаются настолько, что подземный поток не может преодолеть встречного напора морских вод. В таких случаях морская вода может проникать в пределы суши на значительные расстояния и засолять подземные воды на участках водозаборов.
Краткое рассмотрение основных циклов климатического круговорота воды позволяет говорить о наличии у них по крайней мере двух главных общих черт: 1) одинакового начала циклов: океан-> ->атмосфера->суша, обусловливающего обязательное участие в водообмене атмосферных осадков океанического происхождения; 2) формирования химического состава вод, участвующих в климатическом круговороте, главным образом в результате процессов растворения и выщелачивания с частичным концентрированием за счет испарения.
3.1.2.	Геологический круговорот
Геологический круговорот воды можно представить в виде двух схем. Одна из них отражает направленность процессов перемещения воды при литификации осадочных пород и дальнейшем их тектоно-магматическом преобразовании.
Другая схема связана с движением литосферных плит на океаническом дне, явлениями спрединга и субдукции, поглощением океанических вод в рифтовых зонах, перемещением и преобразованием этих вод в океанической и континентальной корах.
71
Назовем круговорот воды, происходящий по первой из представленных схем, литогеническим, а по второй — собственно геологическим. Рассмотрим эти схемы подробнее.
Литогенический цикл. Начинается этот цикл с трансгрессии моря, осадконакопления, погружения осадочных толщ, сопровождающегося отжатием седиментогенных вод из водоупоров (глинистых, соленосных, карбонатных пород) в коллекторы (пески, песчаники, трещиноватые породы и др.). Эти процессы, протекающие при литификации пород, называются элизионными (от греческого «элизио» — выжимаю).
Наряду с элизионными процессами происходит образование возрожденных вод при дегидратации монтмориллонитовых глин (превращение их в гидрослюдные); гипсов и других отложений. Возрожденные воды, так же как элизионные, поступают в коллекторы.
Далее можно выделить две ветви литогенического цикла: нисходяще-восходящая, обусловленная погружением водосодержащих пород в зоны метаморфизма и магматизма, и восходящая, связанная с подъемом и делитификацией пород.
Рассмотрим первую ветвь. С глубиной и значительным повышением температуры и давления в недрах процессы диагенеза и катагенеза сменяются процессами метаморфизации, сопровождающимися перекристаллизацией пород, выделением в свободную фазу кристаллизационных и конституционных вод. Как показывал С. Л. Шварцев [7], наряду с дегидратацией пород происходит синтез воды при соединении гидроксильной группы и ионов водорода, образующихся при перекристаллизации пород. Доля метаморфо-генной воды по массе, которая выделяется при глубинных геохимических процессах, может достигать 15—25 %. Каждая из стадий метаморфизации пород — цеолитовая, зеленосланцевая, эпи-дот-альбитовая, амфиболитовая и гранулитовая сопровождается соответствующей потерей воды. На заключительных стадиях ос
72
тавшееся ее количество в породах не превышает долей процента (см. табл. 2.1).
В условиях складкообразования проявляется этап магматизма. При этом магма может как поступать в зону метаморфизма из подкоровых глубин, так и формироваться непосредственно в этой зоне при расплавлении осадочных и метаморфических пород. На этом этапе образуются магматогенные воды, которые частично пополняются водами из перекристаллизующихся метаморфических пород.
Заключительный этап первой ветви литогенического цикла связан с внедрением магматических очагов в верхние горизонты литосферы и проявлением вулканизма. На этом этапе происходит подъем к поверхности и магматогенных растворов. Следует отметить, что восходящее движение вод наблюдается на всех рассмотренных выше этапах, но на последнем из них происходит наиболее интенсивное смешение с инфильтрационными водами, просачивающимися вниз с поверхности Земли. Необходимо обратить внимание также и на то, что попадание пород в различные термодинамические условия сопровождается переходом вод из одного состояния в другое, постепенным их вытеснением с глубины в верхние оболочки Земли. Таким образом осуществляется взаимосвязь гидрофизических зон Земли, содержащих воду с различным структурным состоянием.
Теперь рассмотрим восходящую ветвь литогенического цикла. Трансгрессия моря сменяется его регрессией и поднятием территории. На этом этапе происходит делитификация и денудация пород, начинается интенсивное внедрение инфильтрационных вод в водоносные горизонты. Эти воды постепенно заменяют воды седиментогенные. Однако такая замена обычно является неполной. Среди инфильтрогенных вод спорадически сохраняются остатки древних седиментогенных вод, сами же инфильтрационные воды не просто вытесняют седиментогенные, но смешиваются с ними, образуют языки проникновения. При этом на инфильтрационном этапе водообмена может наблюдаться процесс всасывания вод из пород-коллекторов в водоупорные толщи, чаще всего в глины. В этот процесс втягиваются не только седиментогенные воды, но и поступающие инфильтрационные. Очевидно, что после неоднократной смены трансгрессий и регрессий моря гидрогеологическая обстановка в системе вода — порода становится чрезвычайно сложной.
Наиболее важная особенность рассматриваемого цикла заключается в том, что поступление океанических вод на континент происходит одновременно с поступлением самих пород по схеме: оке-ан->морские осадки (горные породы). В основном указанный процесс происходит на шельфе (90 % осадочных пород, известных нам по геологическим разрезам, образовалось в прибрежной зоне). В этом отношении литогенический цикл является элементом раз
73
вития континентальной коры, и его связь с климатическим круговоротом представляется естественной. На инфильтрационном этапе метеогенные воды проникают в породы, содержащие первичные океанические воды, смешиваются с ними и вовлекают их в климатический круговорот. Таким образом, благодаря инфильтрационному этапу литогенический круговорот воды в определенных условиях взаимодействует с климатическим водообменом.
Собственно геологический цикл. Этот цикл связывают со схемой движения океанического дна и системой конвективных потоков в верхней мантии, разработанной в теории плит. В соответствии с теорией океаническая кора и подстилающая ее мантия в пределах отдельных блоков каждой конвективной ячейки перемещаются с одинаковой скоростью как единое целое от срединных хребтов и возвышенностей к обрамляющим океаны континентам. Различие в скоростях перемещения отдельных блоков приводит к образованию крупных разломов между ними. На нисходящей ветви движения блоки погружаются под континенты, при этом происходит сильная деформация коры. В более глубоких областях мантии (по X. Хессу, до 750 км) существует конвективный поток вещества противоположного направления (к срединным хребтам и возвышенностям).
Модель теории плит наиболее интересна для гидрогеологии потому, что в предполагаемом ею круговороте вещества коры и мантии можно ожидать участие морской воды. Материал мантии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных хребтов и возвышенностей, взаимодействует с морской водой (основная реакция происходит при t—3004-400 °C), образуя серпентинизированный перидотит. Новая океаническая кора формируется на протяжении всего пути ее перемещения к континентам. На нисходящей ветви движения происходит десерпентинизация и вода возвращается в океан.
Таким образом, если следовать этой схеме, то собственно геологический круговорот совершается по некоторой пологой дуге от центральных районов океанов к их периферии; при этом морская вода переносится как бы в «законсервированном» виде. Анализ этого процесса позволил оценить темп водообмена (около 0,2 км3/год), что существенно меньше всех циклов климатического круговорота воды.
Водообмен, связанный с серпентинизацией, не является единственной составляющей собственно геологического цикла. Литосфера океанического типа содержит 1,8- 1023 см3 воды*, которая в соответствии с моделью плитной тектоники перемещается вместе с корой в сторону континентов и погружается под них на участках глубоководных желобов. Вероятно, одна часть этой воды принимает участие в формировании гранитной коры континентов и возвращается в океан с помощью климатического круговорота лишь
* Свободные н физически связанные воды.
74
при выходе этой коры на поверхность материков и через вулканический аппарат. Другая часть может вовлекаться в обратные подкорковые течения и возвращается в океан в зонах срединных хребтов и возвышенностей и через подводные извержения магм. Принимая время этого водообмена, равное возрасту современных океанов, можно ориентировочно оценить темп этого водообмена — около 1 км3/год.
С точки зрения общего водного баланса земного шара собственно геологический цикл, видимо, не имеет большого значения, но его геохимическую роль не следует недооценивать. Рассмотрение процесса серпентинизации перидотита показало, что геохимическим его следствием может являться поступление в океан значительных количеств железа, магния, кобальта, никеля, марганца и некоторых других элементов.
Таким образом, исходя из сказанного общими чертами двух циклов геологического круговорота воды являются: их начало по схеме океан->морские осадки (горные породы), длительность в миллионы и сотни миллионов лет, сложное взаимодействие вод и пород в условиях значительных глубин. Так же как и циклы климатического круговорота, литогенический и собственно геологический циклы отличаются лишь завершающей стадией, на которой можно выделить два разнонаправленных этапа.
Если на круговороты воды посмотреть с позиций их участия в формировании структуры гидросферы, то можно ожидать, что именно они определяют ту внутреннюю структуризацию, которая, с одной стороны, обособляет существование каждой подсистемы гидросферы, а с другой — реализует возможности взаимодействия между ними. Круговорот — это тот процесс, который в конечном счете определяет устойчивость гидросферы как одной из оболочек Земли. Устойчивость обусловлена цикличностью круговоротов, их постоянным повторением. Разумеется, повторения носят причинновероятностный характер, но их систематическая составляющая может рассматриваться как гармоника. Все это позволяет сформулировать первый вывод, раскрывающий одну из сторон генетической сущности коллективной структуризации гидросферы: выделенные круговороты воды образуют структуру внутрисистемных связей, благодаря которым гидросфера существует как единое геологическое целое.
Следовательно, приведенная систематизация круговоротов есть не что иное, как структура внутригидросферных связей, позволяющая увидеть, что во внешне очень разных формах круговорота скрыт единый генетический смысл.
Идея единства движения и химического состава природных вод, по существу, конкретизирует идею единства гидросферы и приближает нас к пониманию перераспределения и относительного сохранения массы гидросферы как квазизамкнутой системы. По сути дела, речь идет о том, что реальная незамкнутость гидро
75
сферы значительно меньше степени гидродинамической мобильности всех ее циклов, каждый из которых можно рассматривать как практически замкнутую систему. Таким образом, раскрывается вторая сторона генетической сущности круговоротов: круговороты — это форма существования структурных элементов гидросферы, благодаря которым ее целостность является гетерогенной.
Совокупность первой и второй истин предопределяет функционирование и развитие гидросферы как геологической системы. При этом геологический дуализм круговоротов воды и переносимого ею вещества нашей планеты заключается в том, что круговороты, выступая как форма внутрисистемной связи, стремятся уничтожить границы между элементами гидросферы, т. е. их действие направлено на создание гомогенной водной оболочки Земли, одновременно они выступают как механизм структуризации гидросферы, стремясь организовать ее гетерогенность. Следовательно, круговороты, с одной стороны, формируют внутрисистемные границы, что, вообще говоря, обеспечивает существование гидросферы, а с другой — эти границы разрушают, что ведет к уничтожению гидросферы.
Эволюция представляет собой процесс, направленный от простого к сложному. И в этом отношении Земля не является исключением, ее развитие обусловлено структурно-организационными изменениями, приводящими к дифференциации вещества, из которого она образована. Однако организационные процессы неразрывно связаны с противоположно направленными структурно-энтропическими, которые разрушают сложные системы, стремясь сделать их бесструктурными и однородными. Эти разрушения создают материальную основу для создания новых более сложных структурно-организационных форм и выступают как важный механизм эволюции земной коры. В этом проявляется сущность известного тезиса о единстве и борьбе противоположностей, как о необходимом условии развития.
3.2.	ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЕ СВОЙСТВА ГИДРОСФЕРЫ
Подводя итог сказанному в этой и предыдущих главах, можно сформулировать следующие фундаментальные свойства гидросферы, т. е. такие общие свойства, которые присущи гидросфере в целом, гидросфере как геологической системе, а не отдельным ее составляющим или различным формам движения воды на Земле.
1.	Гидросфера является оболочкой Земли, не только существующей относительно изолированно (поверхностные водоемы и водотоки), но и проникающей в другие оболочки — атмосферу, литосферу, биосферу, т. е. оболочкой, которой свойственна геологическая мимикрия.
2.	Большая часть гидросферы населена живым веществом — бактериями, флорой и фауной. Вне воды не существует жизни,
76
а значит, вне гидросферы нет биосферы. Вода породила жизнь, и она ее поддерживает.
3.	В природе нет дистиллированной воды. Гидросфера всегда содержит какое-то количество растворенных газов, солей, коллоидов и органического вещества, которые сопутствуют воде в жидкой, твердой и газообразной фазах, переходя в раствор при конденсации пара или плавления льда и снега.
4.	Молекулы воды, составляющие гидросферу, подвижны, они перемещаются из одних частей гидросферы в другие со скоростями, разнящимися в пределах многих порядков.
5.	Гидросфера обеспечивает самый высокий коэффициент полезного действия планетарных тепловых машин, являясь, таким образом, главным регулятором перемещения тепла на нашей планете.
6.	Гидросфера не просто существует в геологическом пространстве, не просто заполняет его, но постоянно с ним взаимодействует, формируя квазизамкнутые группировки различных порядков. Это свойство гидросферы может быть названо коллективной структуризацией. Происходящие взаимодействия с минералами, газами, живыми веществами устойчивы, для изменения их направленности необходимы серьезные геологические катаклизмы. Уничтожить коллективную структуризацию невозможно; возможен лишь переход одного ее типа в другой.
Теперь можно сформулировать более полное определение гидросферы в сравнении с тем, которое удалось сделать в гл. 2. Гидросфера — это геологическая система, объединяющая все известные нам формы природных вод (физические, химические, биологические). Воды формируют квазизамкнутые группы по принципу коллективной структуризации, которая обеспечивает наиболее эффективный массо- и теплоперенос из глубин Земли к ее внешней границе.
3.3.	ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В соответствии со схемой С. П. Кларка младшего, К. К- Турекь-яна и И. Л. Гроссмана наружный слой Земли, составляющий около 20 % ее массы, образовался чрезвычайно быстро — за 105— 107 лет. Если по этой массе рассчитать мощность данного слоя (учитывая, что плотность есть функция радиуса Земли), то она окажется равной приблизительно 630—640 км, т. е. подошва наружного слоя будет соответствовать середине переходного слоя, находящегося по современным оценкам на глубине от 400 до 1000 км. Переходный слой отделяет верхнюю мантию от нижней.
Если принять эту гипотезу, то можно предположить, что возникшая на последней стадии конденсации туманности водная оболочка Земли в принципе могла взаимодействовать только с наружным, назовем его 20 %-ным слоем, т. е. с литосферой, верхней
77
мантией, астеносферой и верхней частью подастеносферных слоев. Для того чтобы такое взаимодействие произошло, необходимы определенные условия: 1) тектоническая раздробленность литосферы, 2) передвижение масс 20 %-него слоя как по радиальной координате (вверх и вниз), так и по сфере.
Нет оснований сомневаться, что к началу конденсации водяных паров первое условие выполнялось. Колебание температур в 20 %-ном слое, определяемое охлаждением при конденсации в период его возникновения, последующим разогревом при гравитационном уплотнении и накоплении радиогенного тепла, должно было привести к формированию сингенетичной пористости. Экспериментальные исследования показали, что анизотропия температурного расширения минералов и особенно полиминеральных пород является основной причиной возникновения порового пространства. И даже уплотняющее давление, уменьшающее пористость, полностью не компенсируют эффекта теплового расширения.
Безводные, сухие породы более склонны к хрупким деформациям, чем породы влажные. А это означает, что до образования водной оболочки 20 %-ный слой, по-видимому, имел не только развитую пористость, но и достаточно высокую трещиноватость, формирующуюся под действием температурных и гравитационных напряжений. Поскольку сухие горные породы являются идеальными конденсаторами, способными извлечь воду из воздуха, влажность которого еще далека от насыщения, то в горных породах физически связанные воды были одной из первых известных нам сегодня форм природных подземных вод. Если на ранней стадии формирования гидросферы допустить достаточно активную диссоциацию воды, то одновременно или вслед за ее сорбцией должны были возникнуть процессы гидратации и гидролиза, обусловливающие проникновение воды в кристаллическую решетку минералов.
Гравитационные воды накапливались на следующем этапе, причем вначале подземные, а потом поверхностные. Разумеется, границу между этими стадиями провести трудно. Правильнее, наверное, говорить, что вначале преобладало накопление подземных вод — вод литосферы, а на завершающем этапе преобладало накопление океанических вод.
В процессе эволюции тектонических режимов эволюционировали и формы круговорота воды. Климатический тип круговорота, очевидно, начал существовать с того момента, как появились суша и океан. Однако в современном виде он оформился скорей всего недавно — с момента появления и становления современных океанов и континентов. Литогенический цикл круговорота появился вместе с осадочными породами начиная с протерозоя и наиболее понятен для нас. Собственно геологический цикл оформлялся вместе с механизмом плитной тектоники.
78
В самом общем виде эволюцию круговоротов воды и появление связанных с ними разных типов подземных вод можно представить в виде следующей схемы.
1.	Пангеосинклинальный режим тектоносферы. Преобладали формы круговорота, связанные с магматизмом и региональным метаморфизмом.
2.	Режим неустойчивых протогеосинклиналей. Метаморфоген-ный и магматогенный круговороты стали менее активны и по гидрогеологической своей роли в структуре гидросферы, вероятно, были близки литогеническому циклу, появился собственно геологический цикл.
3.	Режим устойчивых геосинклиналей и платформ. Магматогенный и метаморфогенный круговороты стали играть подчиненную роль и приобрели локальное значение. Литогенический и собственно геологический типы круговорота получили свое дальнейшее развитие. Оформились в современном виде климатические круговороты.
Таким образом, можно построить планетарную схему формирования подземных вод.
1.	На догеологическом этапе истории Земли (ранее 3,6 млрд, лет назад) на завершающей стадии конденсации космической газовой туманности возникла первичная гидросфера. Появление ее началось с накопления различных форм воды в 20 %-ном слое, имевшем к тому времени развитую пористость и трещиноватость.
2.	Насыщение 20 %-кого слоя водой определило его дальнейшую геологическую историю. Переход 20 %-ного слоя из твердого в вязкопластичное состояние обусловил развитие пангеосинкли-нального тектонического режима, с которого начался обратный процесс — обезвоживание мантии. Этот процесс продолжается и в наши дни.
3.	Появление и дальнейшее развитие жизни на Земле предопределило характер протекания физико-геологических процессов на поверхности и в недрах Земли. Вода и жизнь являются теми главными силами, которые формируют современный лик нашей планеты.
4.	На всех стадиях геологического развития Земли существовали основные известные нам сегодня формы круговоротов воды в гидросфере, а значит, и все известные сегодня генетические типы подземных вод. Однако роль различных типов круговоротов в формировании подземных вод менялась. Вначале преобладали магма-тогенные воды, затем седиментогенные и инфильтрогенные. Общая схема подземных вод различного генезиса рассмотрена в разд. 8.3.1.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1.	Нарисуйте схему (модель-диаграмму) цикла подземного стока.
2.	Постройте модель-диаграмму, показывающую связь климатического и литогенического типов круговорота воды.
3.	Приведите несколько примеров коллективной структуризации в системе вода — порода.
4.	Постройте модель-диаграмму формирования единства природных вод Земли.
5.	Приведите примеры круговоротов воды с продолжительностью цикла, измеряемой: а) часами, б) сутками, в) годами, г) сотнями лет и т. д.— до сотен миллионов лет.
6.	Приведите примеры химических реакций, в результате которых формируются метаморфогенные воды.
7.	Приведите примеры минералов, из которых могут образоваться возрожденные воды.
8.	Что такое серпентинизация перидотитов?
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Алекин О. А. Основы гидрохимии. Л., 1970. 444 с.
2.	Вернадский В. И. История минералов земной коры. История природных вод. М., 1960. 651 с. (Избр. труды, ки. 2).
3.	Зекцер И. С., Джамалов Р. Г., Месхетели А. В. Подземный водообмен суши и моря. Л., 1984. 207 с.
4.	Коротков А. И., Павлов А. Н., Юровский Ю. Г. Гидрогеология шельфовых областей. Л., Недра, 1980. 220 с.
5.	Львович М. И. Мировые водные ресурсы и их будущее. М., 1974. 448 с.
6.	Павлов А. И. Геологический круговорот воды на Земле. Л., 1977. 144 с.
7.	Шварцев С. Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М., Недра, 1978. 288 с.
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ КАК ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ ФАКТОР МАССОПЕРЕНОСА
В СИСТЕМЕ ВОДА—ПОРОДА
4.1. ПОНЯТИЕ О ГЕОФИЗИЧЕСКОМ ПОЛЕ
Под полем понимается пространство, которое в каждой точке описывается каким-либо значением физических величин (параметров) [7]. Такое поле может быть образовано естественным и искусственным путем в пределах определенной территории или области Земли. В этом поле отражаются различия и сочетания свойств, явлений и процессов, происходящих в системе вода — порода. В зависимости от природы вызывающих его явлений геофизическое поле может быть гравитационным, тепловым, магнитным, электрическим, радиоактивным и др.
Поле в зависимости от изменчивости изучаемых параметров может быть однородным или неоднородным в пространстве и постоянным или переменным во времени. Об этом важно всегда помнить, так как изучение изменчивости параметров во времени и пространстве позволяет устанавливать направленность процессов, давать прогноз изменения свойств, изучать явления, происходившие в прошлом, выявлять различные закономерности, находить решения научных и практических задач. Описание поля может проводиться с помощью скалярных, векторных и тензорных величин.
Изучение пространственного положения поля должно учитывать геологические (гидрогеологические) границы, с тем чтобы объект исследования характеризовался, как правило, таким сочетанием форм, свойств, явлений и процессов, которое обеспечивало бы единство происхождения и пространственного положения этого объекта.
Физическое поле характеризуется некоторой напряженностью и некоторым энергетическим потенциалом. Тогда простейшими геометрическими моделями распределения напряженности и потенциала окажутся поля точечного, линейного, поверхностного и объемного источников напряженности. Каждое из этих полей имеет свои особенности, а их изучение помогает выявлять гидрогеологические закономерности, определять границы гидрогеологических зон, давать их количественные критерии.
Теперь коротко охарактеризуем важные для гидрогеологии геофизические поля.
4.2. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ
Источником гравитационного поля Земли является ее масса М. Однако всякое тело, находящееся в этом поле, испытывает не только притяжение, но и действие центробежной силы, возникаю-.
81
щей в результате вращения Земли. В соответствии с законом тяготения И. Ньютона
F = G/nA4/r®,	(4.1)
где F — сила притяжения, действующая на тело с массой т; г — расстояние между центрами масс; G — постоянная тяготения (G = = 6,6720-10-11 Н-м2/кг2).
Обозначив радиус Земли через R, а расстояние центра массы тела от ее поверхности через h, нетрудно получить
F = GmM/(7?+A)2.	(4.2)
Если пренебречь вращением и рассматривать Землю как покоящийся идеальный шар со сферично-симметричным расположением масс, то можно принять, что сила притяжения F равна силе тяжести Fg. Отнеся эту силу к единице массы тела, найдем
gk = Fglm,	(4.3)
где gh — ускорение свободного падения на высоте h от поверхности Земли.
Очевидно, что на поверхности Земли Л=0,
gt^GMlR*.	(4.4)
Из выражения (4.3) видно, что по своему физическому смыслу при условии покоящейся Земли величина gh является напряженностью гравитационного поля {g=E).
Однако в реальных природных условиях сила тяжести равна силе притяжения только на полюсах и уменьшается к экватору. Такой эффект создает центробежная сила f, которая для самой простой модели формы Земли, шара, равна
f = та>® (/?-]-Л) cos <р,	(4.5)
где ю — угловая скорость; R — радиус земного шара; <р — широта.
Из рис. 4.1 видно, что сила тяжести представляет собой разность между силой притяжения F и радиальной составляющей центробежной силы fR, равной
fR = f cos <р.	(4.6)
Очевидно, что на полюсах (<р=90°, cos<p=0) fR = 0 и соответственно Fg=F. На экваторе (<р=0°, coscp=l) fR=f и соответственно Fg=F—f. Если за модель Земли принята более сложная форма, чем шар, то учет центробежной силы также усложняется.
Из выражения (4.2) видно, что сила притяжения F с высотой уменьшается, а из формулы (4.5) следует, что центробежная сила f при этом увеличивается. Точка пересечения зависимостей F(h) и f (h) находится от поверхности Земли на высоте приблизительно 36-Ю3 км [13].
82
Рис. 4.1. К оценке силы тяжести иа поверхности Земли (модель шара) [Цубои Т„ 1982 г.].
Рис. 4.2. Изменение плотности р ускорения свободного падения g с глубиной. [Цубои Т., 1982 г.].
Таким образом, величина g зависит как от высоты точки наблюдения над поверхностью Земли Л, так как и от ее широты <р и в строгой постановке характеризует напряженность поля силы тяжести
g=Ee.	(4.7)
Следовательно, принятая в геодезии нулевая поверхность отсчета высотной координаты Z имеет глубокий физический смысл. Эта поверхность с определенным запасом потенциальной энергии в поле силы тяжести, и любая отметка Z, занимаемая физическим телом, отражает его потенциальную энергию в этом поле относительно геоида.
Для задач гидрогеологии важным является не только распределение параметра g на поверхности Земли, но и в ее недрах. Представление о таком распределении дает рис. 4.2. Из него видно, что до глубины около 2500 км напряженность поля силы тяжести практически остается постоянной по той причине, что уменьшение объема пород, создающих гравитационное поле, компенсируется возрастанием их плотности. При этом на глубине —3000 км наблюдается даже некоторое увеличение g. Далее в направлении к центру Земли, несмотря на увеличение р, происходит резкое падение g: масса вещества Земли уменьшается и, как следует из выражения (4.4),
g = GM IR* = G (4/3) лДр;	(4.8)
при R — 0 g=0.
Таким образом, поле силы тяжести Земли имеет две границы: на высоте около 36- 103 км от ее поверхности и в ее центре. Максимальные и наиболее устойчивые значения напряженности этого поля (g) наблюдаются в приповерхностных условиях и в недрах до глубины около 2500 км.
83
Исследования гравитационного поля Земли показали, что, как правило, на континентах аномалии положительные, а на океанах— отрицательные Вдоль береговой линии океан — суша аномалии силы тяжести близки к нулю и свидетельствуют о том, что положение этой линии отождествляет эталонный разрез литосферы.
С полем силы тяжести в гидрогеологии связано одно из основных понятий — понятие гидростатического напора Н. При плотности воды p=const и g=const для вмещающей воду геологической структуры, когда вода находится в покое, т. е. скорость (7 = 0 (рис. 4.3),
H = hp+Z-	(4.9)
H = p/(pg)+Z,	(4.10)
где hp — пьезометрическая высота (высота давления); р — гидростатическое давление жидкости с плотностью р; Z — высота точки относительно плоскости сравнения (геометрическая высота).
Очевидно, что если Z=0 соответствует геоиду, то мы получаем значения И общие для Земли. Когда используется произвольная поверхность Z( = 0 (одна из эквипотенциалей поля силы тяжести), то величина Н имеет местное значение. Но очевидно, что и в первом, и во втором случаях гидростатический напор отражает запас потенциальной энергии поля силы тяжести в данной точке водоносного пласта.
Полная энергия движущегося подземного потока определяется гидродинамическим напором (рис. 4.3)
Hd=hp+Z + U*/(2g),	(4.11)
где U — скорость движения жидкости.
5
Трубка Пито
3	0—О tf |	| з

0
Рис. 4 3. Измерение напоров в условиях покоя воды (а) и в движущемся потоке воды (б).
1 — поверхность земли; 2 — уровень воды; 3 — точки, в которых измеряется напор (в точке 1 Hx—hp ^Zt, hP1-0, Hx—Z,, в точке 2 Ht—hpi+Z2, в точке 3 На-пРз+23, Z3-Q, Ht-hpJ.
4 — плоскость сравнения; 5 — водоносные породы
84
!zw f я.«« 2
V г' 5	6
Рис 4 4, Сетка движения потока подземных вод
1—2 — уровень воды 1 — в озере, const, 2 — в скважине, 3 — поверхность земли, 4 — нижняя граница потока подземных вод (водонепроницаемая поверхность), 5 — изопьезы, 6 — линии тока.
Л — точка соприкосновения поверхности потока подземных вод со стенкой сква жииы (стенка скважины в точке / является касательной к верхней линии тока), ДА — промежуток высачнваиия
Величина На ненамного превышает значения Н. Это можно видеть из такого примера. Если принять скорость движения подземных вод 1000 м/сут (для природных условий это весьма большая скорость и встречается довольно редко), то (7=1000 м/сут~ — 0,01 м/с, t/2/(2g)=0,012/(2-9,8)=5-10~6. Поэтому слагаемым И2! (2 g) в формуле (4.11) можно пренебречь, а полная энергия подземного потока определяется в основном его потенциальной составляющей, т. е. гидростатическим напором.
Напряженность поля напоров для подземного потока Ен равна
Ен= — grad Я.	(4.12)
В гидрогеологии линии напряженности Ен называют линиями тока, а эквипотенциальные поверхности Н—поверхностями равных напоров (изопьез). Линии тока вместе с изопьезами образуют сетку тока или сетку движения (рис. 4.4).
Отметим, что касательные в каждой точке линии тока совпадают с направлением вектора скорости фильтрации (см. гл. 5). В условиях установившегося движения линии тока совпадают с траекториями движения частиц воды. Линии тока обладают тем свойством, что перпендикулярно к ним расход подземного потока (количество воды, проходящее в единицу времени) равен нулю, т е. переноса жидкости через линии тока нет.
В изотропных горных породах линии тока перпендикулярны (ортогональны) к линиям равных напоров, поскольку в этом случае направление потока, определяемое направлением вектора скорости, совпадает с направлением максимального градиента, которое идет по нормали к линии равного напора.
Сетка тока — это гидродинамическая модель подземного потока. При изучении движения гравитационной воды в горных породах ее построение широко используется для решения разнообразных научных и практических задач.
В предыдущей главе указывалось, что в процессе ката- и метагенеза породы теряют воду. Дегидратация пород приводит к уменьшению их исходного объема, что неизбежно сказывается на прогибании вышележащих пород. Г. С. Вартанян и Г В. Кули-
85
щие прогибание за счет (рис. 4.5).
Рис. 4.5. Схема балки и эпюра ее деформации [1].
ков [1] предлагают для лучшего понимания характера распределения напряжений и процесса развития деформаций рассмотреть модель, представляющую собой плиту длиной 21 и толщиной h. Эта плита условно заменяет вышележащие породы, испытываю-дегидратации и уплотнения пород
Как видно из эпюры напряжений, на краях рассматриваемой
плиты проявляются деформации растяжения, а в центральной ча
С02,% Т7Г
Рис. 4.6. Изменение уровня грунтовых вод (а) и концентрации гелия и углекислого газа в подземных водах (б) перед Алайским землетрясением 2 ноября 1978 г. (по Г. А. Мавлянову, К. Г. Ганиеву [1980 г.]).
1 — среднегодовые значения, 2— осреднение по пяти суткам; землетрясение н его форшоки показаны стрелками.
86
сти — сжатия. Если представить условия компенсационной осадки пород над зонами метаморфизма, то в центральных частях преобладают деформации сжатия, а в периферических — деформации растяжения.
Г. С. Вартанян и Г. В. Куликов на основании изучения процессов объемно-массовых превращений вещества предложили понятие о гидрогеодеформационном поле Земли [1]. В 1984 г. их исследование гидрогеодеформационного поля зафиксировано как важное научное открытие, которое внесено в Государственный реестр открытий СССР. Это поле формируется в результате пульсационного перераспределения флюидов в литосфере, вызванного сменой напряжений под действием естественных, например сейсмических, или техногенных процессов. Оно фиксируется в непрерывном возникновении и распаде большого числа термо-гидродинамических и физико-химических аномалий, которые располагаются в областях проявления скоротечных (сутки, месяцы) деформационных процессов — сжатия и растяжения пород.
Например, до и во время землетрясений наблюдаются изменения химического состава подземных вод. В районе эпицентра землетрясений в период их проявления в подземных водах возрастает концентрация некоторых микрокомпонентов, благородных газов (радон, гелий, аргон), соединений фтора и урана, изменяется
Рис. 4.7, а.
87

Рис. 4.7. Карта гидрогеодеформаииониого поля Западно-Сибирско-Среднеазиатского сегмента [1].
а—15.01.71 г.; 6—13.01.71 г.
1 изолинии 'равных деформаций горных пород (уел. ед.); 2—3— зоны: 2—относительного растяжения, 3— относительного сжатия; 4—скважины; 5 — границы структурных зон: / — Западно-Сибирская плита (ее юго-восточная часть), II— Тяныпаиьско-Казахская подвижная область, III — Тураиская плита.
их изотопный состав (рис. 4.6). Изучая эти изменения, можно прогнозировать по гидрогеологическим показателям время и место проявления землетрясений, хотя точность такого прогноза пока еще невелика. В периоды, предшествующие землетрясению, структуры деформации, имевшие ранее изометричные формы, быстро увеличиваются в размерах и образуют вытянутые зоны растяжения и сжатия протяженностью в тысячи километров. В это время гцдрогеодеформационное поле характеризуется также и наибольшей упорядоченностью. После землетрясения морфологические параметры поля становятся невыразительными и распределены неравномерно (рис. 4.7).
88
4.3.	ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ
Как и поле силы тяжести, тепловое поле Земли формируется под действием внешних и внутренних источников. Они подробно обсуждаются в многочисленных публикациях [3, 6, 8, 11] и, кроме того, знакомы по школьным курсам географии, а также по предмету «общая геология». Поэтому остановимся лишь на некоторых сторонах этого интереснейшего и сложного вопроса, подчеркнув, что природа источников теплового поля в основном еще неясна и представления о ней находятся на уровне концептуальных моделей.
Температура на поверхности Земли определяется главным образом солнечным теплом, поток которого составляет в среднем 3,4• 102 Вт/м2 [И]*. Однако в каждой конкретной ситуации значение это существенно меняется и зависит от времени года и времени суток, рельефа местности, географической широты, погодных условий, характера поверхности (вода, лед, растительный покров...) и т. д. Считается, что поверхность Земли находится в состоянии, близком к тепловому равновесию и в среднем излучает столько же тепла, сколько получает. Но этот эталон по своей структуре чрезвычайно сложен и неустойчив во времени. Поток тепла меняется по интенсивности и направлению. Температурные колебания разного периода проникают на различную глубину. О длиннопериодных вариациях теплового поля Земли свидетельствуют эпохи оледенений, следы которых обнаружены не только в отложениях четвертичного периода, но и в более древних отложениях, вплоть до раннепротерозойских [8]. Планетарные палео-климатические реконструкции свидетельствуют о широтной зональности внешнего теплового поля Земли на протяжении всего фанерозоя, а также показывают, что эта зональность существенно смещалась в связи с движением географических полюсов [6]. Важно отметить, что, по Н. М. Страхову, наиболее интенсивное смещение полюсов имело место после теократических эпох. Так, завершение каледонского тектонического этапа в силуре сопровождалось смещением полюсов в конце девона, конец герцинского этапа в перми «привел» к подвижке полюсов в триасе и т. д. Все это свидетельствует о том, что на фоне суточного вращения и движения по околосолнечной орбите Земля совершает и очень медленное субмеридиональное вращение, которое напоминает длиниопериодные толчки.
Таким образом, есть основания полагать, что длиниопериодные изменения теплового поля у поверхности Земли происходили почти одновременно с изменениями ее поля силы тяжести.
Но Земля не только получает и переизлучает обратно солнечную энергию (1026 Дж/год [4]), она имеет и собственный тепловой
* 1 Дж=107 эрг, 1 кал=4,187 Дж.
89
поток, генерируемый в ее недрах Используя расчётную сетку с ячейкой 9'104 квадратных морских миль, американский геофизик У Ли и японский геофизик С Уеда получили среднюю плотность теплового потока на континентах (5,9±2,18) • 10~2 Вт/м2 (при средней квадратичной погрешности ±0,29-10~2), а на океанах (5,95±3,27) • 10~2 Вт/м2 (при средней квадратичной погрешности ±0,17• 102) [4]. Отметим, что его значения на континентах и в океанах, несмотря на различие условий, оказались практически одинаковыми. Помимо теплового излучения Земля теряет глубинное тепло и другими способами: при выделении магматических расплавов и вулканических газов, при переносе подземными водами, в результате процессов горообразования и метаморфизма. Доля этих потерь в общем тепловом балансе Земли невелика, поскольку главная роль в нем принадлежит тепловому потоку. За счет чего же генерируется этот поток?
Главным источником внутреннего тепла Земли считается радиоактивный распад долгоживущих изотопов. Однако и в таком толковании не все объясняется. Так, например, как обосновать эквивалентность континентального н океанического тепловых потоков при значительном различии геохимического разреза континентальной и океанической коры?
Для континентальных и океанических блоков литосферы выделяется несколько типов геотермических режимов земной коры и верхней мантии (рис. 4.8) [5].
1.	Стационарный режим с однородным стабилизированным во времени тепловым полем, низкой температурой и слабой тепловой активностью. Такой режим наблюдается в древних платформах и складчатых областях палеозоя и докембрия, где не проявились в послепалеозойское время процессы тектоно-магматической активизации.
2.	Нестационарный режим охлаждения с повышенными убывающими во времени тепловым потоком и глубинной температурой. Такие условия характерны для структур, завершивших орогенную стадию развития в позднем мезозое и кайнозое.
3.	Нестационарный режим разогрева, который происходит при эволюционном накоплении тепла под чехлом теплоизолирующих осадков (верхнекоровый разогрев) и конвективном привносе глубинного (мантийного) тепла по зонам раздвигов и другим структурам (подкоровый разогрев).
Эти типы теплового режима недр сменяют друг друга во времени, отражая геологическую эволюцию структур:
-----------.----------♦Стационарный	г I-------------------------------*
Нестационарный охлаждения	Нестационарный
+	верхиекорового разогрева
I	I
Нестационарный подкорового разогрева
90
Рис. 4.8 Схема геотермического районирования территории СССР [5]
/ — области стационарного режима: а — с нормальной теплоотдачей, б —со слабой теплоотдачей, интенсивно охлажденные; 2 — области эволюционного накопления тепла под чехлом слаболитифицированиых теплоизолирующих осадков, 3 — области интенсивного глубинного привнося мантийного тепла; 4 — области разогрева, связанного с эпохами мезозойской активизации, и последующего охлаждения, 5 — области резкого изменения тепловой активности и температурного режима (в зонах Беиьофа — Заварицкого); 6 — области пространственного совмещения эволюционного накопления и глубинного привнося тепля; 7 — граница областей с разным геотермическим режимом; 8 — южная граница зоны многолетней мерзлоты.
На рис. 4.9 представлена схема теплового потока территории СССР и прилегающих акваторий. Стационарный геотермический режим и низкие значения теплового потока характерны для Русской и Сибирской платформ К областям с нестационарным режимом охлаждения и умеренными тепловыми потоками относятся территории киммерийской и отчасти герцинской складчатости. Нестационарный геотермический режим с верхнекоровым разогревом отмечается в молодых платформах (Западно-Сибирской, Ту-ранской, Скифской). Блоки с нестационарным режимом корового и подкорового разогрева и очень высокими значениями тепловых потоков наблюдаются в молодых складчатых областях и районах проявления тектоно-магматической активизации в кайнозое. В табл. 4 I охарактеризованы основные типы геотермического режима земной коры.
Поверхность Земли испытывает температурные колебания разной периодичности: суточные, сезонные, годовые, многолетние, Вековые и геологические. Эти колебания имеют разную амплитуду, но все они от поверхности Земли передаются на глубину, формируя тем самым вертикальную температурную зональность. Подошва каждой зоны рассматривается как поверхность постоянных
91
F
I
Рис. 4.9. Карта тепловых потоков территории СССР [5],
/—2 — изолинии плотности теплового потока, мВт/м’: 1 — достоверные, 2 — менее достоверные; 3 — области резконеоднород-ного теплового потока (сочетание минимальных и максимальных значение).
Таблица 4.1. Особенности геотермического режима земной коры [5]
Тил геотермического режима		Область проявления	Плотность теплового потока, мВт/м8	Геотермический градиейт, ° С/км
Стационарный		В кристаллических породах фундамента платформ	25—45	8—15
		В чехле литифицированных осадков древних платформ	36—55	15—30
Нестационарный	Регионального -разогрева	Эволюционного разогрева — в слаболитифицированных осадках молодых платформ	32—50	35—50
		Глубинного разогрева с конвективным переносом тепла — в современных подвижных поясах и рифтах	50—100 и выше	30—60 и больше
	Регионального охлаждения	Коидуктивиого выноса тепла к поверхности — в верх-иепалеозойских и мезозойских складчатых областях	38—55	20—85
		Приповерхностного охлаждения — в зонах многолетней мерзлоты	44—63	1,2—5,0
	Локального разогрева	На ограниченных участках в результате процессов взрывного характера	50	—
температур в пределах соответствующего периода их колебаний. Например, для слоя постоянных годовых температур эта граница означает, что выше нее в течение года температура меняется, а ниже нее в течение года остается постоянной, но меняется в течение более длительных интервалов времени. Если иметь в виду только кондуктивный механизм теплообмена, то можно получить представление о некой нормальной (ненарушенной) температуре зональности гелиогеотермозоны.
Слой суточных амплитуд температуры. Подошва его в зависимости от конкретных условий (отсутствие снежного покрова, его мощность, широта местности и т. д.) может находиться на разных глубинах, но обычно не более первых метров от поверхности Земли. По многолетним данным Гидрометслужбы СССР оптимальная глубина подошвы этого слоя составляет 0,8—1,0 м.
Слон сезонных температурных изменений. Его подошва находится обычно на глубинах 8—10 м, хотя в определенных условиях,
93
например связанных с оттаиванием и промораживанием горных пород, т. е. при участии конвективной составляющей в теплопере-носе, может опускаться и до больших глубин, в 50 и почти 100 м (рис. 4.10). Кондуктивный же перенос тепла, фиксируемый как температурная волна, идущая от поверхности Земли, запаздывает на 20—30 сут на каждый метр погружения и достигает глубины 10 м примерно через 8—10 мес. В средней части этого слоя для северного полушария, например, минимальная температура приходится на июль, а максимальная — на январь.
Слой годовых амплитуд температуры. Подошву этого слоя часто называют «нейтральным слоем». От него, как правило, начинается рост температуры с глубиной. Из этого факта следует, что амплитуда более длиннопериодных колебаний температуры с этой глубины резко уменьшается и асимптотически стремится к нулю (рис. 4.11). В силу резкого уменьшения амплитуды выделение «нейтрального слоя» (н. с.) во многом зависит от точности измерений. Читатель легко поймет это, посмотрев табл. 4.2.
В среднем глубина залегания «нейтрального слоя» оценивается приблизительно в 15—20 м. В зависимости от конкретных физико-географических и геологических условий этот слой имеет разные температуры. На территории СССР, например, наблюдаются изменения от —13 °C (внутренние районы Таймырского полуострова) до +20 °C (пустыни Средней Азии) [3].
Слои многолетних амплитуд температуры. Подошвы этих слоев связывают с климатическими циклами 11, 35, 70—80 лет и оценивают ориентировочно с помощью третьего закона Фурье:
ZIZr = ^/tlt^,	(4.13)
где/, Zi — глубины затухания температурных амплитуд, соответствующих периодам колебаний t и fj.
Таблица 4.2. Изменении амплитуд температуры с глубиной [11]
Глубина, и	Село Высока, Молдавская ССР	Скв. 2, Загорский полигон МГРИ	Село Чепелево, Московская об- ласть	Глубина, м	Село Высока, Молдавская ССР	Скв. 2, Загорский полигон МГРИ	Село Чепелево, Московская область
2,5	4,8	6,3	7,8	22,5	0,1	0,2	0,0
5,0	1,1	2,8	2,8	25,0	0,0	0,0	0,0
7,5	0,1	0,9	1,0	27,5	—	0,0	0,1
10,0	0,2	0,7	0,4	30,0	—	0,0	0,0
12,5	0.3	' 0,2	0,2	35,0	—	—	0,1
15,0 ,	0,3	0,3	0,2	61,9	—	—	0,0
17,5	0,1	0,0	0,2	62,9	—	—.	0,0
20,0	0,2	0,1	0,1				
94
Рис. 4.10. Геотермограмма скважин Мончетундры [Череменский Г. А., 1972 г.].
Заштрихованы зоны сезонного колебания температур.
Рис. 4.11. Характер изменения амплитуды температуры Д/ с глубиной Z.
Н. с. — нейтральный слой.
Здесь подразумевается изотропная с точки зрения теплопроводности среда, кондуктивная теплопередача и постоянные по активности и распределению источники тепла. Кроме того, качество оценки существенно зависит от качества получения данных по известному слою. С этими оговорками и следует принимать приводимые ниже данные по подошве слоев многолетних температурных амплитуд:
11 -летний цикл — 80 м
35-летний цикл — 125 м
80-летннй цикл — 250 м
Прямые измерения температурных амплитуд, достаточно длительные для того, чтобы оценить положение каждого из указанных слоев, нам неизвестны. Приводимые в ряде работ карты изотерм для крупных регионов по глубинам 125, 250 м показывают, что изотермические поверхности качественно коррелируют с поверхностью радиационного баланса * этих территорий, что рассматривается как косвенное подтверждение принадлежности данных глубин к гелиогеотермозоне. Если же выражаться еще осторожнее, то следует говорить о том, что карты радиационного баланса не противоречат утверждению, что глубины 125, 250 м относятся к гелиогеотермозоне.
Слой вековых амплитуд температуры. Здесь имеется в виду толща пород и находящихся в них вод, в которой отражены температурные колебания, происходившие на поверхности Земли в четвертичном периоде. Последние изменения начались 4,5 тыс. лет назад, а наиболее удаленное от нас межледниковье —
* Радиационный баланс подстилающей поверхности — разность между поглощенной суммарной радиацией и эффективным излучением подстилающей поверхности— является составной частью теплового баланса. Эффективное излучение подстилающей поверхности — разность собственного излучении подстилающей поверхности и поглощенного ею вторичного излучения атмосферы.
95
Рис. 4.12. Термограммы по глубоким скважинам, расположенным в меридиональном направлении, и график распределения солнечной радиации у поверхности Земли R в районах заложения скважин [Фролов Н. М., 1966 г.].
/ — Нордвик (Якутия); 2— Бахыиай (Центральная Сибирь); 3 — Максимкин ЯР (Западная Сибирь); 4 —Червовый Донецк (Донбасс); 5 —Зимняя Ставка (Предкавказье); 6 — Лонг-Бич (Калифорния).
275 тыс. лет. Этим двум датам соответствуют расчетные глубины 1,3 и 10 км. Анализ карт изотермических условий на глубинах 500 и 1000 м для территории СССР показывает, что они плохо согласуются с распределением радиационного баланса подстилающей поверхности. Можно говорить о такой согласованности лишь в самых общих чертах, на уровне тренда первого порядка. Это естественно, потому что определяющим в положении изотерм на таких глубинах являются уже не современные климатические условия, а условия различных палеоклиматов. Однако анализ термограмм по скважинам, пробуренным на различных широтах (с разными радиационными балансами) показывает, что на температурное поле современная климатическая зональность все же оказывает заметное влияние до глубин по крайней мере в 2 км (рис. 4.12). На приведенном графике хорошо видно, что термограммы практически параллельны и смещаются вправо по мере увеличения радиационного баланса. Вообще говоря, эта связь должна заканчиваться там, где термограммы пересекаются. На нашем рисунке это происходит на глубинах приблизительно от 500 м до 2300 м. На больших глубинах главенствующую роль уже начинает играть тепловой поток снизу.
Итогом многовековых колебаний температуры воздуха в эпохи похолодания климата в конце кайнозоя явилось образование в верхней части литосферы многолетнемерзлых пород (ММП). Многолетнемерзлыми называются горные породы, содержащие в порах, пустотах и трещинах лед и имеющие отрицательную или нулевую температуру.
В областях развития ММП выделяют (сверху вниз) следующие зоны.
1.	Деятельный слой — слой максимального зимнего промерзания и летнего оттаивания — сезонно-мерзлый слой (СМС) и се-
96
зонно-талый слой (СТС). Он находится в верхней части слоя сезонных температурных изменений. Его мощность в зависимости от вещественного состава пород, их водо- и теплопроницаемости, географического положения и климата района, экспозиции местности изменяется от нескольких сантиметров до 3—5 м.
2.	Зона ММП, или криолитозона, в которой мерзлота сохраняется от нескольких лет до нескольких сотен тысяч лет. В этой зоне могут быть талики и трещины, в которых находятся подземные воды, в частности криопэги (отрицательно температурные воды — это обычно сильно минерализованные воды). Мощность криолитозоцы колеблется от 3—4 до 1200—1500 м. На рис. 4.13 показана территория распространения криолитозоны в СССР. Она захватывает 11,1 млн. км2, или 49,7 % нашей страны. В ее пределах выделяются области островного и сплошного распространения ММП.
3.	Зона талых пород, в проницаемых разностях которых залегают и движутся подземные воды. Среди них могут быть и криопэги.
Слой геологических амплитуд температуры. Его положение связывают с климатическими ритмами в 150—160 млн. лет и теоретически относят к глубинам 250—350 км.
Говоря о температурной зональности, мы старались придерживаться теоретической схемы, позволяющей получить представление о некотором нормальном поле. Однако даже те немногочисленные факты натурных измерений, которые были приведены, показывают, что естественное поле существенно сложнее теоретического. И причина здесь заключается не только в анизотропии тепловых свойств пород, неравномерном распределении источников и разных условиях переноса тепла, но и в сложном механизме теплопереноса. Чрезвычайно важная роль в этом механизме принадлежит подземным водам. Она не ограничивается лишь конвективным теплопереносом, хотя сама по себе эта функция подземных вод имеет огромное значение. Подземные воды взаимодействуют с вмещающими породами и на физико-химическом уровне: растворение, выщелачивание*, ионный обмен, сорбция, десорбция, минералообразование и т. д. На все эти процессы температурное поле не только оказывает решающее влияние, но и само меняется под их воздействием, поскольку в результате физико-химических процессов, с одной стороны, выделяется или поглощается тепло, а с другой — меняются многочисленные свойства пород, в том числе и тепловые. Эти вопросы подробно рассматриваются в гл. 6.
* Растворение приводит к уничтожению кристаллической решетки минерала, к переходу ее составных частей в воду. При выщелачивании из кристаллической решетки вещества выносятся лишь разного рода примеси, а сам минерал сохраняется Например, выщелачивание урана из гранитоидов
4 Заказ № 779 97
F
00
180

Рис. 4.13 Схема распространения многолетнемерзлых пород в СССР (по К А Кондратьевой [1976 г.]).
/ — область редкоостровного, островного и массивно островного распрост ранения ММП со среднегодовыми температурами от +3 до —1 °C и мощностью мерзлой толщи (М) от 0 до 100 м, 2—5 — область сплошного рас пространения ММП 2 — от —1 до —3 °C, М — от 50 до 300 м 3 — от —3 до —5 °C, М —• от 100 до 400 м, 4 — от —5 до — 0°С, М — от 200 до 600 м; 5 — ниже —9 °C, М — от 400 до 900 м и более, 6 — границы областей ММП, 7 — южная граница крнолитозоны
4.4.	МАГНИТНОЕ ПОЛЕ
Это поле современная наука рассматривает как форму материи, которая действует на заряженную частицу с силой, зависящей от произведения ее заряда на скорость. Здесь речь идет об электрическом заряде, поскольку магнитных зарядов в природе не обнаружено. Поиски монополя Дирака, как возможного магнитного заряда, пока успехом не увенчались, хотя принципы симметрии Мира позволяют такой вопрос ставить. Микроскопические же источники магнитного поля в природе существуют: ими являются движущиеся электроны, протоны и нейтроны. Магнитный диполь, который они формируют, обязан своим существованием движению электрического заряда. Этот диполь и является источником магнитного поля.
Магнитное поле Земли характеризуется напряженностью Т. Линии напряженности представляют собой силовые линии магнитного поля. Они направлены от южного магнитного полюса к северному. В каждой точке этой линии напряженность является касательной. Наклон этой касательной к соответствующему магнитному меридиану (к сфероидной поверхности Земли) называется магнитным наклонением 7. Очевидно, что на магнитном экваторе 7=0°, а на полюсах 7=90°. Реальные измерения магнитного наклонения сводятся к измерению угла между горизонтальной плоскостью и наклоном магнитной стрелки. Кроме того, принято различать вертикальную составляющую магнитного поля Z и горизонтальную Н (рис. 4.14). Нетрудно видеть, что они имеют между собой простую связь:
7' = a/77s + Z2 ;	(4.14)
tg7 = Z/H.	(4.15)
Магнитные полюса не совпадают с географическими. Поэтому для характеристики магнитного поля используют еще одну величину—магнитное склонение D, которое определяется как угол между географическим и магнитным меридианами. В СИ за единицу напряженности магнитного поля (величин Т, Н, Z) принимают напряженность поля бесконечного линейного тока в 1 ампер* на расстоянии 7?=1/2л метров от него (ампер на метр, А/м). Элементы поля D и 7 измеряют в угловых единицах, обычно в градусах, минутах, секундах.
Связь между основными составляющими магнитного поля, выраженная простыми соотношениями (4.14, 4.15), выполняется
* Напомним, что в отличие от системы единиц СГС в СИ помимо массы (кг), длины (м) и времени (с) в качестве исходной (независимой) единицы до-бавлиется еще ампер. В системе СГС за единицу напряженности магнитного поля принимается эрстед (Э), I А/м=4л-10~3 Э В практике используют обычно более мелкие единицы- миллиэрстед (К)-3 Э) и микроэрстед, или гамма
4»	99
Л Рис. 4.14. Элементы земного магнетизма.
Н — магнитный меридиан, А — географический меридиан.
*1Н
т\ весьма приближенно, так как она отражает упро-\ । щенное представление о природе магнитного поля :_____Земли. Наиболее простые модели магнитного
поля рассматривают Землю как намагниченный с поверхности шар, действие которого часто заменяют действием стержнеобразного магнита (бруска), расположенного около его центра. Этот магнит смещен примерно на 40 км от центра в сторону Тихого океана и наклонен к оси вращения Земли приблизительно на 12°.
Естественное магнитное поле отличается от поля намагниченного шара ненамного, максимум на 30%. Его интенсивность невелика: 0,6—0,7 Э на полюсах и 0,4 Э на экваторе. В соответствии с моделью намагниченного бруса в северном полушарии расположен южный магнитный полюс (<р = 78,2°, %=68,8° з. д.), а в южном полушарии — северный (<р = 78,2°, к=111,2° в. д.). Местоположение же реальных полюсов соответствует тем точкам на Земле, в которых магнитная стрелка занимает вертикальное положение. Одна из них находится в Канадском архипелаге (<р = = 72°, Л,= 36° з. д.), другая — в Антарктиде (<р~67°, %=140° в. д.).
Геомагнитное поле не постоянно, оно меняется из года в год, из столетия в столетие, возрастая в одних районах и уменьшаясь в других. Эти изменения носят монотонный характер. Изменения среднегодовых значений геомагнитного поля называются вековыми вариациями или вековым ходом. Они носят периодичный характер, увеличиваясь до определенного максимума, а потом уменьшаясь до известного минимума. Эти изменения магнитного поля связаны с целым комплексом явлений, происходящих в недрах Земли.
Помимо вековых магнитное поле испытывает суточные колебания, связанные уже не с Землей, а главным образом с действием ультрафиолетового излучения Солнца (ионизация атмосферы). Известны и так называемые геомагнитные пульсации, когда магнитное поле Земли в целом начинает как бы дрожать. Иногда такие пульсации имеют только региональный характер. Период их колебаний изменяется в широком диапазоне: от тысячной доли секунды до нескольких минут. Пульсации объясняют действием солнечного ветра (потоком ионизированного газа, «дующего» со стороны Солнца) на магнитосферу Земли.
Магнитное поле Земли испытывает и очень резкие колебания продолжительностью от нескольких часов до нескольких суток. Их называют магнитными бурями и связывают с изменением солнечной активности (рис. 4.15). Обычно они наблюдаются в дни 100
Рис. 4.15. Записи небольшой магнитной бури.
/ — Таксонская магнитная обсерватория; 2 — Ла-Холья (Калифорния);
3 — 50 км мористее подножия материкового склона к западу от Ла-Холья.
весеннего и осеннего равноденствия, а также имеют 27-дневную и 11-летнюю повторяемость, определяемую, как полагалось, периодом обращения Солнца вокруг своей оси и периодичностью солнечной активности. В среднем магнитные бури возникают около десяти раз в году. При сильных магнитных бурях склонение D изменяется на несколько градусов, а вертикальная и горизонтальная составляющие напряженности Т — на тысячи гамм и больше. Амплитуда колебаний геомагнитных параметров при этом в высоких широтах больше, чем в низких.
Исследования намагниченности лавовых потоков и отдельных минералов как в пределах суши, так и на океаническом дне позволили установить инверсии магнитного поля Земли и даже построить их хронологию. Датировки прямой и обратной намагниченности, выполненные с помощью калий-аргонового метода, дали возможность достаточно уверенно установить временную шкалу инверсий геомагнитного поля на период приблизительно в 4,5 млн. лет (рис. 4.16). Выделено четыре эпохи (прямых и обратных полярностей, которые прерываются кратковременными эпизодами (ивентами) противоположной направленности поля. Например, эпоха Брюнес очень устойчиво определяется прямой полярностью (т. е. полярностью, совпадающей с ориентацией современного поля). Ее время оценивается в 690 тыс. лет и только в самом конце на протяжении 20—30 тыс. лет наблюдалась кратковременная ивента Лашамп, когда геомагнитное поле имело обратную ориентацию. Приведенная шкала имеет ряд вариантов и разными авторами экстраполируется до 10—80 млн. лет. Относительно легко устанавливаемым аномалиям геомагнитного поля присвоены стандартные номера, которые уже можно считать общепринятыми. Обращает на себя внимание тот факт, что на протяжении 80 млн. лет суммарное время пребывания геомагнитного поля в прямой и обратной ориентациях почти совпадает. Обе полярности одинаково стабильны, и если считать, что на протяжении этого интервала времени записи инверсий сохранились
101
ьЕ	Лоле			
Jr 01			^3	^*1
(К-,млн.л	О> о Г	0> о 1		=1 II
КЗ		о	S в	О) СК
о. с»		Ц		
ъ Е о с со	с:	кэ СЭ	CQ	о Е
Рис. 4.16. Хронологическая шкала инверсий геомагнитного поля (по В. Вакье [1976 г.]).
2
да 20 30 W? 50~~60 70 80 или пет
Рис. 4.17. Частота инверсий геомагнитного поля в зависимости от времени, осредиен-ная по интервалам 10 (а), 5 (б) и 2 (в) млн. лет.
полностью, то можно заметить увеличение их частоты от мелового периода к четвертичному (рис. 4.17).
Для гидрогеологии чрезвычайно важным фактом является регистрация инверсий геомагнитного поля в океанических осадках (рис. 4.18). Лабораторные эксперименты с природными образцами показывают, что их намагничивание происходит, вероятно, не в процессе седиментации, а после ее завершения, но на том этапе седиментогенеза, когда в осадках еще содержалось большое количество воды. Однако
механизм этого явления пока недостаточно ясен. Исследование инверсий геомагнитного поля в глубоководных осадках позволило не только выявить короткие ивенты, не зафиксированные в лавовых потоках, но и установить, что изменение знака геомагнитного поля происходит в течение нескольких тысяч лет (рис. 4.18). Изменения геомагнитного поля фиксируются и на протяжении человеческой истории. Археомагнитные исследования, например, показывают, что около 200 года нашей эры напряженность поля была приблизительно в 1,6 раза выше современной. Экстраполируя эти данные на 2000 г., мы получим напряженность, равную
102
Рис. 4.18. Пример ии1ерсии геомагнитного поля, записанный по колонке глубоководных осадков (по В. Вакье [1976 г.]).
/—2 — геомагнитное поле: / — прямое, 2 — обратное.
Для керна морских осадков наклонение определяется как угол между направлением намагниченности и осью колонки керна.
нулю. Затем, видимо, произойдет изменение знака поля (полюса поменяются местами).
Поскольку предметом гидрогеологии является система вода — порода, то нас интересует воздействие магнитного поля как внешнего — поля Земли, так и внутреннего —остаточного магнетизма самих пород) на данную систему. Вначале совершим небольшой экскурс в магнитные свойства пород и вод и начнем с понятий пара-, диа- .и ферромагнетизма. В очень общем виде их можно объяснить так: если магнитное поле ориентирует магнитные моменты атомов и молекул, мы имеем дело с парамагнетизмом, если такие моменты создаются и величина их пропорциональна действующему полю и направлена против него, следует юворить о диамагнетизме. Строго говоря, явление диамагнетизма охватывает как диамагнетики, так и парамагнетики, но во втором случае изменение существующего (собственного) парамагнитного момента чрезвычайно мало и оно, как правило, не учитывается. Ферромагнетики — это тела, которые способны намагничиваться самопроизвольно, под действием внутренних сил и являются макроскопическими источниками магнитного поля. При повышении температуры и отсутствии внешнего магнитного поля спонтанный магнитный момент ферромагнетиков уменьшается и начиная с некоторой температуры, называемой температурой
103
Кюри, ферромагнетики становятся парамагнетиками*. Таким образом, при достаточно высоких температурах все ферромагнетики являются парамагнетиками, но прн низких температурах не все парамагнетики являются ферромагнетиками.
Вода относится к типичным представителям диамагнетиков. Ряд самородных минералов, например ртуть, сера, золото, серебро, медь и такие породообразующие минералы, как кварц, полевой шпат, большинство органических соединений, из газов — гелий также являются диамагнетиками. В то же время большинство породообразующих минералов относятся к парамагнетикам, из газов характерным парамагнетиком является кислород. К ферромагнетикам относятся железо, никель, кобальт, их многочисленные соединения и сплавы. Из минералов самыми характерными здесь являются магнетит, титаномагнетит, пирротин, гематит, ильменит, ульвошпинель и некоторые другие.
Таким образом, можно констатировать, что в системе вода — порода все составляющие обладают магнитной восприимчивостью, но их реакции на геомагнитное поле и его изменчивость существенно отличаются. Как мы только что показали, даже осадочные породы обладают заметной намагниченностью и способны сохранять ее сотни тысяч, а возможно, и миллионы лет. Нетрудно понять, что разная намагниченность по разрезу создает устойчивые во времени градиенты внутренних магнитных полей. Очевидно, что даже при слабых полях их градиенты могут быть весьма высокими, особенно при смене полярности. Относительно недавно действие магнитного поля на воду в науке даже не обсуждалось. Однако в настоящее время специалисты занимаются этим вопросом чрезвычайно активно, особенно в биологии и технике. Уже целый ряд фактов установлен достаточно надежно. Например, зафиксированы изменения под действием магнитного поля кислотно-щелочной реакции воды (pH), поверхностного натяжения, ее диэлектрической постоянной, удельной электропроводности. При этом изменение свойств сохраняется довольно долго после снятия поля. Наиболее существенные изменения происходят не с «чистой» водой, а с водными растворами — факт наиболее интересный для гидрогеологии. В частности, магнитная обработка уменьшает гидратацию диамагнитных ионов и несколько увеличивает гидратацию парамагнитных. Наиболее заметны изменения в разбавленных растворах и у ионов, стабилизирующих структуру воды (Mg2+, Са2+, Li+) или образующих с ней комплексы (Fe3+, Ni2+, Cu2+). Некоторые исследователи пришли к выводу, что действие магнитного поля испытывает структура воды (см. гл. 2), а находящиеся в ней ионы лишь ослабляют или усиливают наблюдаемые эффекты.
* Температура Кюри, например, для железа составляет 1043 К, для кобальта 1403 К, для никеля 631 К
104
Уже можно перечислить те физико-химические процессы, происходящие в воде, на которые заметное влияние оказывает магнитная обработка воды: ускоряется коагуляция, усиливается адсорбция и растворение твердых тел, изменяется концентрация растворенных газов, при упаривании раствора соли образуются не только на стенках сосуда, но и в объеме образца. Интересно, что после магнитной обработки растворов может меняться природа кристаллов, которые в них образуются. Например, вместо кальцита появляется арагонит. Зафиксировано изменение плотности и вязкости растворов кислот при их магнитной обработке. Все эти и другие приводимые в литературе факты чрезвычайно впечатляющи. К сожалению, они получены при поисках различного рода технических решений в таких задачах, как борьба с накипью, с коррозией и т. п. Может быть, поэтому в погоне за быстротой эффекта использовались магнитные поля с высокой напряженностью. Влияние же слабых, но долгоживущих полей, влияние градиентных изменений, а также комплексных факторов (например, одновременных изменений температуры, давления, магнитного поля и т. д.), зависимость результатов от скорости движения воды в магнитном поле вообще не исследовались. Почти совсем ничего не известно о влиянии на эффекты воздействия магнитного поля природы и концентрации растворенных в воде веществ. По существу, гидрогеология еще не начала заниматься этими вопросами.
4.5.	ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ
Источником электростатического поля является заряд. В соответствии с законом Кулона о взаимодействии точечных зарядов в изотропной однородной среде напряженность поля Е, создаваемого точечным зарядом Q, определяется выражением
E = Q/(e7?2),	(4.16)
где е — диэлектрическая проницаемость среды, в которой находится заряд; 7? — расстояние от источника до точки наблюдения
Естественные электрические поля имеют различную природу, масштаб и характер проявления. Основными среди них в настоя щее время принято считать поля природных электронных проводников, а также поля фильтрационные, диффузионно-адсорбционные, т. е. меняющиеся во времени поля, поля теллурических токов и грозовых разрядов [13]*. Дадим краткую характеристику каждому из этих полей и постараемся осветить их роль в функционировании системы вода — порода.
* Исследования иа акваториях позволили установить еще и поля седиментационные, литодииамические, магнитогидродииамические и биогенные
105
т Ш 2'7727777W".fiT72/‘
1 m i з ±!t
если бы этот слой был
Рис. 4.19. Изменение потенциала электрического поля иад рудной залежью.
1 — уровень подземных вод; 2 — рудное тело; 3 — линия тока; 4 — электрические заряды.
Рудные естественные электрические поля. Формирование полей этого типа связывают с представлением о природном гальваническом элементе, который хорошо иллюстрируется с помощью простой рудной залежи (рис. 4.19). Рудная залежь рассматривается как электронный проводник, а вмещающие породы как среда с преимущественно ионной проводимостью. На границе двух таких проводников образуется двойной электрический слой. Нетрудно понять, что однородный, то никакого электрического
поля не могло бы возникнуть, так как положительные и отрицательные заряды на границе тела компенсировали бы друг друга. Однако природные условия весьма разнообразны, такой компенсации не возникает и формируется электрическое поле.
Наиболее характерна миграция, показанная на рис. 4.19: нижняя часть рудного тела ведет себя как катод, а верхняя — как анод. Во внешней по отношению к рудному телу цепи электрический ток движется от положительного к отрицательному полюсу. Внутри тела отрицательные заряды движутся к поло-
жительному полюсу, т. е. в направлении противоположном электрическому току, тем самым поддерживая ЭДС всей системы. Воссоздание ЭДС обеспечивается химическими реакциями, происходящими внутри рудной залежи. В первую очередь это электрохимическое растворение сульфидов.
Рудная залежь обычно содержит различные минералы, отличающиеся по электродным потенциалам. При этом в раствор попадают те металлы, сульфиды которых явЛяются анодом. Например, при совместном нахождении пирита (FeS2), халькопирита (CuFeS2), галенита (PbS) и сфалерита (ZnS) в раствор переходят свинец и цинк, в то время как железо и медь практически не попадают в раствор. В данном случае пирит и халькопирит являются катодом. Мы говорим «в данном случае», потому что роль катода или анода минерал занимает в зависимости от соотношения его электродного потенциала с потенциалами минерала-партнера? Так, по отношению к нормальному водородному электроду в нормальном растворе КС1 электродный потенциал пирита составляет 0,41—0,48 В, халькопирита — 0,33—0;42 В, а галенита и сфалерита существенно меньше, соответственно 0,14—0,29 и 0,12 В.
106
Особая роль в формировании рудных электрических полей принадлежит подземным водам, поскольку именно они являются тем раствором, в котором реализуется ионная проводимость. Однако в формировании этих полей вода выполняет и другие не менее важные функции.
Электрохимическое растворение, поддерживая ЭДС системы, создает одновременно продукты, которые поляризуют катод и анод, что приводит к обратному эффекту — снижению ЭДС. И вот здесь-то вода выполняет деполяризующую роль, вынося из анодной и катодной областей продукты электрохимических реакций, тем самым поддерживая процесс электрохимического растворения и сохраняя таким путем естественное поле вокруг залежи. Кроме того, вода является основным поставщиком кислорода — главного деполяризующего вещества.
Чрезвычайно важным процессом в формировании рудного электрического поля являются окислительно-восстановительные реакции и соответственно потенциал Eh омывающих тело растворов, особенно, если само тело «работает» как инертный электрод (графит, антрацит и т. п.).
Использование окислительно-восстановительных электрохимических процессов лежит в основе разработанного в Ленинградском горном институте [9] геоэлектрохимического метода изучения состава подземных вод—полярографического каротажа (ПК) В методе ПК исследуются полярограммы вод, которые представляют собой зависимость силы тока I, проходящего через металлический индикаторный электрод, от его потенциала U относительно близко расположенного неполяризующего электрода. Оба электрода находятся в скважинном снаряде и перемещаются по стволу скважины.
При изменении потенциала индикаторного электрода на нем последовательно вступают в электрохимические окислительно-восстановительные реакции различные ионы и растворенные компоненты вод. Каждая такая реакция дает на полярограмме ступень (поляризационную волну). Потенциал ступени определяется типом растворенной компоненты, а приращение тока (предельный ток)—ее концентрацией. На полярограммах природных вод выделяются поляризационные волны растворенного кислорода, двух-и трехвалентного железа, марганца, хлор-иона, а в отсутствие кислорода — цинка, кадмия, никеля, меди и некоторых других тяжелых металлов. Порог чувствительности—1,0—0,1 мг/л.
На рис. 4.20 представлены полярограммы, записанные на различных глубинах в одной из пересекающих гранито-гнейсы скважин Карельского перешейка. Видно уменьшение с глубиной предельного тока растворенного кислорода Ог и появление на глубинах 320—340 м поляризационной волны Мп2+. При глубинах 100—260 м полярограммы осложнены наличием полярографических максимумов тока.
107

Рис. 4.20. Каротажные полярограммы (по О. Ф. Путнкову).
1—8 — глубина исследования, м: 1 — 100, 2—160, 3 — 200, # — 240, 5 — 260, 6 — 300, 7 — 320, 8 — 340 ; 9—10 — точки измерения: 9 — свободного кислорода, 10— Мп2+.
Рис. 4.21. Непрерывный полярографический каротаж на растворенный кислород, по О. Ф. Путикову (Северный Таджикистан),
1 — уровень воды; 2 — интервал фильтра.
Рис. 4.22. Схема двойного электрического слоя [Семенов А. С., 1968 г.].
/—1— отрицательно заряженная поверхность твердой частицы; 2—2 — неподвижный слой ионов; 3—3 — диффузный слой; 4—4 — свободный раствор.
а—б — уровень потенциала в твердой частице; б—в — падение потенциала в неподвижной части двойного электрического слоя; в—г — падение потенциала в подвижной части двойного электрического слоя, £ — потенциал; г—д — уровень потенциала в свободном растворе
А—А — граница раздела между твердой частицей и раствором; Б—Б — граница между неподвижной и подвижной частями внешней области двойного электрического слои.
Изменение концентрации (предельного тока) растворенного кислорода с глубиной дает количественную характеристику развития зоны окисления, а повышенные концентрации марганца фиксируют глубинную гидрохимическую аномалию.
С помощью ПК возможно решение и других задач, например выделение работающей части фильтра в обсаженной гидрогеологической скважине по повышенным значениям концентрации растворенного кислорода (рис. 4.21).
108
Полярографический каротаж в настоящее время применяется при изучении загрязнения подземных вод [9] и для контроля процессов подземного выщелачивания руд. Перспективным является его применение при гидрогеохимических исследованиях, в том числе при поисковых работах, а также для выявления и изучения рудоносных растворов в рифтовых зонах дна Мирового океана.
Фильтрационные поля. Формирование этих полей связывают с электрокинетическими процессами, обусловленными струйчатым движением подземных вод (механическим массопереносом) в порах и трещинах горных пород. Для понимания этого явления рассмотрим рис. 4.22. Из подписи к нему смысл изображенного достаточно ясен. Добавим лишь следующее: неподвижный слой ионов 2—2 полностью не компенсирует заряды слоя 1—1, играющего роль внутренней обкладки конденсатора. Полная компенсация реализуется лишь с помощью подвижного слоя 3—3. Статистически устойчивое расположение ионов в нем является продуктом влияния слоя 1—1 и теплового движения частиц. Толщина этого слоя изменяется под влиянием целого ряда причин, наиболее существенными из которых являются концентрация электролитов в растворе. Чем концентрация больше, тем меньше толщина слоя. Разность потенциалов твердого тела и раствора называется термодинамическим или е-потенциалом. Часть его, характеризующая падение потенциала в диффузном подвижном слое 3—3, называют электрокинетическим или ^-потенциалом. При уменьшении толщины диффузного слоя значение ^-потенциала уменьшается, при увеличении — возрастает. Таким образом, элек-трокинетические явления в области двойного электрического слоя, будучи зависимыми от е-потенциала, контролируются толщиной слоя 3—3. Отметим еще один момент: при перемещении раствора граница раздела фаз проходит по поверхности Б—Б, а не по поверхности А—А.
Теперь представим себе, что раствор двигается. Это приводит к тому, что в слое 3—3 появляется дефицит компенсирующих зарядов (в нашем случае положительных). Возникает такой эффект уже потому, что на смену организованному электростатическим полем поверхности 1—1 расположению зарядов в слое 3—3 приходит раствор из свободного поля с другим внутренне компенсированным расположением и количеством зарядов. Естественно, что для возвращения системы в прежнее статистически равновесное состояние должен появиться поток заряженных частиц (в нашем случае положительных ионов) в направлении, противоположном течению жидкости, т. е. электрический ток. Именно он компенсирует механический перенос зарядов. Если вмещающие породы электропроводны, что в природных условиях встречается наиболее часто, то перенос зарядов может происходить и через них, а не только через раствор.
109
Однако тонкость в формировании фильтрационных электрических полей заключается в том, что никакого перемещения зарядов в системе двойного слоя не происходит. Это естественно, так как иначе пришлось бы допустить, что между возникновением дефицита зарядов при движении раствора и компенсацией этого дефицита в форме электрического тока существует какой-то интервал времени без событий. Таким образом, речь идет о том, что течение раствора в порах и трещинах пород создает не электрический ток, а электрическое поле с вычисляемой и измеряемой напряженностью
Е = Кернер,	(4.17)
где К — коэффициент, определяемый количеством пор и трещин в горных породах, их размерами и пространственным расположением; е — диэлектрическая постоянная подземных вод; р — их удельное электрическое сопротивление; £—потенциал; кСр — средняя скорость механического перемещения подземных вод.
Диффузионно-адсорбционные поля. Их формирование происходит на границе растворов с разной концентрацией ионов (возникновение диффузионного потенциала) и осложняется адсорбционными явлениями на границе свободный раствор — минеральные зерна (твердая фаза). Градиент концентраций вызывает в соответствии с первым законом Фика перемещение ионов в сторону меньших концентраций растворенных в воде солей, но при этом отрицательные и положительные ионы одной и той же соли обладают различной подвижностью и при перемещении создают асимметрию в распределении зарядов. Таким образом, мы видим, что снова некоторый процесс, в данном случае диффузия, формирует электрическое поле, которое противодействует протеканию этого процесса. Диффузия пространственно разделяет разные по знаку заряды, как бы расталкивая их, а электрическое поле возвращает их обратно, стремясь создать электронейтральную ситуацию.
Диффузионный потенциал определяется весьма разнообразными причинами: валентностью ионов, нх подвижностью, градиентом концентраций, температурой, присутствием других ионов и растворенных веществ и т. д. Естественно, что наиболее существенный вклад в его формирование вносят соли сильных кислот, имеющих высокую степень диссоциации. Расчеты показывают, что чистые диффузионные электрические поля довольно слабые и обычно характеризуются единицами или первыми десятками милливольт.
Адсорбционный потенциал имеет те же порядки и возрастает по мере увеличения дисперсности вмещающей среды. Чем мельче поры и трещины, чем их больше в горной породе, тем, как известно, больше площадь соприкосновения раствора и вмещающей среды, тем, разумеется, выше адсорбционная способность породы.
ПО
Рис 4.23. Кривая потенциала естественного профиля, пересекающего солончак (по А. С. Семенову [1968 г.]).
На разрезе крапом показан солончак.
Адсорбируются же преимущественно ионы одного знака. Именно это обстоятельство и создает асимметрию в расположении зарядов и тем самым создает электрическое поле. В природе диффузионный и адсорбционный потенциалы проявляются совместно и достигают в сумме нескольких десятков, иногда первых сотен милливольт. В наиболее чистом виде диффузионно-адсорбционные поля наблюдаются над солончаками (рис. 4.23).
Меняющиеся во времени электрические поля. Впервые они были обнаружены в 1951 г. в Рудном Алтае [13]. Их отличительной чертой является значительная изменчивость в течение суток. Установлено, что она зависит от влажности и температуры пород. Это позволяет связывать их происхождение с движением пленочной и капиллярной влаги. Наиболее сильные электрокине-тические эффекты возникают в породах с мелкими порами и совершенной капиллярной системой. Движение физически связанных форм воды контролируется в основном суточными и сезонными изменениями температуры, охватывающими лишь самые верхние слои земной коры. Поэтому в большинстве случаев «меняющиеся во времени поля» должны быть незначительны, но иметь широкое распространение и оказывать существенное влияние на ход физико-химических процессов в системе вода — порода в приповерхностных зонах земной коры. Следует, однако, подчеркнуть, что эти поля до настоящего времени изучены еще слабо и многое в их генезисе остается пока неясным.
Поля, обусловленные внешними источниками. К полям этого типа в первую очередь следует отнести поля теллурических токов, связанных с вариациями магнитного поля Земли и изменениями солнечной активности, а также поля, возникающие при грозовых разрядах, замыкающихся на землю. Установлено, что интенсивность и знак таких токов в земле определяются не только характером молнии, но и местом грозового разряда. Каждый вид молнии сопровождается характерным для него импульсом тока. К полям внешних источников следует отнести и промышленные токи, наиболее сильные вблизи городов, рудников, телефонных линий, линий электрических железных дорог и т. п. Поля внешних источников изучены еще слабо и, к сожалению, исследуются главным образом как помехи при проведении различного рода электроразведочных работ.
111
Краткий обзор природы естественных электрических полей, возникающих в земной коре, показывает, что наиболее сильные из них формируются самой системой вода — порода благодаря процессам, протекающим иа границе твердых и жидких фаз. Физический смысл здесь заключается в том, что процессы создают поля, а поля воздействуют на процессы, стремясь прекратить их. Таким образом, очевидна прямая и обратная связь между естественными электрическими полями и взаимодействием подземных вод с вмещающими породами. В то же время понятно, что если на систему вода — порода воздействовать электрическим полем, противоположным по знаку тому полю, которое возникает при конкретном процессе, например при механическом Движении воды, то процесс будет активизироваться. В качестве примера сошлемся на явление, получившее в гидрогеологии и инженерной геологии название электроосмоса, которое рассмотрено в гл. 6.
4.6.	РАДИОАКТИВНОЕ ПОЛЕ
Мы рассматриваем геофизические поля как источники энергии, воздействующие на систему вода — порода. Распад радиоактивных элементов, содержащихся в горных породах, не только продуцирует внутреннее тепловое поле Земли (о чем уже писалось в этой главе), но и создает поле излучений, которое оказывает самостоятельное влияние на эту систему.
В настоящее время в природе обнаружено свыше 230 типов радиоактивных ядер. Среди иих главное место занимают три семейства тяжелых элементов: урана, тория и актиния. Из остальных более чем 180 одиночных радиоактивных изотопов, принадлежащих элементам, не входящим в радиоактивные семейства, наиболее распространенным являются калий-40 (40К) и ру-бидий-87 (87Rb). Представление о содержании основных радиоактивных элементов в земной коре дает табл. 4.3.
Радиоактивные семейства имеют некоторые общие особенности, которые полезно запомнить, так как они позволяют понять характер формирования и структуру радиоактивного поля пород.
1.	Родоначальники семейств имеют большие периоды полураспада (108—1010лет).
2.	В середине каждого ряда появляется изотоп (эманация), относящийся к группе благородных газов (радон, торой, актион — изотопы радона с порядковым номером 86), обладающих только а-активностью.
3.	Эманации, распадаясь, дают короткоживущие элементы.
4.	Короткоживущие изотопы испытывают конкурирующие а-и р-распады.
‘ 5. Ряды заканчиваются стабильными изотопами свинца (атомные массы 206, 207, 208 с порядковым номером 82).
112
Таблица 4.3. Содержание основных радиоактивных и содержащих радиоактивные изотопы элементов в горных породах [10]*
Порода	и, ю-‘ %	Th, 10-‘ %	к. %	Rb (средний), %
Изверженные породы: щелочные	0,3—89,0	5,0—80,0	3,0—12,5		
кислые	0,6—35,0	3,0—96,0	1,6—9,0	2-Ю-* 1 2
средние	0,3—5,6	2,6—34,0	0,8—6,8	ыо-2
основные	0,1—2,7	0,5—15,0	0,3—1,8	4,5-10-’
ультраосновные	0,0—0,06	0,0—0,3	0,0—0,2	2-10-*
Осадочные породы: карбонатные	0,9—12,0	0,7—8,0	0,1—1,2	—
глнны	0,8—78,0	5,0—16,0	0,5—2,9	—
песчаники	0,3—8,8	6,0—30,0	1,1—3,0	—
Метаморфические породы1 мраморы	0,11—0,24	0,02—0,04	—	—
филлиты	1,0—2,7	0,8—16,0	—	—
кристаллические сланцы	1,8—7,9	4,3—26,0	——	—
гранулиты	2,5—6,5	6,2—16,0	—	—
Среднее (земная кора)	1,8—4,4	5,0—13,0	2,3—2,6	3,1-10—®
Данные по актинию отсутствуют.
Распределение источников радиоактивного поля земной коры показывает, что наряду с другими геофизическими полями оно может оказывать существенное влияние на функционирование системы вода — порода и на формирование химического облика и физических свойств подземных вод. Это влияние обусловлено выделением энергии при радиоактивном распаде, в гидрогеологии оно получило название радиолиза [2]. Процесс этот изучен еще недостаточно глубоко, однако в настоящее время существуют достаточно веские основания считать, что он обеспечивает генерирование окислителей, а также эквивалентного количества водорода, способствует концентрированию подземных растворов и является важным механизмом формирования минеральных, промышленных вод, рудоносных растворов и влияет на эпигенетическое преобразование горных пород.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1. Запишите выражения для напряженности гравитационного, теплового, магнитного, электрического и радиоактивных полей. Через силу н источник, через соответствующий потенциал.
2. Покажите, чему равен гидростатический иапор Н на дне н на поверхности воды в стакане, если плоскость сравнения Zo=O совпадает с поверхностью воды.
3 Песчаная перемычка отделяет пресное озеро от моря. Уровни воды в озере и море находятся на одинаковых отметках. Существует ли гидравлическое равновесие в системе море—озеро? Любой нз ваших ответов объясните с помощью вычисления приведенного напора НПр-
113
4.	Вычислите геотермические градиенты по термограммам рис. 4.12 и сравните их.
5.	Подберите литературу по воздействию магнитного поля на воду, представляющую наибольший интерес для гидрогеологии.
6.	Приведите примеры усиления биологического воздействия воды на организмы после ее обработки в магнитном поле.
7.	Предложите наиболее интересные на Ваш взгляд районы полевых исследований по выяснению влияния геомагнитного поля на природную систему вода— порода.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Вартанян Г. С., Куликов Г. В. О глобальном гидрогеодеформационном поле.— Советская геология, 1983, № 5, с. 116—125.
2.	Вовк И. Ф. Радиолиз подземных вод и его геохимическая роль. М., 1979. 232 с.
3.	Земля. Введение в общую геологию. Т. 2. М., 1974. 399—885 с.
4.	Зимы нашей планеты. М., 1982. 333 с.
5.	Моисеенко У. И., Смыслов А. А. Температура земных недр. Л., Недра, 1968. 180 с.
6.	Монин А. С. Вращение Земли и климат. Л., 1972. 112 с.
7.	Овчинников И. К- Теория поля. М., 1971. 312 с.
8.	Проблемы глубинного теплового потока. М., 1966. 144 с.
9.	Путиков О. Ф. Геоэлектрохимические методы поисков н разведки. Л., 1980. 57 с. (ЛГИ).
10.	Справочник физических констант горных пород. М., 1969. 543 с.
11.	Фролов Н. М. Температурный режим гелнотермозоны. М., 1966. 156 с.
12.	Цубои Т. Гравитационное поле Земли. М., 1982. 286 с.
13.	Якубовский Ю. В. Электроразведка. М„ 1973. 302 с.
114
ФИЗИЧЕСКИЕ ФОРМЫ МАССОПЕРЕНОСА В СИСТЕМЕ ВОДА—ПОРОДА
Подземные воды являются наиболее динамичной частью литосферы, и все процессы, протекающие в ней, так или иначе влияют на перемещение подземных вод. В то же время и сама вода в силу своих специфических свойств и мобильности активно способствует геологическим и геохимическим изменениям в литосфере. Поэтому горные породы вместе с заключенной в них водой могут рассматриваться как единая система вода —порода с тесно взаимосвязанными и взаимодействующими между собой элементами.
В данной главе рассмотрены основные формы движения воды и растворенного в ней вещества в системе вода — порода.
5 1. ХАРАКТЕРИСТИКА ЭЛЕМЕНТОВ СИСТЕМЫ
Любая горная порода состоит из твердых минеральных зерен и пространства, ими не занятого. Если объем свободного пространства в некотором объеме породы V обозначить через Vn, то величина, равная их отношению
n = VJV,	(5.1)
будет характеризовать степень пустотности горной породы (очевидно, что всегда п<1).
Пространство, не занятое минеральным скелетом, представляет собой поры, трещины, каверны и другие морфологические формы пустот, которые могут быть заполнены подземными водами, нефтью, природным газом, а также другими флюидами.
Для пород типа песков, слабосцементированных песчаников, глин, суглинков и других свободное пространство образуют поры; для этих пород степень пустотности, определяемая по формуле (5.1), характеризует общую пористость. Для монолитных пород типа гранитов, базальтов, сиенитов и им подобным пустотность в основном оказывается связана с трещинами. Параметр п в этом случае отражает общую трещинную пустотность. В закарстован-ных * породах пустотность генетически может быть связана с карстовыми кавернами и полостями; здесь показатель пустотности
* Напомним, что карст — это название одной из областей в Югославии, где наблюдается широкое развитие пустот и полостей, образовавшихся в результате выщелачивания и растворения пород (известняков, доломитов, а также солей, гипсов и др.). Отсюда термины — «закарстованные породы», т. е. породы, содержащие такого рода пустоты, и «карстовые воды», т. е. воды, находящиеся в таких породах.
115
характеризует общую кавернозность породы. У некоторых горных пород, например трещиноватых известняков, доломитов, прочно сцементированных песчаников, возможно совместное нахождение пустот различного морфологического типа (поры и трещины, поры и каверны, каверны и трещины), такие породы часто называют породами с двойной пустотностью (пористостью).
Породы разного генезиса, с различной геологической историей образования, как правило, имеют различные показатели пустот-ности. Для иллюстрации в табл. 5.1 и 5.2 приведены некоторые характерные значения пустотности горных пород.
По своим размерам поры и трещины могут быть подразделены на три группы [5]: 1) сверхкапиллярные (поры размером более 0,5 мм, трещины шириной более 0,254 мм); 2) капиллярные (поры 0,5—0,002 мм, трещины 0,254—0,0001 мм); 3) субкапиллярные (поры менее 0,002 мм, трещины менее 0,0001 мм).
Подразделение пустот по их размерам оказывается весьма полезным для оценки условий движения подземных флюидов
Таблица 5.1. Пустотность некоторых горных пород
[5], %
Породы	Минимальная	Максимальная
Гранит	0,06	2,0
Г аббро	0,02	1,5
Перидотит	0,02	2,0
Диабаз	0,08	4,5
Базальт	3,0	6,0
Песчаник крепкий	1,6	10,0
Песчаник слабый	16,0	26,0
Известняк крепкий	5,0	13,7
Известняк слабый	10,0	22,0
Мрамор	0,1	1,0 *
Кварцит	4,8	8,3
Алевролит	14,0	30,0
Таблица 5.2. Пористость, %, песчаных и глинистых пород при различном сложении [5]
Породы	Сложение	
	плотное	малой плотности
Пески гравелистые, крупнозернистые н сред-	<35	>40
незернистые Пески мелкозернистые и тонкозернистые,	<38	>44
супесн легкие Глины, суглинки, супеси тяжелые	<30	>45
116
в горных породах. По сверхкапиллярным порам и трещинам обычно происходит свободное движение воды, нефти и газа; по капиллярным — при значительном участии капиллярных сил. Породы с субкапиллярными порами и трещинами в обычных условиях являются практически непроницаемыми для жидкостей и газов (заметим, что при высоких температурах и давлениях по этим порам возможно интенсивное движение воды).
Важно подчеркнуть, что подземные воды движутся не по всем порам, а лишь по связанным друг с другом достаточно крупным (сверхкапиллярные и капиллярные поры). Сообщающиеся между собой поры образуют связанное пространство, в котором может осуществляться гравитационное движение подземных вод. Связанное поровое пространство характеризуется так называемой активной ПОРИСТОСТЬЮ Па
na = Va/V,	(5.2)
где Уа— объем связанных пор, в котором возможно гравитационное движение подземных вод.
Очевидно, что па^п. В галечниках, грубозернистых песках па«и, т. е. в этих породах поры оказываются практически полностью связанными между собой.
Перейдем теперь к рассмотрению второго элемента системы вода — порода, а именно к подземным водам. Как уже указывалось в гл. 2, в горных породах находятся разнообразные виды воды: пар, физически связанная, свободная, лед, химически связанная, в надкритическом состоянии. Каждый из перечисленных видов воды обладает своими специфическими возможностями к передвижению и характеризуется определенными особенностями движения в подземной гидросфере.
Основным объектом изучения гидрогеологов являются капельно-жидкие (гравитационные) воды. Поэтому рассмотрим прежде всего особенности их движения.
Движение капельно-жидких вод подчинено, как показано в гл. 4, действию гравитационных и компрессионных сил. По этим причинам движение подземных вод может идти в любом направлении— вниз, вверх, по пласту, через пласты в соответствии с направлением передачи энергии в сторону падения напоров. В верхней части разреза ведущая роль принадлежит гравитационным силам (рис. 5.1) и соответственно нисходящему движению вод. С глубиной возрастает роль компрессионных сил и потому становится ведущим восходящее движение подземных вод (см. рис. 9.11).
При движении капельно-жидкой воды различают два режима течения: ламинарный и турбулентный. Ламинарный (параллельно-струйный) режим наблюдается при малых скоростях течения; для него характерно движение потока отдельными, не перемешивающимися между собой струйками. Турбулентный (вихревой)
117
|+ + +|7	5------в 7
Рис. 5.1. Формирование гидростатических напоров в водоносном горизонте.
/ — граниты; 2 — пески; 3— глины; 4 — уровень подземных вод; 5 — источник (выход подземных вод на поверхность); 6 — пьезометрический уровень (уровень напоров подземных вод); 7 — направление движения подземных вод; 0—0 —плоскость сравнения.
режим наблюдается при сравнительно больших скоростях течения; для него характерно активное проявление внутренней пульсации частиц потока, обусловливающее активное перемешивание между отдельными струйками (образование вихрей).
Помимо ламинарного и турбулентного течений существует переходная область, где проявляются черты и ламинарного, и турбулентного режимов движения.
При ламинарном режиме течения сопротивление движущегося потока полностью определяется силами вязкого трения между отдельными струйками (рис. 5.2). Согласно закону Ньютона [4], силы внутреннего трения fTP, появляющиеся при относительном перемещении струек жидкости, пропорциональны относительной скорости этого перемещения и площади соприкосновения слоев:
f	(5.3)
in
где 5 — площадь соприкасающихся слоев; dvjdn — скорость (градиент) относительного смещения слоев по нормали к слоям; р.— коэффициент динамической вязкости (в системе СГС выражается в пуазах, в СИ — в паскалях на секунду; 1П = 0,1 Па-с).
Знак минус в уравнении (5.3) отражает тот факт, что сила трения /тр направлена противоположно потоку жидкости.
Для количественной характеристики режима движения жидкости обычно используют безразмерную величину, называемую числом. Рейнольдса [3],
Re = pt»₽/p,	(5.4)
где р — плотность жидкости; R— гидравлический радиус, равный отношению площади поперечного сечения к смоченному периметру потока; в — скорость течения.
Критической скорости течения, определяющей границу ламинарного режима, соответствует критическое число Рейнольдса
118
Рис. 5.2. Схема взаимного перемещения слоев жидкости.
1,2 — слой жидкости.
ReKp- Для течения с числом Рейнольдса, превышающим ReKp, движение носит турбулентный характер. Для гладких труб ReKp« — 2300, для открытых русел ReKP —300-т-1000.
Обратим внимание на то, что свойства воды существенно меняются в зависимости от температуры, которая может также решительно изменить характер многих процессов, определяющих взаимодействие воды и породы. При повышении температуры уменьшается вязкость жидкости, прекращается сорбция молекул воды поверхностью минеральных зерен, ослабевают и практически исчезают капиллярные (менисковые) силы. Поэтому при относительно высоких температурах (свыше 40—60 °C) может наблюдаться переход части связанных и капиллярных вод в гравитационные воды. В связи с этим характер движения подземных вод приобретает в основном черты, свойственные для движения гравитационных (капельно-жидких) вод.
При рассмотрении системы вода — порода важное значение имеют так называемые емкостные свойства пород. Под емкостными свойствами понимают способность горных пород вмещать, удерживать и отдавать заключенную в них подземную воду. Емкостные свойства определяют общие запасы подземных вод, содержащихся в водоносном горизонте.
Процессы отдачи подземных вод (водоотдачи) горными породами подразделяются на гравитационные и упругие.
Под гравитационной водоотдачей понимается способность горных пород отдавать заключенную в них подземную воду путем свободного стекания под действием силы тяжести. Количественным показателем гравитационной водоотдачи является коэффициент гравитационной водоотдачи
|* = Ув/У,	(5.5)
где Ув и V—объем вытекающей воды и осушенной горной породы.
Коэффициент гравитационной водоотдачи показывает, какое количество подземных вод может быть получено с единицы объема осушенной горной породы. Предельное значение коэффициента гравитационной водоотдачи
у.= Иа —ТУм.м,	(5.6)
где па — активная пористость; 1УМ. м — максимальная молекулярная влагоемкость.
119
При насыщении горных пород подземными водами величиной, аналогичной коэффициенту водоотдачи, является коэффициент недостатка насыщения, который характеризует объем воды, необходимый для насыщения единицы объема породы. Численно коэффициент недостатка насыщения несколько меньше коэффициента водоотдачи. Предельное значение коэффициента недостатка насыщения р.п
Щ = ла —№м. М—№в,	(5.7)
где — относительное объемное содержание защемленного воздуха.
При изучении вопросов движения подземных вод очень часто предполагается, что осушение или насыщение горной породы происходит мгновенно (т. е. скорость насыщения или осушения бесконечна) и, следовательно, значения коэффициентов водоотдачи и недостатка насыщения являются постоянными, не зависящими от времени. В действительности процессы осушения и насыщения горных пород протекают с конечными скоростями, и поэтому величины указанных коэффициентов изменяются во времени. В целом коэффициенты гравитационной водоотдачи и недостатка насыщения постепенно увеличиваются от некоторых относительно небольших значений до предельных оцениваемых зависимостями (5.6) и (5.7). Отмеченный эффект получил название «растянутости» водоотдачи во времени. Экспериментально было установлено, что динамика водоотдачи (недостатка насыщения) зависит в основном от скорости осушения (насыщения) и соотношения мощности зоны осушения (насыщения) и высоты капиллярного поднятия воды в горной породе.
Характерные значения коэффициентов гравитационной водоотдачи горных пород (по 05 Б. Скиргелло) [5] приведены ниже.
Порода
Тонкозернистые пески и супеси
Мелкозернистые н глинистые пески Ср еднезерн истые пески Крупнозернистые н гравелистые пески Песчаннкн на глинистом цементе Бурые угли
Изнестняки трещиноватые
Коэффициент
гравитационной водоотдачи
0,10—0,15
0,15—0,20
0,20—0,25
0,25—0,35
0,02—0,03
0,02—0,05
0,008—0,10
Под упругой водоотдачей понимается способность горной породы отдавать заключенную в них подземную воду за счет упругого расширения жидкости и упругого сжатия горной породы. Количественно упругая водоотдача характеризуется коэффициентами упругоемкости пласта и упругой водоотдачи.
Коэффициент упругоемкости пласта характеризует объем жидкости, который может быть получен с единицы объема горной породы за счет упругих свойств как горной породы, так и воды 120
при снижении напоров на 1 м. Численно коэффициент упругоем-кости цо* равен
^ = -т^-(е/£в+ау),	(5.8)
где р — плотность; е — коэффициент пористости, е=и/(1—я); Еа— модуль Юнга для воды (для чистой воды £в = 2-103 МПа); ау — коэффициент сжимаемости горных пород; g — ускорение свободного падения.
Коэффициент упругоемкости цо* имеет размерность метр в минус первой степени. В целом значения коэффициентов упругоемкости относительно невелики [5]: для песков ц0* = (0,54-5) • 10-4 м-1; для супесей и суглинков ц0* = 10-4-М0~3 м-1; для трещиноватых пород цо* = 10-54-10-6 м-1.
В отличие от коэффициента упругоемкости коэффициент упругой водоотдачи является величиной безразмерной и характеризует объем жидкости, получаемой с единицы площади водоносного горизонта при снижении напоров на один метр.
Коэффициент упругой водоотдачи ц* связан с коэффициентом упругоемкости следующим образом:
Н* = Нот>	(5.9)
где т — мощность водоносного горизонта.
5.2.	ФИЛЬТРАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
При изучении движения подземных вод через обладающие некоторой пустотностью породы возможно два подхода.
Прежде всего можно попытаться вывести основные закономерности движения, учитывая движение конкретных частиц жидкости в реальном порово-трещинном (или ином по морфологическим формам пустот) пространстве. При этом необходимо отчетливо представлять геометрию реального порово-трещинного пространства, что практически невозможно в силу значительной изменчивости последнего.
Второй подход к изучению движения подземных вод возможен путем изучения законов для достаточно больших объемов горных пород, в которых основные характеристики подземного потока (прежде всего скорость движения и расход через некоторое сечение) достаточно хорошо осредняются. При подобном подходе необходимо знание эмпирических законов, описывающих движение в макрообъемах. Естественно, что в этом случае мы отказываемся от изучения движения конкретных частиц жидкости в пористой среде и, следовательно, из построенной таким образом теории мы не сможем вывести какие-либо представления о движении в реальных порах, трещинах и других пустотах горных пород. Но осредненные макрохарактеристики (средние скорости движения, расход) мы получаем достаточно точно и надежно.
121
В гидрогеологии макроподход используется при изучении процессов фильтрации. Под фильтрацией понимается движение однофазных или многофазных капельно-жидких подземных флюидов через горные породы, обусловленное наличием гидравлического градиента (перепада напоров) и изучаемое на основе использования эмпирических макрозаконов.
Основным эмпирическим законом фильтрации подземных вод является закон, экспериментально полученный в 1856 г. французским инженером Анри Дарси [8]. Этот закон, получивший в дальнейшем название закона Дарси, связывает расход подземного потока с потерями энергии при его движении (рис. 5.3). В дифференциальной форме закон Дарси имеет вид
Q= — KudHIdl,	(5.10)
где Q — расход фильтрационного потока; <о — площадь, через которую происходит фильтрация; dHjdl — гидравлический градиент в направлении Z; К — коэффициент фильтрации.
Как видно из формулы (5.10), закон Дарси указывает на линейную зависимость расхода фильтрационного потока от гидравлического градиента. Параметром этой линейной зависимости является коэффициент фильтрации, который зависит как от свойств горной породы, так и от свойств фильтрующейся жидкости. Физически коэффициент фильтрации отражает работу сил трения при движении жидкости в пористой среде (т. е. сил внутреннего трения движущейся жидкости и сил трения жидкости о стенки минерального скелета).
При рассмотрении процессов фильтрации жидкостей с различными свойствами вводится понятие о коэффициенте проницаемости k, который связан с коэффициентом фильтрации следующим соотношением
(5.11)
где т] — коэффициент динамической вязкости, Па/с.
Размерность коэффициента проницаемости k [см2]. В гидрогеологии более употребительной единицей проницаемости является дарси (Д), причем 1Д=1,02- 10-6 см2 = 1,02- 10-12 м2. Один дарси соответствует такой проницаемости, при которой через сечение горной породы с площадью, равной 10~4 м2 объемный расход жидкости равен 10-6 м3/с при градиенте давления 10 МПа/м, если вязкость жидкости равна 0,1 Па-с. Принимая для воды, находящейся в нормальных условиях (температура порядка 20 °C), коэффициент динамической вязкости порядка 0,001 Па-с, получаем, что приближенно проницаемость 1 мкм2 соответствует коэффициенту фильтрации 1 м/сут.
Коэффициент проницаемости в целом не зависит от гидродинамических свойств фильтрующейся жидкости и определяется лишь свойствами горной породы. Это положение экспериментально
122
Рис 5 3 К закону Дарси.
Сосуд наполнен песком В системе поддерживается стационарный режим фильтрации (количество поступающей воды равно количеству воды вытекающей)
Zu Z2 — координаты точек 1 и 2. в которых измерены пьезометрические напоры Zi(=«const; /i2=const,	Hz^hz+Zi', pg=const;
AZ —путь фильтрации, // — потери напора i—^HlbZ — градиент напора 0—0 — плоскость сравнения
подтверждено для условий от-сутствия физико-химического взаимодействия минеральных частиц породы и жидкости (например, при фильтрации пресных
вод через кварцевые пески).
Вместе с тем на проницаемость пород, имеющих в своем составе глинистые минералы, которые вступают с водой в физико-хими
ческое взаимодействие, существенно влияет и состав фильтрующейся жидкости. Так, проницаемость песчаников для пресной воды ниже, чем для соленой, причем в чистых песчаниках это
расхождение еще сравнительно невелико, а в глинистых песчани
ках оно может достигать двух порядков.
В глинистых породах ощутимое влияние на проницаемость оказывает температура; при температуре выше 60—ВО °C отмечается интенсивный переход рыхло связанной воды в свободное состояние, в результате чего проницаемость возрастает.
Некоторые средние значения коэффициентов фильтрации и проницаемости для различных горных пород показаны в табл. 5.3.
При многофазной фильтрации для каждой составляющей проницаемость среды оказывается меньше, чем при полном заполнении фильтрующего пространства любой из фаз. Для многофазной фильтрации вводится понятие об абсолютной, фазовой и относительной проницаемости.
Под абсолютной проницаемостью понимают проницаемость горной породы при полном заполнении порово-трещинного пространства флюидом, для которого характерно отсутствие физико-химического взаимодействия с минеральным скелетом породы (обычно в качестве подобного флюида используется газ).
Под фазовой проницаемостью понимают проницаемость горной породы для определенной фазы в присутствии других флюидов многофазной смеси. Относительная проницаемость характеризуется отношением фазовой проницаемости к абсолютной и выражается безразмерным числом, которое всегда не превосходит единицу.
На рис. 5.4 приведена связь относительной проницаемости песка для нефти и воды в зависимости от насыщенности порового пространства водой [2].
123
Таблица 5.3. Средние значения коэффициентов фильтрации и проницаемости для некоторых горных пород (по Н.А. Плотникову) [5]
Группы	Характеристика пород	Коэффициент фильтрации*, м/сут	Коэффициент проницаемости, мкм9
I	Очень хорошо проницаемые галечннкн и гравий с крупным песком, снльно-закарстованные известняки и сильнотрещиноватые породы	100—1000 и более	1160—116
II	Хорошо проницаемые галечники и гравий, частично с мелким песком, крупный песок, чистый среднезернистый песок, закарстованные, трещиноватые и другие породы	100—10	116—11,6
III	Проницаемые галечники и гравий, засоренные мелким песком и частично глиной, среднезернистые и мелкозернистые пески, слабозакарстованные, малотрещиноватые и другие породы	10-1	11,6—1,16
IV	Слабопроницаемые тонкозернистые пески, супеси, слаботрещиноватые породы	1—0,1	1,16—0,12
V	Весьма слабопроницаемые суглинки, слаботрещиноватые породы	0,1—0,001	(0,12 ч- 1,2)Х Х10-*
VI	Почти непроницаемые глины, плотные мергели и другие массивные породы с ничтожной проницаемостью	<0,001	<1,2-10-»
* Для условий движения пресных вод при температуре 20° С.
Из рис. 5.4 хорошо видно, что если водонасыщенность песка составляет 80 %, относительная проницаемость для нефти уже практически равна нулю. Это означает, что если мы попытаемся вытеснить нефть водой, то остаточная нефтенасыщенность составит не менее 20 %. Нефть в таком случае в породе прочно удерживается капиллярными и молекулярными силами.
Если в законе Дарси [формула (5.10)] разделить фильтрационный расход на площадь фильтрации, то мы получим величину, называемую скоростью фильтрации. Закон Дарси в скоростном выражении имеет вид
u = Q/(o= — КМШ1,	(5.12)
где v — скорость фильтрации.
Скорость фильтрации является фиктивной величиной, поскольку при ее определении рассматривается вся площадь фильтрации, в том числе и площадь, занятая минеральными частицами горной породы. Таким образом, под скоростью фильтрации понимают скорость фиктивного потока, заполняющего пространство целиком.
124
Рис. 5.4. Изменение относительной проницаемости песка для нефти и воды в зависимости от насыщенности порового пространства водой [2]
Среднюю скорость течения жидкости в отдельных порах характеризует так называемая действительная скорость потока ид, которая связана со скоростью фильтрации отношением
ид = ц/п.	(5.13)
Закон Дарси справедлив для относительно небольших скоростей фильтрации. При значительных скоростях фильтрации он нарушается за счет влияния инерционных сил и турбулентности потока.
При движении жидкости в пористой среде число Рейнольдса может быть вычислено по формуле Н. Н. Павловского
Re—1
0,75л + 0,23 т)
(5.14)
где d — действующий диаметр частиц.
Критическое число Рейнольдса при этом находится в пределах семи — девяти. В реальных условиях почти всегда числа Рейнольдса оказываются меньше ReKp, за исключением, может быть, участков непосредственно прилегающих к стенке водозаборного сооружения.
Значение чисел Рейнольдса для трещиноватых пород принято оценивать по формуле В. Н. Щелкачева [7]
Re = (lOop/ri) (VF/п2'3),	(5.15)
при этом ReKP~ 1-5-12.
Для трещин достаточно большого раскрытия требование ла-минарности режима может не выполняться. При отклонении подземного потока от ламинарного режима закономерности фильтрации могут быть описаны так называемой двучленной формулой [7]
/ = ао-|-Ьоя	(5.16)
или
Z = (v/K)(l+av),	(5.17)
где I — гидравлический градиент; а и Ь — константы; а — пара
125
г
метр нелинейности закона фильтрации, который приближенно может быть вычислен как
а = а0 д/Л'/'П ;	(5.18)
ао—параметр, зависящий от пористости и структуры порового пространства; для сравнительно однородных несцементированных пород
«о = 0,09/(^У1^Г).	(5.19)
Наряду с существованием верхней границы применимости закона Дарси (при относительно больших скоростях фильтрации) оказывается, что проявляется также и нижняя граница справедливости этого закона (при малых скоростях фильтрации).
При фильтрации жидкости через очень тонкие капилляры (например, при фильтрации через глины) на движение влияют не только силы трения, но и силы молекулярного притяжения со стороны минеральных частиц горной породы. Поэтому для фильтрации в глинистых породах характерно появление так называемого начального градиента фильтрации, т. е. градиента, при превышении которого начинается движение жидкости в глинистой породе. При этом закон фильтрации может быть представлен в следующем виде:
v_ f 0, при dHldl^'IK,
| — K(dH/dl-I„), при dH/dl^n,	(5 20)
где /н — начальный градиент.
Анализируя границы применимости закона Дарси, можно сделать вывод о том, что они имеют относительно локальный характер по сравнению с областью, где этот закон оказывается справедлив.
5.3.	КОНВЕКТИВНЫЙ ПЕРЕНОС
Под конвекцией (от лат. convectio — принесение, доставка) понимается тепло- и массоперенос движущимися потоками вещества.
Одним из примеров конвективного переноса является вертикальное перемешивание в гравитационном поле подземных вод, имеющих различные плотности. Различие в плотностях природных вод может быть связано с различием их температур либо с различием концентраций находящихся в растворе химических компонентов. В первом случае конвективное перемешивание называется тепловым, во втором — концентрационным. В крупных порах и трещинах механизм конвективного перемешивания близок к процессу всплывания, в мелких порах на конвективное движение накладывается действие молекулярных сил и оно может переходить в диффузионное перемещение (см. разд. 5.4).
Изучение концентрационного переноса разноплотностных жидкостей свидетельствует, что конвекция в основном происходит
126
в виде отдельных струй. При этом разноплотностные растворы в отдельных струях ведут себя в значительной мере как несмеши-вающиеся жидкости. Движение заканчивается, когда растворы распределятся строго по удельному весу.
Аналогичная картина наблюдается и при тепловой конвекции. Возникающие в этих условиях струи более легкой нагретой жидкости прорываются через толщу более плотного и тяжелого раствора, стремясь занять более устойчивое положение в стратифицированной по плотности системе, находящейся в поле силы тяжести.
Важное значение процессы конвективного переноса имеют при рассмотрении миграции некоторых компонентов (включая теплоту) движущимся потоком подземных вод. Здесь перенос растворенных или коллоидных частиц происходит за счет гидравлического переноса частицами воды. Подобное перемещение осуществляется с некоторой средней скоростью, которая зависит от действительной скорости фильтрации [см. формулу (5.13)], а также от наличия или отсутствия процессов поглощения переносимых частиц минеральным скелетом горной породы.
Среди многообразных процессов поглощения следует прежде всего назвать сорбцию растворенных в воде солей твердой фазой горных пород. Сорбционные процессы характеризуются сорбционной емкостью, которая представляет собой предельное количество сорбируемого в данных условиях компонента в единице объема породы при определенной его концентрации в воде. При относительно небольшой концентрации компонента сорбционная емкость пропорциональна самой концентрации, т. е.
А = С/р,	(5.21)
где С—концентрация; р — коэффициент распределения (в конкретной физико-химической обстановке р = const, для несорбируе-мых компонентов р = оо).
Влияние сорбционных процессов сводится к тому, что конвективный перенос происходит со скоростью, меньшей действительной скорости фильтрации. В наиболее простой постановке, когда миграцию подземных вод можно рассматривать по схеме поршневого вытеснения, предполагающей, что все частицы воды мигрируют с одинаковой средней скоростью и на границе раздела отсутствуют процессы рассеяния, скорость конвективного переноса UK определяется как
UK = vlna,	(5.22)
где v — скорость фильтрации подземных вод; Пэ— эффективная пористость, равная
n, = na + l/P;	(5.23)
па — активная пористость.
127
Для несорбируемых компонентов эффективная пористость оказывается равной активной пористости, т. е. па=пя, и в этом случае скорость конвективного переноса оказывается в точности равной действительной скорости фильтрации.
5.4.	МОЛЕКУЛЯРНО-ДИФФУЗИОННЫЙ ПЕРЕНОС
Под молекулярной диффузией понимается процесс переноса вещества вследствие теплового движения молекул. Диффузия происходит в направлении падения концентрации вещества и ведет к выравниванию распределения его по всему занимаемому объему.
Диффузия происходит в газах, жидкостях и твердых телах, причем диффундировать могут как находящиеся в них частицы посторонних веществ, так и собственные частицы (самодиффузия).
Наиболее быстро диффузия происходит в газах. Поэтому при рассмотрении движения подземных флюидов в парообразном состоянии этот процесс может рассматриваться как один из основных. Молекулярная диффузия подземного водяного пара приводит к довольно быстрому выравниванию его содержания в почвах и грунтах.
В жидкости в соответствии с характером теплового движения молекул диффузия осуществляется путем их скачка из одного временного положения равновесия в другое. Каждый скачок происходит при сообщении молекуле энергии, достаточной для разрыва ее связей с соседними молекулами и перехода в окружение других молекул, т. е. в новое энергетически выгодное положение. Количество диффундирующего вещества увеличивается с ростом температуры, что обусловлено «разрыхлением» структуры жидкости при нагреве и соответствующим увеличением числа перескоков в единицу времени.
Экспериментально установлено, что процессы молекулярной диффузии в водонасыщенной пористой среде развиваются аналогично процессам в свободной среде (т. е. в обычной жидкости). Диффузионный поток через поперечное сечение со может быть определен по закону Фика [3]
= —DutodCIdl,	(5.24)
где <?д — диффузионный поток (выражается расходом, например, г/сут); £>м — коэффициент молекулярной диффузии; dC/dl — градиент концентраций в направлении /.
Для песчаных пород коэффициент молекулярной диффузии может быть определен, как
£>м = ХПа£>°м,	(5.25)
где па — активная пористость; %—параметр, характеризующий извилистость пути движения частицы в пористой среде (для разнозернистых песков х=0,5-=-0,7; для сцементированных песков 128
/ = 0,254-0,5); DM° — коэффициент молекулярной диффузии в свободной среде (jDm°~ 10 4 м2/сут [4]).
В глинистых породах процессы диффузии несколько усложняются. В частности, на диффундирующие частицы заметное влияние начинают оказывать силы молекулярного притяжения со стороны минерального скелета. Возникает своеобразное торможение диффузионного процесса в пристенных слоях жидкости за счет уменьшения подвижности ионов в двойном электрическом слое и большей вязкости структурированных жидкостей пристенных слоев. В этом случае при расчете коэффициента молекулярной диффузии вводится некоторый поправочный коэффициент <рм, тогда
£>м = %фмпа£>м-	(5-26)
По экспериментальным данным [7] коэффициент <рм имеет следующие значения: для бентонитовых глин 0,2; для моренных и лессовых суглинков 0,44-0,5.
Закон Фика [формула (5.24)] справедлив для изотермических процессов и при независимой диффузии, т. е. в случае, когда диффузия одного компонента не влияет на диффузию остальных компонентов. Независимая диффузия проявляется, например, в смесях, состоящих из двух веществ (вода+растворенный компонент) или содержащих избыток одного из компонентов, а также при одинаковых значениях коэффициентов диффузии для всех компонентов смеси. При невыполнении этих условий возникают более сложные явления неизотермической многокомпонентной диффузии [7].
Явление молекулярной диффузии возникает не только при наличии в среде градиента концентраций. Оно может возникать также под действием внешнего электрического поля (электродиффузия), когда происходит диффузия заряженных частиц (например, растворенных в воде катионов н анионов). Действие поля силы тяжести нлн давления вызывает бароднффузню, в неравномерно нагретой среде возникает термодиффузия.
Подчеркнем, что процессы молекулярной диффузии проявляются повсеместно и играют важную роль во многих гидрогеологических явлениях. Например, как было сказано в разд. 5.2, при градиентах напора, меньших начальных, можно говорить об отсутствии гидравлического переноса вещества, молекулярный же перенос частиц воды остается, хотя н протекает со значительно меньшими скоростями, чем фильтрация.
Диффузионно-молекулярный перенос подземных вод может стать основным типом движения в глубоких зонах литосферы. В этих зонах проницаемость пород обычно очень невелика, и поэтому фильтрационный поток может оказаться пренебрежимо малым по сравнению с диффузионным
5 Заказ № 77(|	129
Заканчивая главу, обращаем Ваше внимание на то, что в ней появилось много новых специальных терминов, которые будут широко использоваться в последующих курсах: фильтрация и миграция, водоотдача, расход, гидравлический градиент, коэффициенты фильтрации и проницаемости, скорость фильтрации и действительная скорость движения подземных вод, молекулярная диффузия и др. Некоторые из этих терминов имеют разнообразное-пользование, например расход воды (в реке), расход (производительность) скважины и колодца, расход потока. Они имеют и свои синонимы. Например, применительно к источникам — выходам воды на поверхность — говорят не расход, а дебит источников (количество воды, вытекающее в единицу времени).
Поэтому очень важно правильно запомнить и освоить эту терминологию, так как на ее основе рождается, если так можно выразиться, гидрогеологический «язык», т. е. язык, на котором общаются профессионалы-гидрогеологи. И последующие главы также будут насыщены специальной терминологией, но особенность только что прочитанной главы состоит в том, что в ней термины характеризуют гидрогеологические параметры, используемые для разнообразных расчетов. Например, они применяются для определения притоков воды в скважину, колодец, горные выработки, для изучения взаимосвязи водоносных горизонтов между собой и с поверхностными водотоками, для расчета запасов подземных вод, прогноза изменения режима подземных вод и решения других вопросов. На первом этапе знакомства с физическими формами массопереноса в системе вода—порода следует попробовать решить задачи, предлагаемые в учебных пособиях [1, 6]. Это поможет понять физический смысл фильтрационных и миграционных задач, подготовит к будущей инженерной деятельности, поскольку гидрогеологу в своей практической работе прежде всего приходится давать количественные оценки гидродинамических процессов, будь то мелиорация, шахтная гидрогеология, поиски и разведка подземных вод или что-то другое.
Изучение геофизических полей и массопереноса в системе вода—порода позволяет использовать математические методы в гидрогеологии, что будет показано в последующих курсах (динамика подземных вод, гидрогеохимия, поиски и разведка подземных вод). Эти методы позволяют проводить, как отмечалось в гл. 1, численное моделирование для изучения гидрогеологических процессов, для прогнозирования поведения и развития сложных гидрогеологических, геофизических и геохимических систем в тех или иных условиях.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1.	Какой показатель характеризует степень пустотности горных пород?
2.	Что такое коэффициент активной пористости?
130
3.	Что такое коэффициент гравитационной водоотдачи горных пород?
4.	Каковы характерные значения коэффициентов гравитационной водоотдачи для различных пород?
5.	Напишите выражение для оценки максимально возможного значения коэффициента гравитационной водоотдачи.
6.	Что такое коэффициент упругоемкости горных пород?
7.	Каковы характерные значения коэффициента упругоемкости?
8.	В чем состоит различие между коэффициентом упругоемкости и упругой водоотдачи?
9.	Каков физический смысл коэффициента фильтрации?
10.	Каково соотношение между коэффициентом фильтрации и проницаемости?
11.	Что донимается под фазовой проницаемостью?
12	Что такое скорость фильтрации?
13.	Что такое действительная скорость движения подземных вод?
14.	Каковы верхняя и нижняя границы применимости закона Дарси?
15.	Что такое начальный градиент фильтрации?
16.	В чем заключаются особенности конвективного переноса?
17.	Что такое сорбционная емкость?
18.	Напишите выражение для скорости конвективного переноса
19.	Что такое молекулярная диффузия?
20.	Напишите выражение для коэффициента молекулярной диффузии в пористой среде.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гавич И. К-, Лучшева А. А., Семенова-Ерофеева С. М. Сборник задач по общей гидрогеологии. 2-е изд. М., Недра, 1985. 412 с.
2.	Гиматудинов Ш. К. Физика нефтяных и газовых пластов. Л., Недра, 1971. 312 с.
3.	Мироненко В. А., Шестаков В. М. Основы гидрогеомеханики. М., Недра, 1974. 296 с.
4.	Мироненко В. А. Динамика подземных вод. М., Недра, 1983. 358 с.
5.	Справочное руководство гидрогеолога/Ред. В. М. Максимов. Т. 1. Л., 1979. 512 с.
6.	Шестаков В. М., Кравченко И. П., Пашковский И. С. Практикум по динамике подземных вод. М., Изд-во МГУ, 1975. 270 с.
7.	Шестаков В. М. Динамика подземных вод. М., Изд-во МГУ, 1979. 368 с
8.	Darcy Н. Les fontaines publiques de la ville de Dijon. Paris, V Dalmont, 1856. 674 p.
5*
Глава б
ХИМИЧЕСКИЕ ФОРМЫ ПЕРЕНОСА ВЕЩЕСТВА В СИСТЕМЕ ВОДА—ПОРОДА
6.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОЦЕССОВ
ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЯ ВЕЩЕСТВА ПРИ КЛИМАТИЧЕСКОМ И ГЕОЛОГИЧЕСКОМ КРУГОВОРОТАХ ПРИРОДНЫХ ВОД
Вода определяет специфику протекающих на Земле геологических процессов. Ее роль как терморегулятора и соединения, переносящего в наземном и подземном пространстве растворенные вещества, весьма велика; она участвует в образовании новых минералов, придает геологическим процессам на нашей планете большое своеобразие. Инженеру-гидрогеологу приходится прежде всего заниматься недрами Земли, но он должен ясно понимать специфику единства всех природных вод. Природные воды находятся в химическом взаимодействии с горными породами, живым веществом, атмосферными или подземными газами, растворяют породы и газы, обогащаются продуктами жизнедеятельности растений и животных, переносят вещества на различные расстояния, являясь главным регулятором большинства природных физико-химических процессов. Природные воды едины. Круговороты воды обусловливают тесную связь химического состава атмосферных, поверхностных и подземных вод.
Общий объем природных вод распределяется следующим образом: Мировой океан 1372 млн. км3, а литосфера (по приближенной оценке) от 840 до 1050 млн. км3. Из приведенных цифр видно, что главным водным резервуаром на Земле является Мировой океан; общая масса солей в нем оценивается в 47,8-1015 т. История его в самом упрощенном виде может быть сведена к трем главным стадиям — догеологической, переходной и современной [1, 3]. В первую стадию, охватывающую время от образования Земли до 3,5 млрд, лет назад, происходил вынос из недр Земли летучих веществ (НгО, Cl, F, Вг, I, H2S и др.), конденсация и нейтрализация их при взаимодействии с магматическими породами. Вторая стадия (3,5—1,0 млрд, лет назад)—зарождение жизни, появление фотосинтетического кислорода, окисление серы, углерода, железа, активный снос элементов с континентов. Примерно 0,7—1,0 млрд, лет назад сложился состав океанической воды, близкий к современному.
Это — лишь самая общая схема, которая сразу усложняется, если анализировать историю формирования концентраций отдельных элементов в океанической воде. По оценкам замечательного норвежского геохимика В. М. Гольдшмидта, выполненным еще в 30-е годы, на 1 кг воды современного океана приходится около 0,6 кг первичных изверженных пород, разрушенных в процессе
132
выветривания. Расчеты эти были выполнены Гольдшмидтом по балансу натрия. Вместе с тем им же и другими исследователями был показан дефицит в морской воде (по отношению к рассчитанному по выносу натрия объему разрушенных изверженных пород) ряда других металлов, таких как калий, кальций, марганец, железо, ртуть и др. Накопление этих элементов в океанической воде и их соотношения в разных типах природных вод и горных пород регулируются процессами сорбции, ассимиляцией живым веществом, физико-химическими реакциями.
Отсюда ясно, что балансовые расчеты, выполненные В. М. Гольдшмидтом, А. П. Виноградовым и другими исследователями, лишь качественно иллюстрируют идею связи анионного состава морской воды с процессами дегазации мантии и катионного— с выветриванием континентальных изверженных пород [3]. Детализация же этой схемы для отдельных элементов показывает исключительную сложность геохимической истории каждого из них. Так, А. А. Сауков [21] показал, что если бы все элементы из горных пород при их выветривании поступали бы беспрепятственно в гидросферу, состав ее был бы совсем другим (содержания цинка, свинца, ртути, мышьяка и ряда других элементов в морской воде было бы на 2—3 порядка выше) и жизнь в ее современной форме в гидросфере была бы невозможна.
Океанические течения и тепловые перемешивания привели к выравниванию химического состава воды Мирового океана. Постепенно сформировалась система важнейших планетарных констант— химический состав воды Мирового океана (табл. 6.1), так же как и химический состав воздуха,— предопределяющая проте-
Таблица 6.1. Средний состав воды Мирового океана
Компоненты	Содержание	
	г/кг	%-экв.
Анионы
С1-so42-нсо3-Вг-	19,35 2,70 0,14 0,07	90,20 9,28 0,38 0,14
Катионы		
Na+	10,76	77,32
Mg2+	1,29	17,62
Са+	0,41	3,36
К +	0,39	1,64
Sr2+	0,01	0,06
Сумма солей ~ 35 г/кг; pH 8,1.
133
кание многих геохимических и гидрогеохимических процессов на Земле. Это и есть средний химический состав веществ, растворенных в наземной гидросфере.
В табл. 6.2 приведены средние содержания элементов в основных типах горных пород и океанической воде [3]. Такие средние содержания часто называются кларками. Их значения для земных оболочек, разных типов пород, минералов приводятся в справочниках по геохимии.
Из таблицы видно, что Мировой океан играет огромную роль в перераспределении и накоплении некоторых элементов. На два порядка выше, чем в горных породах, концентрация хлора в океанической воде, на порядок — брома; близки к средним для пород концентрации натрия и магния. Вместе с тем многие элементы в силу низкой растворимости своих соединений в океане не накапливаются и их кларки в океанической воде на много порядков ниже, чем в породах. В первую очередь это относится к двум важнейшим элементам литосферы — кремнию и железу; содержание большинства металлов в океанической воде на несколько порядков ниже, чем в горных породах.
Рассмотрим в самом общем виде процессы перераспределения вещества, которые происходят при круговоротах природных вод (см. гл. 3). Важным звеном этих круговоротов всегда является океаническая вода.
Климатический круговорот связан с процессами испарения океанической воды, атмосферного переноса паров, конденсации, взаимодействия выпавших атмосферных осадков с горными породами, возвращения воды в океан с поверхностным и подземным стоком. В воздух попадают пары воды, почти лишенные солей, но в сконденсированной атмосферной влаге растворяются газы воздуха, частично соли из поднятых ветром и испарившихся капель океанической воды, пыль, поднятая с континентов, вулканические дымы, дымы, образующиеся в результате человеческой деятельности. Поэтому атмосферные осадки всегда содержат растворенные соли и газы и их состав характеризуется значительной пестротой, обусловленной местными причинами. Количество солей в надземной гидросфере несоизмеримо' меньшее, чем в наземной, главной составляющей которой является Мировой океан. При среднем объеме атмосферной влаги 13 тыс. км3 и средней минерализации атмосферных осадков 34 мг/л общее количество солей в атмосферных водах составляет 44,2 • 107 т (на восемь порядков меньше, чем в Мировом океане), но в общем солевом балансе природных вод это — самая подвижная составляющая, поэтому ее значение в формировании химического состава речных, озерных вод и вод неглубоких водоносных горизонтов гумидных областей огромно. Приведенные в гл. 3 модули атмосферного привноса веществ в значительной степени определяют химический состав поверхностных И неглубоких подземных вод гумидных областей.
134
Таблица 6.2. Среднее содержание элементов в различных типах горных пород и океанической воде, %
Элемент	Породы					Океаническая вода
	ультра-основные	основные	средние	кислые	осадочные	
Водород												10,7
Гелий	__	—	—	—	—	5- Ю-10
Литий	5-Ю-»	1,5-Ю-3	2-Ю-3	4-10—3	6-Ю-3	1,5-10-6
Берил-	2-10-5	4-10—5	1,8-10-*	5,5-10-*	3-10-*	1,8-Ю-11
ЛИЙ Бор	1 • 10-*	5-10-*	1,5-10-3	1,5-Ю-3	1-Ю-2	4,6-10-*
Углерод	1 - ю-«	1-ю-2	2-10—2	з-ю-2	1,0	2,8-Ю-3
Азот	6-10-*	1,8-Ю-3	2,2-Ю-3	2-Ю-3	6-Ю-2	5-10-»
Кисло-	42,5	43,5	46,0	48,7	52,8	85,8
род Фтор	1  ю-2	3,7- Ю-2	5-Ю-2	8-Ю-2	5- Ю-2	1,3-10-*
Неон	—	—	—	—	—	ю-«
Натрий	5,7-10—1	1,94	3,0	2,77	0,66	1,035
Магний	25,9	4,5	2,18	0,56	1,34	1,13
Алюмн-	0,45	8,76	8,85	7,7	10,45	ю-»
НИЙ Кремний	19,0	24,0	26,0	32,3	23,8	з-ю-*
Фосфор	1,7-10—2	1,4-Ю-1	1,6- ю-1	7-Ю-2	7,7-Ю-2	7-10-»
Сера	ню-2	з-ю-2	2-Ю-2	4-Ю-2	з-ю-1	8,9-Ю-2
Хлор	5-10-3	5-10-3	1-ю-2	2,4-Ю-2	1,6-ю-2	1,93
Аргон	—	—	—	—	—	6- ю-»
Калий	з-ю-2	8,3-Ю-1	2,3	3,34	2,28	3,8-10~2
Кальций	0,7	6,72	4,65	1,58	2,53	4-10_2
Скандий	5-10—*	2,4-Ю-3	2,5-10-*	з-ю-*	1-Ю-3	4-10-»
Титан	з-ю-2	0,9	0,8	0,23	0,45	ю-’
Ванадий	4-Ю-3	2-Ю-2	1-ю-’	4-Ю-3	1,3-10~2	з-ю-’
Хром	2-Ю-1	2-Ю-2	5-Ю-3	2,5-10—3	1-ю-2	2-10-»
Марта-	1,5-10-1	2-Ю-1	1,2-Ю-1	6-ю-2	6,7-Ю-2	2-10-’
нец Железо	9,85	8,56	5,85	2,7	3,33	ю-»
Кобальт	2-Ю-2	4,5-10“3	1  ю-3	5-10-*	2-10-3	5-Ю-8
Никель	2-10-1	1,6-ю-2	5,5-10—3	8-10-*	9,5-10-3	2-10-’
Медь	2-10—»	1-ю-2	3,5-Ю-»	2-Ю-3	5,7-Ю-3	з-ю-’
Цинк	з-ю-3	1,3-ю-2	7,2-Ю-3	6-Ю-3	8-10-3	ю-»
Г аллий	2-10-*	1,8-Ю-3	2-Ю-3	2-Ю-3	з-ю-3	3 10-»
Герма-	1-10—*	1,5-10-*	1,5-10-*	1,4-10-*	2-10-*	6-10-»
НИЙ Мышьяк	5-10-5	2-10-*	2,4-10-*	1,5-10-*	6,6-10-*	10-’
Селен	5-10-»	5-10-»	5-10-»	5-10-»	6-ю-»	10-’
Бром	5-10-6	з- ю-*	4,5-10-*	1,7-10-*	6-io-*	6.6-10-3
Криптон	—	—	—	—	—	3-10-’
Рубидий	2-10-*	4,5-Ю-3	1-Ю-2	2-Ю-2	2-Ю-2	2-10-»
Строн-	1-ю-3	4,4-Ю-2	8-Ю-2	з-ю-2	4,5-Ю-2	8-10-*
ций Иттрий	—	2-Ю-3		3,4-10-3	з-ю-3	з-ю-3
135
Продолжение табл. 6.2
Элемент	Породы					Океаниче-ская вода
	ультра-основные	основные	средние	кислые	осадочные	
Цирко-	3-10—3	1 10—2	2,6-10-г	2-Ю-2	2-Ю-з	5-Ю-9
НИЙ						
Ниобий	1 -10—«	2-10-3	2-Ю-3	2-Ю-3	2-Ю-3	10-»
Молиб-	2-10—®	1,4-10-»	9-10-5	1 - ю-‘	2-10—»	ю—6
деи						
Серебро	5-10-»	1-10-5	7-10—»	5-10—»	1 • 10-5	3-Ю-8
Кадмий	5-10—«	1,9-10-5	—	1-ю-6	3-10-5	10-»
Индий	1,3-10—«	2,2-10-6	-—	2,6- IO”5	5-10—»	IO-»
Олово	5-10-°	1,5-10—*	—	3-10-*	1-Ю-з	3- io—7
Сурьма	МО-»	1 • ю-‘	2-Ю-»	2,6-10-5	2-10-»	5-Ю-з
Иод	110-»	5-Ю-5	3-10-6	4-Ю-6	1-10“»	6- io—»
Ксенон	—	•—	—	—-	—	1-Ю-3
Цезий	110-5	1-Ю-»	—	5-10-»	1,2-Ю-з	3,7- IO—»
Барий	1 • 10-*	З-Ю-2	6,5-Ю-з	8,3-10-з	8-Ю-2	2-10—®
Лантан	—	2,7-10-з	-—	6-Ю-3	4-Ю-3	2.9-1О-10
Церий	—.	4,5-10“»	—	1-Ю-2	5-Ю-3	1,3-1 о-10
Празео-	—	4-10-»	—	1,2-Ю-з	5-10-»	6-ю-1
дим						
Неодим	—.	2-Ю-3	—	4,6-10-з	2,3-10-з	2,3-10“11
Самарий	—.	5-10-»	—	9-10-»	6,5-10-»	4.2-10-11
Европий	1-10-»	1 - io—*	—	1,5-10—»	1-ю—»	1,1-10“10
Гадоли-	—	5-10-»	—	9-10-»	6,5-10-»	6- ю-11
НИЙ						
Диспро-	5-10-»	2-10-»	—-	6,7-10-»	4,5-10-»	7,3-10-11
ЗИЙ						
Гольмий	—-	1 • ю-»	—	2-10-»	1-ю—»	2,2-10-11
Эрбий	—	2-10-»	—-	4-10—*	2,5-10-*	6-ю-11
Тулий	—.	2-Ю-3	—	3-10-5	2,5-10-5	ю-11
Иттер-	—_	2-10-»	—	4-10-*	3-10-»	5-Ю-11
бий						
Лютеций	—-	6-ю-6	—_	1-10—»	7-Ю-5	10—11
Вольф-	1-10-6	1 • ю-‘	1-ю-»	1,5-10-»	2-10-»	Ю-з
Золото	5-10-’	4-10-’	—.	4,5-10-’	1-10-’	4-10-10
Ртуть	1-ю-»	9- Ю-»	—.	8-10-»	4-10-5	3-10-»
Таллий	1-ю-»	2-Ю-6	5-10-6	1,5-10-»	1-10-*	IO-8
Свинец	1-ю-6	8-10-»	1,5-10-з	2-10-»	2-Ю-з	3- IO-8
Висмут	1 • 10-7	7-Ю-’	1-10—»	1-10—»	1-10-»	2-Ю-8
Радон	—	—-	—	—	—	0,6-10~16
Радий	—-	—	—	—	—	Ю-1»
Актиний	—	—	 -	—	—	IO”20
Торий	5-10-7	3-ю—»	7-10-»	1,8-Ю-з	1,1-Ю-з	IO”8
Протак-	—	—-	—	—	—	5-10-15
тиний						
Уран	3-10-7	5-Ю-5	1,8-10-»	3,5-10-»	3.2-10-»	3-10—7
136
В климатический круговорот вовлекаются соли, сносимые с поверхности водосборов (склоновый сток), и соли, выносимые из горных пород зоны интенсивного водообмена, мощность которой определяется местными базисами дренирования. Солевой состав вод, участвующих в этих круговоротах, в первую очередь определяется геологическими и гидрогеологическими условиями конкретных площадей. Самая характерная составляющая этого цикла — вынос карбонатных солей, который и является главной характеристикой денудационных процессов на больших территориях и часто достигает 20—30 т с 1 км2 в год. Подробное рассмотрение отдельных гидрогеохимических процессов, протекающих при климатическом круговороте, дается в разд. 6.2—6.5.
Геологический круговорот тесно связан как с участием океанической воды в глобальных геологических процессах, так и с вовлечением в эти процессы вод магматогенных и возрожденных. Он подразделяется на литогенический и собственно геологический циклы (см. гл. 3).
При литогеническом цикле вода океана или отшнуровавшихся от него лагун насыщает свежеобразовавшиеся илы. Затем она отжимается из них при литификации горных пород в водоносные коллекторы. Главной особенностью этих процессов является активное взаимодействие растворенных веществ седиментогенных вод с вмещающими их породами на всех стадиях литогенеза. Постепенно первичный состав океанической воды или продуктов ее упаривания настолько изменяется, что первичные признаки океанической воды — преобладание хлора над натрием, относительно высокое содержание магния и низкое кальция, характерные соотношения микрокомпонентов — почти исчезают.
Среди процессов, протекающих на первых стадиях формирования осадочных пород, одним из наиболее характерных является сульфатредукция. В отдельных впадинах морей и океанов с затрудненным доступом растворенного кислорода создаются условия, способствующие жизнедеятельности сульфатвосстанавливаю-щих бактерий. Начинается активное взаимодействие сульфатов океанической воды и органического вещества, которое в упрощенном виде выражается реакциями
SO1- + 2Н2О 4- 2Сорг -> H2S + 2НСОГ,	(6.1)
SO1- + 2Н+ + 2СоРг -> H2S + 2СО2.	(6.2)
Процессы эти могут активно протекать и при дальнейшем погружении осадков и захороненных в них седиментогенных вод, вплоть до температур 100—ПО °C, и особенно характерны для нефтегазоносных районов.
Вторым процессом, который может протекать на первых стадиях формирования осйдков, но активизируется при повышенных
137
г
,	температурах, является вторичная доломитизация карбонатных
f	пород
2СаСО3 + Mg2+ -> Са, Mg'[CO3]2 + Ca2+.	(6.3)
В результате этого процесса первичная океаническая вода теряет часть магния, но обогащается кальцием. В зонах низкотемпературного метаморфизма (100—150 °C) процессы эти протекают особенно активно. В результате образуются многочисленные оторочки вторичных доломитов в зонах гидротермально измененных пород.
В терригенных породах активно протекает процесс альбитизации плагиоклазов. Одной из составляющих этого процесса является вторичная каолинизация основных плагиоклазов, приводящая к выходу в раствор кальция. Процессы эти протекают в условиях кислой среды, приводят к нейтрализации растворов и часто сопровождаются выделением воды, приводящим к уменьшению общей минерализации подземных вод. При температурах более 300 °C процессы ослабляются. В самом общем виде процесс ,	альбитизации плагиоклазов можно представить в следующем виде:
4CaAl2Si2O8 + 2Na+ + 4H4SiO4 +
+ 6Н+ -\2NaAlSi3O8 + 4Ca2+ +
+ 3Al2Si2O5(OH)4 + 5H2O.	(6.4)
Состав седиментогенных вод в процессе литогенеза изменяется не только под влиянием их взаимодействия с горными породами, но и в результате смешения с водами другого генезиса — инфильтрационными, возрожденными, продуктами дегазации мантии и др. Поэтому в конце концов первичная океаническая вода в глубоких зонах метаморфизма представляет собой глубинный флюид сложного генезиса с трудноопределимыми генетическими составляющими. На ее состав оказывают большое влияние процессы термической переплавки осадочных и интрузивных пород, подъем мантийных газов и паров. Роль метаморфизма и метаморфогенных вод, выделяющихся при глубинных геохимических процессах, особенно хорошо прослеживается при термической переработке карбонатных пород, с которой связано образование высоких концентраций углекислого газа. Приведем примеры соответствующих реакций.
Стадия зеленых сланцев (t 100—250 °C, р до 400 МПа):
6СаСО3 + 5Mg3 (Si4O10) (ОН)2 + 4SiO2->
1	тальк
-> 3Ca2Mg5 (Si4O10)2 (OH)2 + 2НгО +- 6СО2.	(6.5)
тремолит
138
Эппдот-альбитовая стадия (t 140—460 °C, р до 700 МПа):
4СаСО3 4- 3KAl3Si3Oi0 (ОН)2 4- 6SiOa ->
2Ca2Al3Si3O12OH 4- 3KAlSi3O8 + 2Н2О 4- 4СО2.	(6.6)
эпидот	ортоклаз
Стадия амфиболитов (t 300—660 °C, р до 1000 МПа):
ЗСаСО3 + 6SiO2 4- KM&AlSi3O10 (ОН)2 ->
-> KAlSi3O3 4- 3CaMgSi2Oe 4- ЗСО2 4- Н2О.	(6.7)
ортоклаз
Стадия гранулитов {t 460—1000 °C, р более 1000 МПа):
ЗСаСО3 4- Ca2Mg6Si8O22 (ОН)2 4- 2SiO2->-роговая обманка
-> 5CaMgSi2Oe 4-ЗСО2 4-Н2О.	(6.8)
ДИОПСИД
Каждая из стадий метаморфизма ведет к постепенному выделению новых порций воды. Смесь паров воды и углекислого газа под действием высоких давлений поднимается по зонам разломных нарушений к поверхности Земли, активно воздействует на карбонатные и силикатные породы, смешивается с инфильтроген-ными водами. В результате образуются углекислые источники, локализующиеся только в тектонически активных районах.
В зонах современного вулканизма к смеси паров воды и углекислого газа добавляются вулканические летучие компоненты (сероводород, хлор, бром, гелий, водород). Формируются кипящие фумаролы и сольфатары, представляющие собой растворы сильных кислот, обогащенные алюминием, железом и другими металлами.
Восходящая ветвь литогенического цикла связана с выходом морских осадков на поверхность при поднятии территорий (регрессиях). На этом этапе сформировавшиеся седиментогенные воды смешиваются с водами инфильтрационными. Сопровождаются эти процессы интенсивным протеканием реакций катионного обмена. Сносимый с суши инфильтрационными водами кальций обменивается на натрий глинистого комплекса пород. В обобщенном виде этот процесс можно описать реакцией
2НаКол4~Са2+->2Na+4~СаКол-	(6.9)
М. Г. Валяшко назвал эти процессы метаморфизацией морской воды в обратном направлении.
Собственно геологический цикл связан со схемой движения океанического дна, разработанной в теории плит. Материал ман
139
тии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных хребтов, взаимодействует с океанической водой, образуя серпентинизирован-ный перидотит. В самом общем виде этот процесс, протекающий при температурах 300—400 °C, описывается реакцией
2 (Mg, Fe)2 SiO4 + Н2О +<Х>2 -> [Mg, Fe]s (Si2P5) (OH)4 + [Mg, Fe[CO3. оливин	серпентин
(6.10)
Происходит как бы консервация морской воды в серпентини-зированном перидотите, а минерализация остаточного раствора при этом может повыситься до 50—100 г/л. На нисходящей ветви движения происходит десерпентинизация пород и вода возвращается в океан. Процессы эти протекают при высоких температурах, сопровождаются местными циклами круговорота элементов, участием мантийных летучих компонентов, концентрацией металлов. Важной их особенностью является то, что часть нагретой метаморфизованной и обогащенной новыми компонентами океанической воды может мигрировать обратно в океан в зонах разломов, возможно, близко от тех мест, где она поступала в перидотитовый слой. В результате в зонах срединных хребтов образуется большое количество гидротермальных полей, где наблюдаются выходы на поверхность гидротерм с температурой до 300—350 °C, из которых вблизи разломных зон осаждается комплекс современных карбонатных и силикатных гидротермальных отложений, обогащенных металлами. Каждый такой участок характеризуется своими специфическими особенностями, определяемыми геологической обстановкой. Так, например, в формировании известных термальных крепких рассолов впадин Красного моря участвуют современные морские воды, растворяющие соли миоценовых эвапоритовых формаций, а также седиментогенные и магматогенные воды. В зоне Восточно-Тихоокеанского поднятия, как показано в гл. 9, к поверхности поднимаются нагретые морские воды, обогащенные компонентами, по-видимому, мантийного генезиса. В образовавшихся здесь осадках содержание железа достигает 13,9, меди — 0,7, цинка — 30,6, свинца — 0,05, кобальта — 0,05, серебра — 0,03 % [Рона П. А., 1986 г.]. Французские исследователи (Р. Хекиниан, И. Фуке, Д. Биде) в том же районе на площади 20X0,6 км обнаружили 80 гидротермальных полей. Рудные массы, ими образованные, оцениваются в 30 000 т, а продолжительность накопления— менее 100 лет.
Таким образом, геологический круговорот воды и в своем ли-тогеническом и в собственно геологическом цикле является мощным механизмом переноса вещества, сопровождающегося активным взаимодействием воды с горными породами, вовлечением мантийного вещества в водные круговороты, а в отдельных случаях и формированием месторождений полезных ископаемых.
140
6.2. ИСТОЧНИКИ РАСТВОРЕННОГО ВЕЩЕСТВА В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ
В недрах Земли нет дистиллированной воды. Любая подземная вода содержит растворенные соли, газы, органические вещества, коллоидные вещества. О количестве растворенных в воде веществ обычно судят по сухому остатку, образующемуся при выпаривании воды и выражающемуся в единицах — грамм (миллиграмм) на литр воды или же. грамм (миллиграмм) на килограмм раствора. Часто используются также процент (%) и промилле (%о); в англоязычной литературе широко распространена единица ppm (parts per million)—часть на миллион частей раствора. Соотношение единиц следующее: 1 г/кг= 1 %о = О,1 % = 1000 мг/кг = = 1000 ppm. Для перехода к объемным массовые единицы помножаются на плотность раствора. Сухому остатку соответствует расчетная характеристика — минерализация воды. Поскольку при упаривании воды примерно половина содержащихся в ней гидро-карбонатных ионов улетучивается в виде углекислого газа [по реакции Са(НСОз)2->СаСОз + СО2 + Н2О], при подсчете минерализации из общей суммы растворенных твердых веществ вычитается половина концентрации иона НСО3~. Для характеристики концентрации растворенных в воде солей можно пользоваться суммой ионов, которую часто называют соленостью воды. Сумма ионов (солености) широко используется в гидрогеологической и океанографической литературе *.
Количество растворенных в подземных водах веществ может изменяться в очень широких пределах, от первых миллиграммов на литр до максимально возможных (около 600 г/л), лимитируемых растворимостью хлористого кальция и хлористого магния. Растворенные вещества содержатся в подземных водах в форме простых ионов, комплексных ионов, коллоидов и газов. Простые ионы преобладают в природных растворах в пределах минерализации воды до 10—15 г/л; для этих пределов минерализации допустимы расчеты активности в соответствии с теорией Дебая— Гюккеля; при более высоких концентрациях солей в воде появляются комплексные ионы. Так, по расчетам С. А. Брусиловского [1963 г.], в морской воде, имеющей минерализацию 35 г/кг, лишь 8,1 % сульфатов находится в форме простого иона SO42-, 60,2 % приходится на ион MgSO4°, 20,0 % на NaSO4_ и 11,7 % на CaSO4°. Вместе с тем часто состав соленых вод и рассолов условно представляют в форме простых ионов, что для общих построений допустимо.
По степени минерализации все природные воды делятся на три группы. Пресными называют воды с минерализацией до 1 г/кг;
* Для освоения учебного материала по видам и форме отображения химических анализов воды, решения различных гидрогеохимнческих задач необходимо проработать соответствующую тему в работах [4, 17, 23].
141
солеными —от 1 до 35 г/кг и рассолами — свыше 35 г/кг. За граничные здесь приняты важные для науки и практики цифры: вода с минерализацией более 1 г/л обычно не используется для питьевых целей; 35 г/л — минерализация основной массы природных вод — воды Мирового океана.
Охарактеризуем главные источники растворенных в подземных водах веществ.
Атмосферные осадки. Образуются из воды, испаряющейся с поверхности океанов, морей, озер и рек. Естественно, что содержание растворенных веществ в такой воде очень мало. Атмосферные осадки дают начало инфильтрационным и инфлюаци-онным водам, составляющим основную часть вод зоны интенсивного водообмена; поэтому знание их химического состава как «исходной» воды очень важно для гидрогеолога. Зная состав и растворимость главных компонентов воздуха — азота, кислорода, аргона и углекислого газа, нетрудно подсчитать, что атмосферные воды, находящиеся вблизи поверхности Земли, обязательно содержат около 15—20 мг/л азота, 10—15 мг/л кислорода, около 0,5 мг/л аргона и около 1 мг/л углекислого газа. Кроме того, в результате вулканических извержений, электрических разрядов в воздухе, человеческой деятельности атмосфера часто содержит небольшие примеси сернистого газа, соляной кислоты, азотной кислоты, аммиака, метана. Таким образом, попадающие в воздух частицы солей и горных пород не просто растворяются атмосферной влагой, но вступают в сложные химические реакции с растворенными в атмосферной воде и свободными газами. Атмосфера всегда содержит мельчайшие минеральные частицы — аэрозоли. Размеры этих частиц очень разнообразны и могут изменяться от п-10-7 до п-10-3 ом. Количество аэрозолей и соотношение частиц разных размеров зависит от рельефа и обнаженности земной поверхности, направления и силы ветра, температуры. Главная роль аэрозолей заключается в том, что в условиях насыщенного водяного пара они становятся ядрами конденсации водяного пара, т. е. причиной образования облаков и туманов и выпадения дождя и снега. Но поскольку аэрозоли состоят из частиц солей и пород, в той или иной степени растворимых, они же являются источником солевого состава атмосферных вод.
Одна из главных причин появления в воздухе аэрозолей — ветровая эрозия земной поверхности. Хорошо известны соляные бури на солончаках, характерные, например, для Приаральских и Прикаспийских пустынь, поднимающие с поверхности земли сотни тонн соды, мирабилита, поваренной соли. Ярким примером ветровой эрозии являются пыльные бури в песчаных или каменистых пустынях или на территориях развития лёссов, поднимающие в воздух сотни тонн тонкодисперсных алюмосиликатов, кремнезема, глинистых частиц. Однако и в более спокойных условиях ветровая эрозия горных пород и почв всегда обогащает воздух
142
высокодисперсными частицами самого различного состава, органическим веществом почв, остатками флоры и фауны.
Другой важный источник формирования аэрозолей — ветровой вынос солей с поверхности океанов, морей и соленых озер. Механизм этого процесса достаточно сложный и в упрощенном виде может быть представлен как отрыв капель воды и их испарение, после которого в воздухе остаются частички солей, часто уносимые ветром на значительные расстояния. Наиболее ярко это явление прослеживается в период летних муссонов на склонах Гималаев, удаленных на сотни километров от берега Индийского океана.
Третьим источником поступления солей в атмосферу являются вулканические извержения, выносящие в воздух громадные количества газов (сернистого, хлора), превращающие атмосферные воды в слабые растворы кислот и выделяющие в воздух большое количество тонкодисперсного материала, уносящегося на расстояния в сотни и даже тысячи километров.
Наконец, огромное значение в формировании воздушного бассейна приобретает человеческая деятельность. Трубы заводов и фабрик выбрасывают в атмосферу сернистый, углекислый и угарный газы, аммиак, метан, окислы азота. Подсчитано, что ежегодное количество серы, выносимое в атмосферу (главным образом, в форме SO2) составляет ПО млн. т. Формирующиеся сериая и сернистая кислоты приводят к снижению pH атмосферных осадков до 4,5 и ниже и выпадению кислотных дождей. За последние 10 лет закислены 20 тыс. озер в Швеции и 50 тыс. озер в Канаде; в половине озер Норвегии погибла рыба. Не меньшее значение в общем балансе вещества в атмосфере имеет и углекислый газ, количество которого вследствие человеческой деятельности за последние 100 лет увеличилось на 0,003 %, т. е. на 10 % от его нормальной концентрации, а интенсивность поступления постоянно растет. Исследования ученых показывают, что в первой половине XXI в. содержание углекислого газа в атмосфере по сравнению с доиндустриальной эпохой удвоится, что, как предполагают, может привести к повышению средней температуры на Земле на три градуса и вызвать огромные глобальные изменения климата и водного режима на нашей планете [2]. Повышение концентрации углекислого газа сказывается и на химическом составе атмосферных осадков, увеличивая интенсивность разрушения карбонатных аэрозолей и содержание гидрокарбонатных солей в дождевой воде.
Обратимся теперь к непосредственным данным по химическому составу воды атмосферных осадков. Имеющиеся наблюдения показывают, что уже облачная влага содержит некоторое количество растворенных солей. В ее анионном составе обычно преобладают сульфаты, состав катионов пестрый — в близких количествах содержатся натрий, калий, магний, кальций, аммоний; pH облач-
143
ной воды обычно близок к 5—5,5; суммарное содержание солей в облачной воде не превышает 5—10 мг/л, причем наблюдается тенденция к уменьшению минерализации снизу вверх. Выпадающие дожди (или снег) по мере своего движения к поверхности Земли растворяют соли, содержащиеся в аэрозолях, и их минерализация увеличивается. При этом содержание растворенных веществ в атмосферных осадках падает от начала к концу дождя и, кроме того, зависит от его интенсивности: минерализация падает с увеличением количества выпадающих в единицу времени осадков.
В результате происходящих в атмосфере сложных физических и физико-химических процессов среднее значение минерализации выпадающих на поверхность Земли атмосферных осадков для отдельных пунктов обычно достигает 10—50 мг/л. Средние концентрации отдельных ионов в атмосферных осадках европейской территории СССР [5] по данным наблюдений, специально поставленных к международному геофизическому году (более 4000 проб) мг/л . сгл2— 5,80	1,42	тт™л— 3’48
составляют, --------: SO4--------; С1--------; НСОз---------:
%-экв.	52,9	17,4	24,9
NO?— AIL; nh^-----------Са2+------------Mg2+ —
4,8	20,4	29,1 ’	13,4 ’
Na+----К+----------
28,5 ’	8,6
Показатель рН = 5,5, сумма ионов составляет 16,9 мг/л. Заметим, что приведенные значения концентраций главных компонентов атмосферных осадков в процент-эквивалентах ориентировочные, поскольку при столь малых концентрациях ионов возникает невязка между суммой миллиграмм-эквивалентных концентраций анионов и катионов. На рис. 6.1 показано распределение средних значений суммы ионов атмосферных осадков для европейской территории СССР; максимальных значений эта величина достигает в степных и пустынных районах.
Балансовые гидрогеохимические расчеты [10] показывают, что в целом, несмотря на низкую минерализацию атмосферных осадков, приносимые из атмосферы соли имеют большое значение в формировании химического состава подземных вод верхних водоносных горизонтов. Для многих водосборных площадей количество привносимых атмосферными осадками хлоридных и сульфатных солей оказывается достаточным для обеспечения их концентраций, наблюдаемых в грунтовых и поверхностных водах.
Горные породы. Если с атмосферными осадками растворенные вещества привносятся в поверхностные водоемы и водотоки и водоносные горизонты недр Земли извне, то горные породы обогащают подземные воды растворенным веществом при их непосредственном контакте. Любая горная порода содержит в той или иной степени растворимые или подверженные химическому выветрива-144
Рис. 6.1. Средняя минерализация (мг/л) атмосферных осадков на европейской территории СССР [5].
нию минералы; в одних случаях растворение и выщелачивание горных пород является главным в формировании химического состава природных вод, в других оно затушевывается другими процессами, но всегда какое-то влияние на формирование химического состава природных вод горные породы оказывают.
Естественно, что породы, которые лучше растворяются, оказывают наиболее заметное влияние на химический состав подземных вод. В первую очередь к ним относится каменная соль. При близком к поверхности залегании каменная соль формирует ореолы соленых и рассольных хлоридных натриевых вод, в которых при появлении пропластков и линз калийно-магнезиальных солей повышаются содержания калия и магния. Следует, однако, иметь в виду, что близкое к поверхности залегание хлоридных солей — явление достаточно редкое, поскольку соли эти растворяются инфильтрационными водами и быстро выносятся. Примером выхода на поверхность каменной соли являются издавна известные соляные купола Прикаспия или Кемпендяйский купол в бассейне р. Вилюй, вблизи которых образовались соленые и рассольные источники и озера с водой хлоридного натриевого состава. Чаще же соляные залежи залегают на значительной глубине, в зоне затрудненного водообмена и являются водоупорными породами.
Среди сульфатных солей наибольшим распространением в недрах Земли пользуются гипс и ангидрит. Растворимость сульфата кальция значительно ниже, чем хлоридных солей,— 2 г/л. Это значение, достаточное для формирования солоноватых вод, но процессы разрушения сульфатных солей протекают значительно медленней; на обширных площадях близкого к поверхности залегания сульфатных пород в результате растворения гипсов и ангидритов образуются карстовые воронки, карстовые лога, пещеры; подземные, а часто и поверхностные воды на этих площадях имеют минерализацию до 1,5—2 г/л и насыщены сульфатом кальция. Одним из известных примеров гипсового карста является широко известная Кунгурская пещера в Предуралье.
Большая часть горных пород состоит из минералов, растворимость которых очень низка. Так, кальцит, являющийся главным породообразующим минералом карбонатных пород, имеет растворимость всего 13 мг/л, а произведение растворимости карбоната кальция составляет 4* 10-9; произведение растворимости большинства других карбонатов еще ниже, например, для сидерита оно составляет 2,5 • 10-11. Тем не менее карбонатные породы — один из
145
главных источников растворенного вещества в природных водах, но их переход в раствор осуществляется с обязательным участием углекислого газа.
Практически нерастворимыми являются силикаты и алюмосиликаты, но в присутствии углекислого газа и эти породы переходят в раствор, формируя воды гидрокарбонатного состава с небольшим содержанием кремнезема, широко развитые на площадях распространения изверженных и метаморфических пород и образовавшихся в результате их разрушения терригенных отложений.
Все сульфидные минералы — практически нерастворимы. Например, произведение растворимости пирротина (FeS) 4-10-19, сфалерита (ZnS) — 1,8-10~26, галенита (PbS) — 1 • 10~29. В присутствии же кислорода эти минералы интенсивно окисляются, привнося в подземные воды дополнительные количества серной кислоты. В результате формируются кислые сульфатные воды с повышенными концентрациями железа и других металлов, обладающие повышенной агрессивностью к карбонатным породам.
Органические вещества. Особенность нашей планеты заключается в существовании жизни — удивительного феномена, пока что не обнаруженного больше нигде во Вселенной. Существование жизни на Земле предопределило химический состав атмосферы и появление в ней высоких концентраций кислорода. Продукты жизнедеятельности и отмирания растений и животных постоянно обогащают природные воды сложным комплексом органических соединений, оказывающих огромное влияние на геохимию и гидрогеохимию всех природных систем. Выше говорилось о значении кислорода и углекислого газа в разрушении горных пород. Источником кислорода является сформировавшийся в результате процессов фотосинтеза воздух, а источником углекислого газа — прежде всего продукты окисления опадающей листвы, травяного покрова, гибнущих живых организмов. В результате этих процессов содержание углекислого газа в почвенном газе увеличивается на 1—2 порядка по сравнению с воздухом; постоянно пополняющийся биогенный углекислый газ и является главным реагентом, разрушающим карбонатные и силикатные породы и обогащающим природные воды гидрокарбонатами и кремиекислотой.
Растворенные в подземных водах органические вещества постоянно вымываются из почв, торфяников, лесного перегноя. Сложные биохимические процессы, происходящие на поверхности, приводят к значительным изменениям в составе органического вещества. Полный распад органического вещества на неорганические соединения и углекислый газ часто замедляется в связи с затрудненным доступом кислорода. В почвенном покрове под влиянием сложных биохимических процессов формируется комплекс органических веществ, который называют гумусом. Полный химический состав веществ гумуса определить трудно; в них главную роль играют гуминовые и фульвокислоты, представляющие собой
146
сложные высокомолекулярные соединения. Обе эти группы кислот хорошо растворимы и являются активными комплексообразова-телями, влияющими на миграцию таких элементов, как железо, медь, цинк, уран и др.
Органическое вещество имеется также в горных породах: угле, горючих сланцах, битуминозных карбонатных и терригенных от-ложениях и, конечно, в нефти. Медленно протекающие процессы разрушения и перехода в растворенное состояние захороненного в горных породах органического вещества приводят к появлению в подземных водах небольших концентраций органических кислот, фенолов, смол.
В конечном счете любая природная вода содержит какое-то количество растворенных органических веществ, и суммарные их концентрации обычно составляют 2—5 мг/л в океанической воде; 10—50 мг/л в водах рек и озер и в грунтовых водах; 10—80 мг/л в водах глубоких водоносных горизонтов артезианских бассейнов. На участках развития нефтяных залежей и пород, обогащенных органическим веществом, содержание органических веществ в воде может возрастать до десятков и сотен миллиграммов на литр [25]. В этих случаях данные по содержанию в подземной воде отдельных групп органических веществ могут служить нефтегазопоисковым признаком. Большой интерес представляют также лечебные минеральные воды, содержащие повышенные концентрации органических веществ. Самое яркое проявление таких вод — источник Нафтуся на курорте Трускавец в Прикарпатье, вода которого содержит повышенные концентрации разнообразных органических соединений.
Вода океанов и морей. Данные палеонтологических и геохимических исследований показывают, что по крайней мере к началу фанерозоя сформировался химический состав океанической воды, близкий к современному (см. табл. 6.1), а на протяжении фанерозоя наблюдались некоторые флуктуации в концентрациях основных компонентов, связанные с изменениями состава земной атмосферы, крупными эпохами галогенеза. В воде океана содержатся практически все элементы таблицы Менделеева (см. табл. 6.2).
Приведенные в табл. 6.1 значения концентраций основных компонентов в открытой части океана могут незначительно изменяться под действием ливневых атмосферных осадков, таяния льда, интенсивного испарения; эти изменения могут захватывать глубины до 100—200 м, определяя положение галоклина — границы, ниже которой колебания химического состава морской воды почти неощутимы.
Ясно, что такой огромный резервуар с удивительно устойчивым составом воды не может не оказывать влияния на формирование химического состава всех природных вод. Главным процессом, в результате которого огромные количества океанической воды
147
попадают в недра Земли, является осадконакопление. Седименто-генные воды насыщают илы, из которых впоследствии формируются осадочные породы, поэтому влажность осадков достигает 80—120 %. В процессе литификации осадков часть поровых вод отжимается обратно в водоем, а часть — в прослои с относительно высокими фильтрационными свойствами. По мере погружения осадков и формирования крупных осадочных структур формируются и водоносные горизонты, содержащие седиментогенные воды. Начальный состав этих вод отвечает составу воды водоема: это может быть нормальная океаническая вода; может быть вода крупных лагун, представляющая собой упаренную до той или иной концентрации морскую воду (в отдельные периоды развития платформ такие лагуны занимали площади до миллионов квадратных километров); может быть морская вода, разбавленная континентальным стоком.
Таким образом, уже исходная морская вода может иметь различный химический состав. При захоронении вместе с морскими осадками растворенные в воде компоненты вступают в химические реакции с веществом илов, а при последующем литогенезе — горных пород, в результате чего химический состав водных растворов существенно изменяется. Наиболее активно такие изменения (их принято называть метаморфизацией химического состава воды) происходят в бассейнах, илы которых обогащены органическим веществом, т. е. во внутренних морях и в прибрежной (шельфовой) части открытых морей. В глубоководных океанических осадках, содержащих значительно меньшие количества органического вещества, состав иловых вод в большинстве случаев оказывается однообразным, близким к химическому составу океанической воды. При погружении на значительную глубину морские осадки попадают в зоны с повышенными температурами. Кроме того, с глубиной значительно возрастает давление. Поэтому химические реакции и здесь протекают достаточно интенсивно, а первоначальный состав морской воды продолжает изменяться (см. разд. 6.1).
В крупных структурах, сложенных осадочными породами, седиментогенные воды могут быть встречены до глубин 5—10, а иногда 15—20 км.
Вулканизм. Вулканическая деятельность — важный источник вещества в подземных водах тектонически активных районов. В процессе извержения вулканов и в подземных очагах из недр Земли поднимается огромное количество летучих компонентов, которые, растворяясь в природных водах, изменяют их химический состав. Так, при извержении Везувия в 1906 г. высота газового столба достигала 13 км; при извержении того же вулкана в 1929 г. выделялось более 0,5 млрд, м3 газа. В составе этих газов преобладают пары воды, соляная и плавиковая кислоты, сернистый газ, углекислый газ, водород, сероводород. Большая часть выде
148
ляющихся летучих компонентов попадает в воздух и влияет на формирование химического состава атмосферных вод, т. е. на гидрогеохимию подземных вод влияет косвенно. Часть летучих компонентов растворяется в подземных водах при своем движении наверх, формируя в районах вулканических очагов специфические термальные воды (фумаролы, сольфатары, парогидротермы).
Непосредственно в кратерах вулканов могут формироваться кислые воды с рН<2 и минерализацией до 50—60 г/л, представляющие собой горячие растворы соляной и серной кислот, активно растворяющие вмещающие силикатные породы и породы, обогащенные железом, алюминием и другими металлами. На расстоянии от очагов (до десятков километров) формируются парогидротермы, имеющие обычно хлоридный и сульфатный состав, минерализация которых обычно не превышает 3—5 г/л.
6 3. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ ИОНОВ, СОДЕРЖАЩИХСЯ В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ
Из предыдущего параграфа ясно, что любая природная вода содержит растворенные вещества. Дистиллированная вода в природных условиях не встречается. Природные воды не только содержат растворенные вещества, они их переносят из одних мест в другие; при этом изменяется характер физико-химических равновесий, протекают новые химические реакции, изменяется химический состав как вод, так и пород. Вода — главный регулятор грандиозной динамической гидрогеохимической системы нашей планеты. Охарактеризуем главные растворенные в воде вещества (ионы).
Водородный ион (Н+). Диссоциация воды, протекающая по уравнению
Н2О^Н+4ОН~,	(6.11)
предопределяет обязательное присутствие в любом природном растворе ионов водорода и гидроксил-иона.
Произведение концентраций [Н+]-[ОН_]=Кв является постоянным для данной температуры, и для температуры 22 °C равняется 10-14. Концентрации ионов водорода и гидроксил-иона в нейтральной среде составляют 10“7 г-моль/л; поскольку ионная масса водорода равна 1, эта величина равна 10-7 г/л, или 10~4 мг/л. Концентрации ионов водорода из-за их малых значений принято выражать в логарифмической форме рН = —lg[H+], Для большинства природных вод pH изменяется в пределах от 6 до 8. Воды с низкими значениями pH (иногда до 2—3) встречаются в зонах окисления сульфидных руд, обычно обогащенных серной кислотой, образующейся по реакциям типа
ZnS + 2Н2О + О2 -> Zn2+ + SO|“ + 4Н+ + 4е;	(6.12)
FeS2 + 2Н2О + ЗО2 -> Fe2+ + 25ОГ + 4Н+ + 2е.	(6.13)
149
Концентрация ионов водорода в таких водах может достигать десятков миллиграммов на литр; они активно взаимодействуют с карбонатными породами, переносят на большие расстояния ионы металлов.
Природные воды, представляющие собой растворы соляной или серной кислоты, встречаются в кратерах некоторых вулканов на Камчатке и Курильских островах. Содержание ионов водорода в таких водах может достигать десятков и даже сотен миллиграммов на литр, а pH снижаться до 1,5—2 и ниже.,
Гидроксил-ион (ОН~). В большинстве природных вод концентрации гидроксил-иона, определяемые значениями рН = 6ч-8, очень малы. Воды с повышенной щелочностью характерны для содовых озер, для зон выщелачивания щелочных пород. В таких водах pH может повышаться до 10—11. В исключительных случаях могут формироваться воды с pH, достигающей 12,3—12,5. Соответственно концентрация гидроксил-иона в таких водах достигает уникального значения — около 400 мг/л. Такие воды встречены в Иордании в источниках бассейна р. Ярмук и формируются, видимо, при растворении редкого минерала портландита [Са(ОН)г], образующегося при термическом разложении карбонатных пород.
Хлои-ион (С1~). Главным источником хлор-иона в подземных водах являются воды морей и лагун, захороненные при формировании осадочных пород морского генезиса. В океанической воде концентрация хлор-иона достигает 19 г/кг, в лагунах при упаривании океанической воды до стадии садки гипса —75—80 г/кг, до стадии галита— 150—170 г/кг, а иа последних стадиях упаривания морской воды достигает 250—270 г/кг *. Накапливающиеся в недрах Земли огромные массы хлоридных соленых вод и рассолов, привносимых при морских трансгрессиях и в периоды существования солеродных бассейнов, неоднократно покрывавших огромные площади (вспомним нижнепермский бассейн на Русской платформе или же нижнекембрийский на Сибирской), и сформировали вертикальную гидрогеохимическую зональность на платформах.
Вторым источником хлор-иона в подземных водах является растворение залежей каменной соли (галита) и калийно-магнези-альных солей, содержащих такие минералы, как сильвин (К.С1), карналлит (MgCl2 • КС1 • 6Н2О), бишофит (MgCl2-6H2O). Растворимость хлористого натрия составляет в интервале температур от 0 до 100 °C 263—282 г/кг, хлористого магния 364—422 г/кг, хлористого кальция 373—614 г/кг; соответственно и концентрация хлор-иона в рассолах выщелачивания каменной соли может достигать 160—170 г/кг, а при выщелачивании калийно-магнезиальных
* Термин «хлор-ион> употребляется для таких концентраций с большой долей условности, поскольку значительную долю в крепких и сверхкрепких рассолах составляют недиссоциироваииые молекулы солей и их гидратных соединений. 150
солей —270—310 г/кг. Условия для интенсивного растворения каменной и калийно-магнезиальных солей создаются, однако, только в тех случаях, когда эти соли залегают достаточно близко к поверхности, в зоне интенсивного водообмена. При залегании на больших глубинах соленосные толщи являются региональными водоупорами и поступление из них солей в водоносные горизонты осуществляется только в результате протекания диффузионных процессов. В масштабе крупных гидрогеологических структур захороненные хлоридные воды, связанные с формированием осадочных толщ (седимеитогенные воды), распространены значительно шире, чем соленые воды и рассолы, связанные с разрушением соленосных формаций (воды выщелачивания). В планетарном масштабе седимеитогенные воды являются важнейшей составной частью подземной гидросферы.
В районе засушливого климата накопление хлоридных солей в подземных водах происходит в результате существенного превышения испарения над количеством поступающих атмосферных осадков; часто галит — один из главных минералов в солончаках.
Следует подчеркнуть, что некоторое количество хлор-иона имеется практически в любой подземной воде. Источником этих солей могут быть переносимые ветром морские брызги (так называемая импульверизация), разрушение горных пород, содержащих небольшие включения хлоридных солей в порах и трещинах, продукты жизнедеятельности животных, отходы промышленных предприятий. Эти процессы формируют фоновые концентрации хлор-иона в подземных водах, составляющие от 5—20 мг/л для районов с гумидным климатом до 100—300 мг/л для районов аридного климата.
Сульфат-ион (SO42-). Главным источником сульфат-иона являются широко распространенные горные породы — гипсы и ангидриты (CaSO4-2H2O и CaSO4). Растворимость сульфата кальция относительно невелика (~2 г/кг), что соответствует 1,4 г/кг иона SO42-. В присутствии гипсоносных толщ обычно и формируются концентрации сульфат-иона 1—1,4 г/кг. В соленых водах и рассолах (имеющих обычно хлоридный состав) растворимость сульфата кальция растет с ростом минерализации, достигая максимума 7—8 г/кг при минерализации 150 г/кг.
Вторым важным источником сульфат-иона в подземных водах являются процессы окисления сульфидных минералов, характерные для приповерхностных зон. Наиболее распространенный сульфид—пирит, окисление которого протекает по схемам
FeS2 + 2H2O+3O2->Fe2+ + 2SOl~ + 4H+4 4е;	(6.14)
FeS2 + 8Н2О -> Fe2+ + 2SO4~ +16Н+ + 14е.	(6.15)
Содержание сульфат-иона в результате этих процессов может достигнуть 3—4 г/кг. В зонах окисления сульфидных месторож -
151
дений часть образовавшихся сульфатов связывается металлами в слаборастворимые соединения; формируются зоны вторичного сульфидного обогащения, для которых характерны такие минералы, как барит (BaSO4), англезит (PbSO4). Повышенные концентрации сульфатов часто являются поисковым признаком на сульфидные руды.
Воды с более высокими содержаниями сульфат-иона могут формироваться при растворении залежей и включений мирабилита (Na2SO4- ЮН2О), эпсомита (MgSO4  7Н2О), кизерита (MgSO4-H2O). Растворимость этих минералов существенно зависит от температуры: в интервалах температуры от 0 до 100 °C растворимость сульфата натрия изменяется в пределах от 45 до 299 г/кг и сульфата магния от 236 до 406 г/кг. Соответственно и содержание сульфат-иона в водах выщелачивания мирабилита, эпсомита, кизерита может достигать десятков и даже первых сотен граммов на килограмм. В природных условиях такие воды встречаются, однако, редко.
В отличие от хлор-иона, почти не вступающего в химические реакции, сульфат-ион легко восстанавливается при взаимодействии с органическим веществом, источником которого могут быть торфяники, илы, нефтяные битумы. Эти процессы всегда протекают с участием сульфатвосстанавливающих бактерий и в схематическом виде могут быть описаны реакцией
SOh + 2H2O + 2Copr->H2S + 2HCOr.	(6.16)
Процессы восстановления сульфатов (сульфатредукция) имеют очень большое значение в геохимическом балансе природной серы. Они могут протекать как в илах на самых начальных стадиях формирования осадочных пород, так и в глубоких недрах Земли при высоких температурах и давлениях, формируя месторождения сероводородных вод и сульфидных руд.
Гидрокарбонат-ион (НСО3~). Главным источником гидрокар-бонат-иона в природных водах являются карбонатные породы — известняки и доломиты. Растворимость большинства карбонатов очень низкая, в частности для СаСОз 13 и для MgCOs 22 мг/кг. Перевод карбонатных солей в раствор осуществляется по реакциям
СаСОз + СО2 + Н2О -> Са2+ + 2НСОГ;	(6.17)
Са, Mg (СО3)2 + 2СОа + 2Н2О -> Са2+ + Mg2+ + 4НСОГ;	(6.18)
FeCO3 + CO2 + H2O->Fe2+ + 2HCOr.	(6.19)
Образующиеся гидрокарбонаты растворимы значительно лучше и формируют широко распространенные в верхних частях гид-152
рогеологического разреза гидрокарбонатные воды. Концентрации гидрокарбонат-иона в подземных водах лимитируются также уравнениями диссоциации угольной кислоты
Н2СО3 =г* НСОГ + Н+ =г* СОз- + 2Н+.	(6.20)
При значениях рН<4,1 в воде преобладает недиссоциирован-ная угольная кислота; при рН = 4,1 появляется аналитически определимый гидрокарбонат-ион; при pH = 6,5 количества гидрокарбо-нат-иона и недиссоциированной угольной кислоты становятся равными; при рН>8,3 появляется карбонат-ион, который преобладает при рН> 10,3.
Процессы выщелачивания карбонатных пород формируют широко распространенные в зоне интенсивного водообмена пресные гидрокарбонатные кальциевые и магниево-кальциевые воды, минерализация которых обычно составляет 0,2—0,6 г/л. Многочисленные химические анализы таких вод показывают, что в них содержится от 20—30 до 200—300 мг/л углекислого газа. Очень важным является вопрос об его источнике. Растворимость углекислого газа при температурах, характерных для этой зоны (2— 20 °C), составляет от 3 до 1,7 г/л (примем 2 г/л); содержание углекислого газа в воздухе составляет 0,03 % (парциальное давление 30 Па). Тогда по закону Генри — Дальтона количество углекислого газа, которое может раствориться в воздушной атмосфере, составит 2-0,0003 = 0,0006 = 0,6 мг/л, т. е. на 1—3 порядка ниже, чем обычное содержание для подземных вод. Главным источником углекислого газа являются процессы окисления органического вещества, протекающие практически повсюду, за исключением площадей, покрытых ледниками. Эти процессы грандиозны по своим масштабам (вспомним, например, лесные зоны, где каждую осень земля покрывается плащом опавших листьев). Таким образом, привычные для нас обычные пресные гидрокарбонатные кальциевые воды своим химическим составом обязаны биогенным процессам. Половина углерода в этих водах (см. реакцию 6.17) попадает в воду из биогенного углекислого газа. Впрочем, карбонатные породы, дающие другую половину углерода, тоже являются порождением жизни, только более древней. Большую часть необходимых для поддержания жизни на Земле пресных вод мы можем назвать биогенными: их химический состав формируется в результате отмирания живого вещества, но сами они поддерживают продолжение жизни.
Вторым источником гидрокарбонат-иона в природных водах являются процессы выветривания алюмосиликатов, протекающие, например, по схемам [7, 24}
2CaAl2Si2O8 + 6Н2О -> Al4SiAo (OH)g + 2Са2+ + 4ОН~;	(6.21)
анортит	каолинит
153
7NaAlSi3Oe 26H2O->• ЗНао,ззА12,зз51з,в701о (OH)2 {-альбит	монтмориллонит
+ 10H4SiO4 + 6Na+ +6OH+;	(6.22)
ортокремиевая кислота
Mg2Si2Oe + 2H2O + 4H+	2H4SiO4 + 2Mg2+.	(6.23)
энстатит
Все эти реакции ведут к повышению щелочности раствора. Минералогический состав плагиоклазов, пироксенов, оливинов, амфиболов определяет соотношение главных анионов в воде, а образующаяся гидроксильная группа реагирует с углекислым газом по схеме [25]
ОН~ + СО2 НСОз”.	(6.24)
Так формируются гидрокарбонатные воды на площадях развития значительной части изверженных, метаморфических и терригенных пород.
Карбонат-ион (СОз2-). Поскольку для большинства природных вод характерна среда, близкая к нейтральной, ион СОз2- является достаточно редким. Воды, содержащие его заметные количества, характерны, например, для содовых озер. Такие воды могут формироваться при выщелачивании щелочных пород (нефелиновых сиенитов) с образованием глинистых минералов групп гидрослюды, галлуазита, монтмориллонита. Один из вариантов таких реакций
4NaAlSiO4 + nH2O + 2СО2 4Na+ + нефелин
+ 2COl" + Al4Si4О10 (ОН)8 (п - 4) Н2О.	(6.25)
галлуазит
Бром (Вг-). Бром — один из важных ионов в составе океанической воды, которая и является одним из главных его источников в подземных водах. Содержание брома в воде Мирового океана составляет около 65 мг/л. При испарении океанической воды в лагунах бром накапливается одновременно с хлором, а их соотношение (так называемый хлор-бромный коэффициент, равный для , океанической воды ~280) сохраняется вплоть до начала садки галита, начинающейся при минерализации 275—280 г/кг; концентрация брома при этом достигает 0,6 г/кг. Поскольку начальное содержание брома в океанической воде значительно ниже, чем хлора, и, кроме того, бромиды растворимы лучше, чем хлориды, по мере садки галита весь бром остается в жидкой фазе. Начинается закономерное уменьшение хлор-бромного коэффициента, снижающегося на последних стадиях упаривания морской воды до значений 30—50. В выпадающих солях бром полиморфно замещает хлор и его концентрация в твердой фазе растет по мере упаривания морской воды. Поэтому галит резко обеднен бромом (С1/Вг> 154
> 1000>; в карналлите относительное содержание брома увеличивается и значение хлор-бромного коэффициента снижается до 65—200; в бишофите, выпадающем на самых последних стадиях упаривания морской воды, хлор-бромный коэффициент снижается до 50—60. Поскольку концентрация брома в рассоле растет по мере выпадения натрия, хлор-бромный коэффициент связан с так называемым коэффициентом метаморфизации (rNa/rCl) зависимостью, эмпирически установленной В. И. Гуревичем,
С1/Вг = 34 1 +rNa/rC- ,	(6.26)
1 — rNa/rCl	V
из которой видно, что в пределе хлор-бромный коэффициент стремится к среднему значению около 34; отсюда предельно возможные концентрации брома, формирующиеся при упаривании морской воды, составляют 7—9 г/кг.
Другим источником брома в подземных водах может являться органическое вещество. Образующиеся из органики в соленых водах и рассолах дополнительные количества брома могут приводить к снижению хлор-бромного коэффициента для вод с минерализацией менее 280 г/кг до 80—100, а для вод с более высокой минерализацией —до 10—20. Известные суммарные содержания брома в подземных водах не превышают, однако, 10—13 г/кг (17 г/л).
Иод (I-). Содержание иода в океанической воде составляет ~0,05 мг/кг. Даже на самых последних стадиях упаривания океанической воды концентрация иода не превышает десятых долей миллиграмма на килограмм, т. е. в противоположность хлору и брому испарительная концентрация не может являться ведущим механизмом накопления иода в природных водах. Механизм накопления этого элемента в первую очередь предопределяется его ассимиляцией морскими водорослями и последующим их захоронением при образовании пород морского генезиса. Значительная роль в этих процессах принадлежит одноклеточным водорослям — фитопланктону, содержание иода в которых на 3—4 порядка выше, чем в океанической воде.
В пресных водах зоны интенсивного водообмена содержание иода обычно измеряется тысячными и сотыми миллиграмма на литр. Источником иода в этих водах являются почвенные органические соединения. В водах горных рек, питающихся ледниковыми водами, а часто и в подземных водах некоторых горных и северных таежных районов содержание иода падает до п-10-4— п-10-5 мг/л. Недостаток иода в этих водах приводит к заболеваниям щитовидной железы. Переход значительных количеств иода из пород, содержащих органическое вещество, в подземные воды лучше всего осуществляется в результате термического разложения органического вещества горных пород при температурах выше 125 °C. Концентрации иода в подземных водах нефтегазоносных
155
провинций часто достигают 50—100 мг/кг, а в отдельных уникальных случаях до 770 (Устюрт) и даже 1400 мг/л (бассейн Анадарко в штате Оклахома, США).
Фтор (F-). Значительно менее распространен в природных водах, чем остальные галоиды. Основным источником фтора являются горные породы с фторсодержащими минералами. Важное отличие фтора от других галоидов — низкая растворимость его соединения с кальцием (флюорита), составляющая 15—20 мг/л. Поскольку большинство природных вод содержат кальций, содержание фтора в них обычно не превышает 8—10 мг/л, а наиболее распространены воды с содержанием фтора 0,5—1,5 мг/л, являющиеся наиболее благоприятными при использовании вод для питья. Содержание фтора выше и ниже этих концентраций вызывает разрушение зубной эмали, и такие воды не рекомендуются для постоянного употребления. В очень редких случаях [11] встречаются воды с содержаниями фтора десятки миллиграммов на литр и даже до 10—15 г/л. Это — бескальциевые воды некоторых апатитовых месторождений; высокое содержание в них фтора связано с растворением линз редкого минерала виллиомита (NaF).
Нитраты (NO3~). В небольших количествах (0,2—1 мг/л) нитраты содержатся в атмосферных осадках; по-видимому, окислы азота образуются в них из азота, окисляющегося при грозовых разрядах. В подземных водах часто встречаются значительно большие количества нитратов; главная причина их появления — широкое использование азотных удобрений. В густонаселенных районах концентрации нитратов в природных водах часто достигают десятков и даже сотен миллиграммов на литр, между тем как предельно допустимые концентрации этого иона оцениваются большинством нормативов в 30—50 мг/л. В ряде стран (ФРГ, Голландия, Англия) проблема охраны вод от нитратного загрязнения становится одной из важнейших в санитарной гигиене.
Нитриты (NO2~). Присутствие в воде даже в количестве менее 1 мг/л нитрит-иона, является показателем свежего хозяйственно-бытового загрязнения природных вод. Вода, содержащая нитриты, не пригодна для питьевых целей.
Натрий (Na+). Является преобладающим среди катионов океанической воды, содержащей 10,8 г/кг натрия. Заметим, что в морской воде его содержание ниже, чем хлор-иона (77,3 %-экв. натрия при 90,2%-экв. хлора), т. е. помимо хлористого натрия океаническая вода содержит значительное количество хлористого магния. При формировании морских осадков, сопровождающемся захоронением соленой воды, в водоносные горизонты попадает значительное количество натрия, который обычно является преобладающим катионом подземных соленых вод и рассолов. Поскольку растворимость хлористого натрия ниже, чем хлористого магния и хлористого кальция, при значениях минерализации выше
156
300—350 г/кг в рассолах преобладают щелочноземельные металлы.
В пресных подземных водах главным источником натрия являются процессы выветривания полевых шпатов. Содержание натрия в этих водах обычно не превышает первых десятков миллиграммов на литр.
Калий (К+). Несмотря на то, что калий и натрий имеют близкие кларки (табл. 6.2), а растворимость солей калия в целом несколько выше, содержание калия в подземных водах почти всегда ниже, чем содержание натрия. В морской воде содержание калия около 0,4 г/кг (1,6 %-экв.). На самых последних стадиях упаривания морской воды, когда из воды начинают выпадать калийно-магнезиальные соли, концентрация калия в рассоле достигает 20—25 г/кг. Такие же (редко до 40 г/кг) концентрации калия могут быть встречены в сверхкрепких рассолах седиментационного генезиса. В пресных подземных водах концентрации калия обычно не превышают первых миллиграммов на литр.
Причиной значительно меньшей по сравнению с натрием миграционной способности калия является его высокая сорбционная способность и усвояемость живым веществом.
Кальций (Са2+). Главным источником кальция в природных водах являются карбонатные и сульфатные горные породы и кальциевые полевые шпаты. Концентрации кальция, формирующиеся при разрушении карбонатных и силикатных пород, контролируются парциальным давлением углекислоты и обычно не превышают 50—150 мг/л; при растворении гипсов и ангидритов концентрации кальция достигают 450—600 мг/л. Концентрации кальция, получаемые в результате процессов растворения и выщелачивания горных пород, относительно невелики, но процессы эти протекают на громадных площадях, в результате чего кальций становится одним, из главных компонентов природных вод.
Другим важным процессом, выводящим кальций в природные растворы, является катионный обмен, в результате которого воды морского генезиса, содержащие значительные количества натрия и магния, при взаимодействии с глинистыми породами обогащаются кальцием. В результате относительное содержание кальция в подземных рассолах оказывается обычно существенно большим, чем в океанической воде. В предельно насыщенных подземных рассолах с минерализацией, достигающей 400—460 г/кг (560— 650 г/л), концентрации кальция могут достигать 150—170 г/кг (75—80 %-экв.). Наиболее яркие проявления таких рассолов встречены в отложениях усольской свиты нижнего кембрия Ангаро-Ленского артезианского бассейна на глубинах 1100—2000 м.
Магний (Mg2+). Является одним из главных ионов океанической воды, содержание магния в которой составляет около 1,3 г/кг, или 17,6 %-экв. При упаривании океанической воды в лагунах концентрация магния растет и на последних стадиях упа
157
ривания может достигать 70—80 г/кг. В подземных рассолах, однако, такие концентрации магния редки, поскольку значительная часть его расходуется на обменные процессы; даже в сверхкрепких подземных рассолах концентрации магния обычно не превышают 20—25 г/кг.
В пресных подземных водах всегда встречается от 5—6 до 80— 100 мг/л магния. Его источником является выщелачивание доломитов или же магнезиальных минералов основных и ультраоснов-ных пород.
Аммоний (NH4+). Небольшие количества аммония (до 1 мг/л) обычно имеются в атмосферных осадках и содержатся в большинстве типов поверхностных и подземных вод. Увеличение концентраций аммония свидетельствует о загрязнении подземных вод (в частности, при использовании аммонийных удобрений).
В нефтегазоносных районах повышенные концентрации аммония в водах глубоких водоносных горизонтов могут формироваться в результате восстановления азотсодержащих органических соединений. Фоновые содержания аммония для таких водоносных горизонтов могут достигать 20—30 мг/л, а существенное увеличение концентрации NH4+ (иногда до первых граммов на литр) часто является нефтегазоносным признаком.
Железо (Fe2r, Fe3+). Несмотря на то, что примеси железа присутствуют в большинстве горных пород, а кларк железа вдвое выше, чем натрйя и калия, этот элемент в большинстве природных вод практически отсутствует. Причиной является очень низкая растворимость окислов и карбоната железа. Активная водная миграция железа может происходить только в кислой среде или в условиях повышенных концентраций углекислого газа в воде [см. реакции (6.13, 6.19)]. При этом в природных водах присутствует ион двухвалентного железа. Трехвалентное железо может появляться только в условиях очень высоких значений окислительно-восстановительного потенциала (Eh>600—700 мВ) и низких значений pH (<3). Большое значение в миграции железа имеют железоорганические комплексы.
6.4. ГАЗОВЫЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Обязательной составляющей каждой природной воды являются растворенные газы. Происхождение их может быть связано с атмосферой, процессами дегазации мантии, химическими и биохимическими процессами, происходящими в недрах Земли и на ее поверхности. Газовый состав природных вод характеризует их генезис, способность взаимодействия с горными породами, время нахождения в недрах Земли. Изучение газового состава природных вод дает исключительно важную информацию при решении многих геологических, гидрогеологических и инженерных задач [19, 22].
158
Азот (N2). Содержание азота в атмосфере по объему составляет 78 %. Практически почти в любой природной воде имеется растворенный азот. Растворимость азота (при О °C и парциальном давлении 0,1 МПа) 23,6 мл/л, или 29,5 мг/л. В равновесии с воздухом может находиться 29,5-0,78=23 мг/л азота. Большая часть азота, растворенного в подземных водах верхних горизонтов, имеет атмосферное происхождение и его концентрация пропорциональна парциальному давлению газа. Кроме того, в областях современного вулканизма в газовом составе подземных вод может появиться небольшое количество азота вулканического (мантийного) генезиса. В нефтегазоносных районах в подземных водах появляется азот биогенного происхождения, связанный с разложением органического вещества нефти.
Для того чтобы определить долю азота биогенного или вулканогенного происхождения, часто пользуются коэффициентом Ar - 100/N2, полагая при этом, что весь аргон в газовой составляющей имеет воздушное происхождение. Для воздуха этот коэффициент равен 1,18%; для воздуха, растворенного в воде, разница в растворимости аргона и азота изменяет коэффициент на 2,52%. Если в спонтанном газе Ar - 1OO/N2<1,18, а в растворенном <2,52, то предполагают, что избыточный азот невоздушного происхождения. Расчеты эти приблизительные, так как не учитывается радиогенный аргон.
Кислород (О2). Объемная доля кислорода в воздухе составляет 20,9 %. Растворимость кислорода (при 0 °C и парциальном давлении 0,1 МПа) 49,2 мл/л, или 70,3 мг/л. В равновесии с воздухом может находиться 70,3X0,209=14,7 мг/л кислорода. Близкие к этому значения содержания кислорода и характерны для поверхностных и близповерхностных грунтовых вод. Иногда в поверхностных водоемах под влиянием процессов фотосинтеза происходит пересыщение воды кислородом и его концентрации достигают 50—70 мг/л. Присутствие кислорода в природных водах имеет огромное биологическое н геохимическое значение. Кислород поддерживает существование организмов, населяющих водоемы, и окисляет остатки отмирающих организмов.
В недрах Земли кислород расходуется на окисление органических веществ, железа, сульфидов. Реакции эти часто протекают при участии аэробных бактерий, что приводит к появлению в подземных водах биогенного углекислого газа; к выпадению в осадок окислов и гидроокислов железа, цементирующих горные породы; к формированию мощных зон окисления и вторичного обо-I ашения на сульфидных месторождениях.
В результате активно протекающих в недрах Земли химических реакций кислород быстро расходуется и на глубинах первых сотен метров его содержание обычно не превышает нескольких миллиграммов на литр. Глубже 1 км кислород обычно практически исчезает.
159
г
Углекислый газ (СОг). Является обязательным компонентом большинства природных вод. Содержание углекислого газа в воздухе невелико и составляет по объему в среднем 0,033 %. Поэтому, несмотря на высокую растворимость, воды, находящиеся в соприкосновении с атмосферой, содержат относительно мало углекислого газа. Растворимость углекислого газа при 0 °C и давлении 0,1 МПа составляет 1713 мл/л, или 3350 мг/л. Соответственно количество углекислого газа в воде, находящегося в равновесии с воздухом, составит 3350-0,00033=1,1 мг/л.
Подземные воды содержат значительно большее количество углекислого газа. Повсеместно протекающие процессы окисления органического вещества продуцируют углекислый газ, содержание которого в почвенном воздухе составляет обычно десятые доли процента и даже первые проценты. Соответственно увеличивается и содержание углекислого газа в грунтовых водах, составляющие обычно от 20—30 до 200—300 мг/л. Этот углекислый газ прежде всего расходуется на выщелачивание карбонатных солей [см. реакции (6.17—6.19)] и выветривание силикатных пород [см. реакции (6.21—6.23)] и формирует огромную массу пресных гид-рокарбонатных вод зоны интенсивного водообмена. Резкие уменьшения концентраций углекислого газа в водах этой зоны возможны лишь в поверхностных водоемах в период интенсивного протекания фотосинтеза.
Другим мощным источником углекислоты в недрах являются процессы термального метаморфизма горных пород. На всех стадиях протекания термального метаморфизма происходят физико-химические процессы, продуцирующие углекислоту. Реакции эти протекают при температурах от 100 до 800—1100 °C и давлениях от 100—200 до 1000—1500 МПа. Выделяющийся в процессе метаморфизма углекислый газ поднимается по зонам тектонических нарушений к поверхности и, смешиваясь с подземными водами различного генезиса, формирует широкую гамму углекислых вод, химический состав которых может быть очень разным в зависимости от конкретной гидрогеологической ситуации. Концентрация углекислого газа в таких водах зависит от его парциального давления и температуры и обычно составляет 1—3 г/л, в редких случаях достигает 15—20 г/л. Наиболее известные примеры углекислых источников—Боржоми, Ессентуки, Кисловодские нарзаны на Кавказе.
Аргон (Аг). Является постоянной составляющей газового состава природных вод. Содержание аргона в воздухе по объему составляет 0,93%. Растворимость аргона при 0 °C и давлении 0,1 МПа составляет 57,8 мл/л, или 107,8 мг/л, т. е. того же порядка, что и остальных главных составляющих атмосферы (азота и кислорода). Вода, находящаяся в равновесии с воздухом, содержит около 0,96 мг/л аргона. Поскольку аргон как благородный газ не вступает в реакции с горными породами, его содержание 160
принято использовать как показатель доли атмосферного газа в газовой составляющей природных вод. Изменение соотношения изотопов аргона в воде используется при прогнозе землетрясений.
Гелий (Не). Это — один из самых распространенных во Вселенной газов, составляющий 23 % от общей массы звезд, планетарных туманностей и межзвездного газа. На Земле распростра-ненность гелия ниже на 10 порядков. Содержание гелия в воздухе невелико и объемная доля составляет 5,24• 10-4 %. Растворимость гелия при 0 °C и давлении 0,1 МПа 9,7 мл/л, или 1,73 мг/л. Относительно малая распространенность гелия на Земле объясняется его диссипацией, в особенности в начальный период формирования нашей планеты. Гелий имеет два стабильных изотопа — 3Не и 4Не, причем содержание тяжелого изотопа всегда на несколько порядков выше. Для первичного (мантийного) гелия отношение 3Не/4Не составляет примерно 10~4. Гелий, образующийся в результате радиоактивного распада урана и тория, характеризуется 3Не/4Не= 10-8. Отношения 3Не/4Не для природных вод находятся в промежутке между этими значениями и являются генетическим признаком, помогающим исследовать происхождение тех или иных их разновидностей.
Водород (Н2). Водород — самый распространенный элемент Вселенной. В земных условиях водород распространен прежде всего в виде соединения с кислородом — воды, а газ Н2 присутствует только на значительных глубинах. Растворимость водорода близка к растворимости азота и составляет при 0 °C и давлении 0,1 МПа 21,5 мл/л (1,9 мг/л). Водород может продуцироваться в недрах Земли в восстановительной обстановке. Значительные содержания водорода могут встречаться в водах современных океанических рифтов. Здесь под влиянием мантийных расплавов могут формироваться парогидротермы, в газовом составе которых объемные содержания водорода могут достигать нескольких десятков процентов. Наиболее яркие проявления таких вод описаны для современной рифтовой зоны Исландии [8].
6.5. ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ И ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Природные воды сформировались и формируются в результате сложного взаимодействия геологических, климатических, физикохимических и других предпосылок. Чтобы ясно разбираться в том, что же является главной причиной массопереноса, формирующего гот или иной химический состав воды, понять, как этот состав изменится, если изменятся условия, его породившие, нужно четко отличать процессы и факторы формирования химического состава. Факторы — это та природная обстановка, которая способствует формированию химического состава воды. Эти факторы провоцируют и поддерживают целый комплекс процессов, являю
6 Заказ № 779
161
щихся непосредственными механизмами, формирующими состав воды. Могут быть выделены [16, 18] физико-географические, геологические, физико-химические, физические, биологические, искусственные факторы. Рассмотрим их по отдельности.
Физико-географические факторы. Ясно, что общая природная ситуация влияет на химический состав природных вод. Скажем, солончаки и связанные с ними соленые воды и рассолы известны только в засушливых областях, воды с очень низкой минерализацией встречаются либо в горах, либо там, где тают ледники и снег, либо в прохладных областях с сильно переувлажненным климатом. Более точно эти связи установить часто бывает трудно, но они всегда есть и очень важны.
Главным элементом физико-географических условий, влияющим на формирование химического состава природных вод, является климат.
Атмосферные осадки, выпадающие на поверхность Земли, регулируют запасы поверхностных и грунтовых вод. При значительном превышении количества выпадающих атмосферных осадков над испарением (область избыточного увлажнения) химический состав поверхностных и грунтовых вод определяется прежде всего составом атмосферных осадков и процессами растворения горных пород. По мере повышения среднегодовой температуры все большее значение приобретает испарение. Площади, на которых количество испаряющейся влаги превышает количество выпадающих атмосферных осадков, составляют область континентального за-солонения. Здесь в химическом составе поверхностных и грунтовых вод все большее значение приобретают хорошо растворимые соли, сначала сульфатные, а затем и хлоридные. В реках, озерах, прудах и водоносных горизонтах грунтовых вод появляются часто соленые воды, а на участках развития солончаков — рассолы.
Важным климатическим параметром, влияющим на формирование химического состава природных вод, являются ветры. На морских побережьях в зависимости от направления и интенсивности ветра меняется химический состав атмосферных осадков, а следовательно, и поверхностных и грунтовых вод. Ветры могут уносить на сотни и даже тысячи километров морские соли, соляную пыль с солончаков и усыхающих соленых озер, вулканические дымы, дымы промышленных предприятий. В засушливых областях ветер может существенно изменять и соотношение главных ионов в природных водах. При полном усыхании соляных озер на поверхности образуется соляная корка, обогащенная хлоридами и сульфатами магния и сульфатами натрия, которая разрушается и выносится ветром. Оставшиеся в донных отложениях хлориды натрия в дождливые годы растворяются, но озерная вода содержит уже меньше «горьких» солей. Похожие процессы протекают и на поверхности солончаков, очищая залегающие под ними воды от хлоридов магния и сульфатов магния и натрия.
162
Следующим важным физико-географическим фактором является гидрография. Чем гуще речная сеть, тем интенсивней водообмен в верхних водоносных горизонтах; поэтому солей в грунтовых водах и питаемой ими реке становится меньше. Но глубоко врезанная речная сеть может вскрыть водоносные горизонты напорных вод с повышенной минерализацией — и ее роль может оказаться обратной: в реку начнет поступать вода повышенной минерализации. Так, в р. Шелонь, впадающей в оз. Ильмень, в результате разгрузки артезианских вод минерализация воды в межень может достигать 1 г/л, а гидрокарбонатный состав сменяться хлоридным.
Исключительно велика роль речной сети как транспортирующей воды, формирующиеся на увлажненных территориях или в горах, в степи и пустыни, где эти реки становятся главным, а иногда и единственным источником пресной воды. Вблизи таких рек часто формируются водоносные горизонты пресных грунтовых вод.
Существенно влияет на химический состав природных вод рельеф местности: чем рельеф пересеченней, тем интенсивней водообмен и меньше минерализация воды; чем выше абсолютные отметки местности, тем больше общая увлажненность и соответственно меньше минерализация воды. В областях с гумидиым климатом влияние рельефа ощущается на относительно больших территориях, значение имеют общие характеристики рельефа (расчлененность, абсолютные высоты). В областях с аридным климатом, когда на формирование химического состава природных вод решающее влияние оказывает испарение, отдельные формы рельефа, регулирующие соотношение скопления влаги и ее испарения, формируют своеобразную контролируемую рельефом гидрохимическую зональность (рис. 6.2). В небольших понижениях (так называемых степных блюдцах), площадь которых может не превышать сотен квадратных метров, а глубина — первых десятков сантиметров, скапливается снег и дождевая вода, формирующие своеобразные купола опресненных грунтовых вод, имеющие огромное значение при организации водоснабжения степных пастбищ и поселков. Если же эрозионные врезы достигают уровня грунтовых вод, минерализация выходящих на поверхность грунтовых вод увеличивается вследствие интенсивного испарения, а на дне оврагов часто образуются солончаки (рис. 6.2,6).
Геологические факторы. Трудно переоценить значение геологических условий в формировании химического состава природных вод. Химический состав воды любого источника, любой реки или озера в той или иной степени определяется геологическими условиями данной местности. Прежде всего химический состав природных вод предопределяется литологией горных пород. Об этом уже говорилось выше, при описании основных источников вещества, поступающего в природные воды.
61
163
Рис. 6.2. Гидрохимическая зональность грунтовых вод под степными блюдцами (падинами) (а) и сорами (б).
1—6—минерализация, г/л: 1 — <1, 2— 1—3, 3 — 3—10, 4—10—20, 5 — 20—50, 6 — >50, 7 — солончак; 8 — уровень грунтовых вод.
Рис. 6.3. Восходящие источники в районе Онежского грабена {9].
1 — нзолниин минерализации, г/л; 2 — архейский кристаллический фундамент; 3 — эффузнвы; 4 — восходящие источники; 5 — разломы; 6 — скважина.
Vkt — котлннские глины; Vgd — гдовские песчаники.
Влияние тектоники на химический состав природных вод может быть очень многообразным. Тектонические нарушения часто служат теми путями, по которым подземные воды могут подниматься на поверхность или же перетекать из одного водоносного горизонта в другой. В результате на поверхности образуются источники с водой, характерной для глубоких водоносных горизонтов. Так, на Русской платформе с разломными нарушениями связаны многие соленые источники (рис. 6.3); контролируются тектоникой углекислые источники, азотные термальные источники, радоновые источники. Роль тектонических нарушений может быть и иной: часто зоны разломов оказываются залеченными вторичным материалом — плотной брекчией, глиной, и тогда эти зоны задерживают поток подземных вод. Такие подземные «плотины» называют барражами. Роль тектоники в формировании химического состава подземных вод может быть и более трудно улавливаемой. Медленные поднятия и опускания территорий приводят
164
к перераспределению напоров, а следовательно, подземных вод и к формированию новой гидрогеохимической обстановки.
Существенна и роль магматизма в формировании химического состава природных вод. Непосредственно в зоне вулканических очагов в подземных и поверхностных водах растворяются летучие компоненты, выносимые из недр Земли. В жерлах вулканов образуются озера, представляющие собой кипящую смесь соляной и серной кислоты, концентрация которых иногда достигает 50— 60 г/л. Вокруг таких озер исчезает растительность, испарения с их поверхности опасны для животных. Такие вулканические озера-источники известны, например, в кратерах вулканов Эбеко, Менделеева, Головнина на Курильских островах. Но роль вулканизма в формировании химического состава природных вод значительно шире и не ограничивается непосредственно зоной вулканических очагов. В гл. 2 и 3 была показана огромная роль тектоносферы и содержащейся в ней воды в протекании всех геологических процессов в недрах нашей планеты. При выходе же на поверхность вулканические газы уносятся ветром на сотни и даже тысячи километров от вулканов; извержения вулканов на дне океана обогащают металлами океаническую воду и илы, способствуя формированию субмаринных рудопроявлений.
Физико-химические факторы. Здесь имеется в виду общая физико-химическая обстановка, характеризуемая прежде всего щелочно-кислотными и окислительно-восстановительными условиями, определяющими формы нахождения элементов в жидкой и твердой фазе. В обобщенном виде эти свойства характеризуются диаграммой в координатах pH—Eh, построенной А. Н. Павловым и В. Н. Шемякиным (рис. 6.4) на основе главных щелочно-кислотных и окислительно-восстановительных равновесий, свойственных природным гидрогеохимическим системам. Наклонные линии на этой диаграмме соответствуют следующим окислительно-восстановительным реакциям:
1)	граница устойчивости воды, выше и правее которой вода окисляется до кислорода
2Н2О=₽±О2 + 4Н+4-4е;	(6.27)
2)	граница, выше и правее которой возможно окисление воды до перекиси водорода
2Н2О Н2О2 + 2Н+ + 2е;	(6.28)
3)	граница, выше и правее которой сероводород окисляется до серной кислоты
H2S + 4H2O^SO4- + 10H+ + 8e;	(6.29)
HS- + 4H2O=FtSO^ + 9H+ + 8e;	(6.30)
165
Рис. 6.4. Классификация природных вод по кислотно-щелочной и окислительно-восстановительной обстановке [10].
1—9 — линии, соответствующие главным окислительно-восстановительным и щелочно-кислотным реакциям; 1—XIX — классы по окислительно-восстановительной и щел очно-кислотной обстановке.
4)	граница устойчивости воды, ниже и левее которой появляется свободный водород
1Нг^2Н+ + 2е.	(6.31)
Вертикальные линии диаграммы определяются констан
тами диссоциации главных природных кислот:
5)	равенство концентраций серной кислоты и первой ступени ее диссоциации
H2SO4=PtHSOr + H+; pH =1,9;
(6.32)
6)	левее исчезает гидрокарбонат-ион
НСОГ->0; pH =4,1;	(6.33)
7)	равенство концентрации иона водорода и гидроксил-иона, а также сероводорода и гидросульфид-иона
Н2О^Н+ + ОН-;1	(6.34)
H2S=PbHS- + H+, J Р ’’	(6.35)
8)	левее исчезает карбонат-ион
СО|~->-0; pH = 8,3;	(6.36)
9)	равенство концентраций гидрокарбонат- и карбонат-ионов
НСО3=₽*СО1~ + Н+; pH =10,3.	(6.37)
В соответствии с этими границами обстановку в полях II—VII можно назвать окислительной; VIII—XIII — нейтральной; XIV— XVIII — восстановительной. Воды в полях II, VIII, XIV — ультра-кислые; HI, IX, XV — кислые; IV, X, XVI—слабокислые; V, XI, XVII — слабощелочные; VI, XII, XVIII — щелочные; VII, XIII — ультращелочные; I, XIX — вода неустойчива.
Такая характеристика природной физико-химической обстановки носит самый общий характер. При анализе некоторых конкретных реакций оценка характера физико-химической обстановки может оказаться иной. Так, при окислении двухвалентного железа до трехвалентного Fe2+-^-Fe3++e нормальный потенциал реакции £о = 78О мВ, т. е. почти любая природная обстановка для трехвалентного железа является окислительной и только при очень вы
166
соких значениях окислительно-восстановительного потенциала в воде может появиться ион трехвалентного железа.
К физико-химическим факторам можно также отнести растворимость минералов. Хорошо растворимыми являются почти все хлоридные и сульфатные соли (рис. 6.5). Плохо растворимы карбонаты (за исключением соды и поташа) и силикаты. При анализе конкретных ситуаций растворимость того или иного минерала надо специально рассчитывать, поскольку она изменяется в зависимости от присутствия других минералов, температуры и давления. Для большинства карбонатов, силикатов, сульфидов растворению сопутствуют природные химические реакции, протекающие с участием углекислого газа, кислорода, органических соединений.
Физические факторы. Природные процессы протекают в широком интервале температур и давлений, регулирующих природные физико-химические и биологические равновесия.
Температура. Определяет структуру природных вод. Ее повышение способствует разрушению структурных связей, уменьшению вязкости и диэлектрической постоянной природных вод (см. гл. 2). От температуры зависит растворимость минералов. Так, растворимость мирабилита в интервале температур от 0 до 40 °C возрастает почти в семь раз, и именно эта его особенность в первую очередь предопределяет морфологию его залежей.
Растворимость газов с повышением температуры уменьшается (рис. 6.6). Наиболее ярко эта особенность проявляется в интервале температур от 0 до 50 °C.
Давление. В недрах Земли под действием веса горных Пород и тектонических напряжений развиваются давления, достигающие десятков и даже сотен мегапаскалей. Такие высокие давления приводят к перестройке структуры воды и изменению ее вязкости (см. гл. 2). Под действием высоких давлений происходит отжим поровых вод из глин, перетекание воды из одних водоносных горизонтов в другие. Влияние давления на химический состав подземных вод сказывается и на увеличении растворяющей способности воды. Для большинства минералов этот вопрос изучен слабо. Наибольшей известностью пользуются результаты опытов В. И. Манихина [18], показавшего, что с повышением давления до 200—300 МПа растворимость гипса может возрастать в 6—7 раз и ангидрита в 10—15 раз.
Время. Химический состав любых природных вод постепенно изменяется на протяжении всей геологической истории развития региона. Разная степень воздействия отдельных факторов во времени нарушает равновесие гидрогеохимических систем, способствуя постоянному протеканию физико-химических процессов и непрерывному развитию гидрогеохимических полей во времени. Цикличность такого развития может быть различной. Так, ночное снижение температуры в сульфатных озерах может приводить к насыщению воды сульфатом натрия и ночной садке мирабилита.
167
Рис. 6.5. Зависимость растворимости некоторых солей от температуры.
Рис. 6.6. Зависимость растворимости некоторых газов от температуры (при парциальном давлении 0,1 МПа).
I — азот; 2 — кислород; 3 — аргон; 4 — углекислый газ, I02; 5 — метай.
Годовая цикличность метеорологических показателей приводит к годовой цикличности состава речных и грунтовых вод: разбавлению в весенние паводки, осеннему повышению содержания сульфатов в результате смыва продуктов гумификации растений. Для крупных структур цикличность изменения химического состава подземных вод глубоких горизонтов, обусловленная тектоническим развитием региона, может измеряться многими тысячами и миллионами лет.
Биологические факторы. Появление жизни на Земле около 3,5 млрд, лет назад и последующая эволюция живой материи, приведшая к созданию кислородной атмосферы Земли, сыграли решающую роль в формировании химического состава природных вод и протекании многих геологических процессов на Земле. Выше было показано, что формирование химического состава основной массы пресных вод Земли связано с процессами разрушения карбонатных и силикатных пород под действием углекислого газа, основным источником которого являются продукты окисления отмирающего животного вещества. Поскольку и сами карбонатные породы в большинстве своем органогенные, а алюмосиликаты углерода не содержат, можно уверенно сказать, что большая часть углерода в гидрокарбонатном ионе пресных вод обязана существованию жизни на Земле, а воды эти являются биогенными по генезису химического состава. Только крупные ледники Антарктиды и Арктики не испытывают в составе замерзшей воды влияния жизни. Существованию жизни на Земле в значительной степени обязан и химический состав океанической воды: если анионный состав воды Мирового океана — результат дегазации мантии [3], то нейтрализация воды первичного кислого океана и 168
формирование современного катионного состава океанической воды — результат сноса продуктов углекислотного, т. е. прежде всего биогенного, разрушения горных пород.
Огромную роль в формировании химического состава природных вод играют бактерии. Их появление на нашей планете на самых ранних стадиях возникновения жизни сразу стало заметным фактором формирования состава пород и природных вод. Почти все окислительно-восстановительные процессы протекают при участии бактерий. Разложение и минерализация отмирающего органического вещества, окисление сульфидных минералов, восстановление сульфатов, нитрификация, денитрификация, окисление соединений железа — вот те наиболее распространенные гидрогео-химические процессы, которые протекают с участием бактерий. Выделим такой глобальный процесс, как сульфатрёдукция, протекающий вблизи поверхности Земли (иловые отложения дна озер и морей) и особенно интенсивно в глубоких недрах Земли при взаимодействии растворенных сульфатных солей и нефтяной органики. Исследованиями микробиологов доказано, что бактерии могут существовать в значительном интервале температур [13]. Нижнего предела, при котором бактерии остаются живыми, не выявлено, и при размораживании они приходят в активное состояние; верхний предел существования бактерий определяется температурой около 100 °C. Бактерии могут переносить любые реальные для этих температур давления, т. е. глубина их распространения достигает 3—4 км. Интересными исследованиями томских гидрогеологов обнаружено, что бактерии могут активно существовать в связанных водах глинистых пород, обусловливая интейсивное протекание в них физико-химических процессов. Биологический фактор является, таким образом, одним из важнейших регуляторов химического состава природных вод нашей планеты.
Техногенные факторы. Человеческая деятельность постепенно становится мощным фактором формирования химического состава природных вод. Гидротехническое строительство, гражданское и промышленное строительство, освоение месторождений полезных ископаемых, интенсификация сельского хозяйства, мелиоративные мероприятия, функционирование промышленных предприятий, интенсивная эксплуатация водоносных горизонтов, утилизация промышленных отходов на поверхности и в недрах Земли;— все это приводит к заметному смещению природных гидрогеохимических равновесий и изменениям в химическом составе природных вод. В одних случаях эти изменения не влекут за собой вредных для человека последствий, в других — изменение химического состава природных вод ухудшает их качество и воды становятся либо непригодными для использования, либо пригодными только после очистки.
Человеческая деятельность может приводить к изменению водного баланса, влекущему заметные изменения химического
169
состава воды. Так, интенсивная откачка подземных вод на морских побережьях значительно снижает уровень воды, часто ниже уровня моря, что приводит к подтягиванию соленой морской воды к водозаборам. Для некоторых стран, например Голландии, борьба с подтоком соленых вод к водозаборам становится одной из главных проблем при решении вопросов питьевого водоснабжения городов.
Нарушение водного баланса в подземной гидросфере в результате откачки воды для водоснабжения или же при осушении горных выработок может привести и к перераспределению водных масс различного химического состава между водоносными горизонтами — засолонению пресных подземных вод или же разубоживанию минеральных лечебных или промышленных вод. Изменяется водный баланс и в результате крупного гидротехнического и мелиоративного строительства.
Другим случаем человеческого воздействия на химический состав природных вод является попадание в природные воды вредных веществ. Такое воздействие может даже без существенного нарушения водного баланса привести к серьезным отрицательным последствиям. Так, при интенсивном использовании в сельском хозяйстве ядохимикатов в водоносные горизонты попадают пестициды, медь, свинец, мышьяк. При удобрении почв селитрами и ортофосфатами в воды вносятся соединения азота, фтор, цинк, свинец. Для густонаселенных европейских стран загрязнение природных вод нитратами стало бедствием, борьба с которым связана с большими техническими трудностями.
Столь же серьезные последствия связаны с работой промышленных предприятий. Отходы нефтеперерабатывающих, сланцеперерабатывающих предприятий при попадании в недра загрязняют водоносные горизонты нефтепродуктами, фенолами и другими органическими соединениями. Отходы сернокислотных цехов резко повышают кислотность природных вод, привносят цинк, медь, железо, свинец. На все вредные компоненты вводятся так называемые предельно допустимые концентрации, но даже если в современных условиях концентрации не достигли предельно допустимых, надо ясно представлять на будущее динамику возможных изменений химического состава и давать реальные прогнозы на годы и десятилетия вперед.
В современных условиях невозможно исключить влияние искусственных факторов на формирование химического состава природных вод. Поэтому при проектировании любого сооружения или предприятия нужно тщательно взвесить те гидрогеохимические последствия, которые могут возникнуть, когда сооружение или предприятие начнет функционировать, предусмотреть необходимые меры по охране природных вод. В отдельных случаях в результате тщательного анализа ситуации может быть принято решение о переносе предприятия на другое, менее опасное для
170
природных вод место. Нужно помнить, что легче не допустить загрязнения природных вод, чем потом тратить огромные средства на их очистку.
Основные процессы формирования химического состава природных вод. Механизм формирования химического состава природных вод осуществляется через процессы, протекающие при постоянном взаимодействии природных вод, горных пород, газов и живого вещества. Основные процессы, формирующие состав природных вод, переводят вещество в раствор, переносят его, часто на значительные расстояния, выводят из раствора, концентрируют или разбавляют растворы, осуществляют обмен веществом между жидкой и твердой фазами. Остановимся кратко на основных процессах.
Растворение. Растворением называют переход вещества из твердой фазы в жидкую, сопровождающийся разрушением кристаллической решетки минералов. Скорость процесса растворения зависит от поступления воды к поверхности минералов, интенсивности взаимодействия воды и минерала и отвода насыщенного раствора, который осуществляется в результате движения воды и диффузии. Процесс растворения характеризуется сложной кинетикой на границе твердой и жидкой фаз, определяемой агрегатным состоянием горных пород, их пористостью, трещиноватостью, скоростью движения воды. Наиболее ярко процессы растворения проявляются при формировании соляного и гипсового карста. Изучение этих разновидностей карстовых процессов показывает, что интенсивность процессов растворения контролируется современной и древней гидрографической сетью, тектоникой, литологией и морфологией прослоев нерастворимых пород (известняков, глин, алевролитов). Эти процессы влекут за собой образование на поверхности воронок, карстовых логов, котловин и других характерных форм рельефа.
Выщелачивание. Этот геологический термин означает вынос минералов из массива горных пород, сопровождающийся обычно химическими реакциями между растворенными в воде веществами и выщелачиваемыми минералами. Выщелачивание является частью более общего геологического процесса — выветривания. Наиболее активные растворенные в воде вещества, усиливающие протекание процессов выщелачивания, кислород и углекислый газ. Ярким Примером выщелачивающего действия обогащенных кислородом вод является окисление сульфидов.
Образующаяся при этих процессах серная кислота снижает pH среды и оказывает агрессивное действие на карбонатные породы:
СаСОз + SO4- + 2Н+ -> CaSO4 + СО4 + Н2О.	(6.38)
Поэтому всю совокупность происходящих процессов часто именуют сернокислотным выветриванием или сернокислотным выщелачиванием, наиболее интенсивно протекающим в зонах окисле
171
ния сульфидных месторождений и приводящим к образованию так называемых гипсовых шляп. Одновременно с процессами выщелачивания образование избытка сульфат-иона приводит к накоплению слаборастворимых сульфатных минералов — барита, целестина, англезита — и к образованию вторичных руд, обогащенных барием, цинком, свинцом.
Взаимодействие с карбонатными и силикатными породами вод, обогащенных углекислым газом, часто называют углекислотным выщелачиванием. Все карбонатные породы (кроме соды) плохо растворимы, и для перевода заметных их количеств в раствор необходим углекислый газ, переводящий карбонаты в растворимые бикарбонаты.
Выше было показано, что углекислого газа воздуха для протекания этих реакций недостаточно; главным источником углекислого газа являются продукты разложения живого вещества; в областях современного и молодого вулканизма эти процессы интенсифицируются поступающим с больших глубин метаморфогенным и вулканогенным углекислым газом.
Углекислый газ активно воздействует не только на карбонатные, но и на силикатные минералы. Наиболее ярко эти процессы проявляются при разрушении полевых шпатов. Первой стадией этих процессов является гидролиз, сопровождающийся образованием устойчивых вторичных минералов.
Повышающаяся щелочность воды нейтрализуется углекислым газом, поддерживающим неравновесность системы и длительное протекание процесса выщелачивания. Эти процессы приводят к тому, что при выщелачивании силикатных пород формируются гидрокарбонатные воды; катионный состав этих вод контролируется составом силикатных минералов.
Сорбция и ионный обмен. Под сорбцией подразумевают поглощение вещества твердой фазой. При этом поглощение поверхностью твердой фазы называют адсорбцией, а всем объемом — абсорбцией. Причиной этих процессов является электростатическое притяжение заряженными частицами вещества противоположно заряженных ионов. При химической сорбции эти процессы сопровождаются химическими реакциями, в результате которых на поверхности образуется новое вещество, затормаживающее дальнейшее протекание процесса. Физическая сорбция представляет собой обратимый процесс, сопровождающийся десорбцией вещества с поверхности. Наиболее интенсивно сорбционные процессы протекают в глинистых породах.
Разновидностью сорбционных процессов является ионный обмен (для природных систем обычно катионный), происходящий между сорбированными породой ионами и ионами солей, растворенных в природных водах. Интенсивность протекания ионного обмена лимитируется обменной емкостью пород, которая достигает максимальных значений (100—180 мг-экв./100 г) в монтмо
172
риллонитовых глинах. Наименьшей обменной емкостью (5— 20 мг-экв./ЮО г) обладают каолинитовые глины, а для гидрослю-дистых глин характерны промежуточные значения обменной емкости.
Диффузия. Диффузией называют процессы перераспределения вещества, вызванные тепловым движением молекул. В зависимости от движущей силы различают термодиффузию, бародиффузию и концентрационную диффузию, причем для природных вод главной является концентрационная диффузия, обусловливающая движение вещества под действием градиента концентраций, т. е. приводящая к выравниванию концентраций в относительно замкнутых системах. Основным уравнением, описывающим диффузионные процессы, является первый закон Фика [см. гл. 5, уравнение (5.24)].
Значение диффузионных процессов при формировании химического состава природных вод огромно. Они способствуют выравниванию химического состава подземных вод в глубоких водоносных горизонтах артезианских бассейнов и формированию вертикальной гидрогеохимической зональности. Изучение диффузионных процессов имеет большое значение при исследовании миграции загрязнений, формирования ореолов рассеяния металлов на рудных месторождениях и т. д.
ЗАДАНИЯ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ
1.	Как, по Вашему мнению, должен изменяться химический состав атмосферных осадков: а) в зависимости от климата, б) в зависимости от времени года, в) в зависимости от геологических условий района.
2.	Приведите примеры территорий, где, несмотря на влажный холодный климат, грунтовые воды могут быть солеными.
3.	Приведите пример территорий, где, несмотря на развитие гранитов и гнейсов, грунтовые воды могут быть солеными.
4.	Приведите примеры континентальных территорий, где возраст седимеито-генных вод исчисляется: а) годами, б) несколькими часами?
5.	В чем принципиальная разница в гидрогеохимии хлора, брома, иода и фтора?
6.	В чем главное сходство и отличия в гидрогеохимии: а) хлора и натрия, б) кальция и магния?
7.	Чем определяются особенности гидрогеохимии галоидов?
8.	Почему в подземных водах натрия обычно больше, чем калия?
9.	Почему природные воды в большинстве случаев почти не содержат железа?
10.	Почему в гидрогеохимии часто используются коэффициенты, в которых участвует хлор и аргон?
11.	В чем главная разница в формировании углекислых термальных вод и азотных термальных вод?
12.	Какие еще физико-географические факторы, кроме перечисленных, влияют на формирование химического состава природных вод? В чем это может проявляться?
13.	Приведите примеры, когда климат не влияет на формирование химического состава природных вод.
173
14.	Можно ли при классификации природных вод по характеру окислительно-восстановительной и щелочно-кислотной обстановки принять другие градации pH и Eh? Попытайтесь это сделать.
15.	Попробуйте перечислить гидрогеологические факторы формирования химического состава природных вод.
16.	Добавьте к перечисленным еще три группы процессов, влияющих на формирование химического состава природных вод.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Барабанов В. Ф. Геохимия. Л., Недра, 1985. 423 с.
2.	Будыко М. И. Глобальная экология. М., Мысль, 1977. 328 с.
3.	Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., Наука, 1967. 215 с.
4.	Гавич И. К-, Лучшева А. А., Семенова-Ерофеева С. М. Сборник задач по общей гидрогеологии. 2-е изд. М., Недра, 1985. 412 с.
5.	Дроздова В. М., Петренчук О. П., Селезнева Е. С., Свистов П. Ф. Химический состав атмосферных осадков на европейской территории СССР. Л., Гидро-метеоиздат, 1964. 209 с.
6.	Зайцев И. К., Толстихин Н. И. Закономерности распространения и формирования подземных минеральных вод. М., Недра, 1972. 280 с.
7.	Зверев В. П. Роль подземных вод в миграции химических элементов. М., Наука, 1982. 186 с.
8.	Кононов В. И. Геохимия термальных вод областей современного вулканизма. М., Наука, 1983. 200 с.
9.	Коротков А. И. Гидрогеохимический анализ при региональных геологических и гидрогеологических исследованиях. Л., Недра, 1983. 231 с.
10.	Коротков А. И., Павлов А. Н. Гидрохимический метод в геологии и гидрогеологии. Л., Недра, 1972. 184 с.
И. Крайнов С. Р. Геохимия редких элементов в подземных водах. М., Недра, 1973. 295 с.
12.	Крайнов С. Р., Швец В. М. Основы геохимии подземных вод. М., Недра, 1980. 283 с.
13.	Крамаренко Л. Е. Геохимическое и поисковое значение микроорганизмов подземных вод. М., Недра, 1983. 182 с.
14.	Основы гидрогеологии. Гидрогеохимия/Под ред. С- Л. Шварцева. Новосибирск, Наука, 1982. 286 с.
15.	Овчинников А. М. Гидрогеохимия. М., Недра, 1970. 200 с.
16.	Пиннекер Е. В. Проблемы региональной гидрогеологии. М., Наука, 1977. 196 с.
17.	Питьева К- Е., Брусиловский С. А. и др. Практикум по гидрогеохимии. М., Изд-во МГУ. 1984. 254 с.
18.	Посохов Е. В. Общая гидрогеохимия. Л., Недра, 1975. 208 с.
19.	Природные газы осадочной толщи. Ред. В. П. Якуцеии. Л., Недра, 1976. 344 с.
20.	Самарина В. С. Гидрогеохимия. Л., Изд-во ЛГУ, 1977. 360 с.
21.	Сауков А. А. Геохимия. М., Наука, 1966. 488 с.
22.	Соколов В. А. Геохимия газов земной коры и атмосферы. Л., Недра, 1966. 301 с.
23.	Справочное руководство гидрогеолога. Т. 1. Л., Недра, 1979. 212 с.
24.	Шварцев С. Л. Гидрогеохимия зоны гипергеиеза. М., Недра, 1978. 287 с.
25.	Швец В. М. Органические вещества подземных вод. М., Недра, 1973. 191 с.
Глава 7
ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ФОРМЫ
СУЩЕСТВОВАНИЯ СИСТЕМЫ
ВОДА — ПОРОДА
7.1.	ПОНЯТИЕ О ВОДОУПОРАХ И КОЛЛЕКТОРАХ
Все известные нам горные породы по своему отношению к воде могут быть условно разделены на две группы: водоупоры и коллекторы. Водоупоры отвечают условию водонепроницаемости и способны лишь удерживать воду, но не отдавать ее; коллекторы, наоборот, легко пропускают через себя воду, но при открытых внешних границах (в образце, в крупном блоке, в геологической структуре) не способны ее удержать.
Условность этих определений очевидна, так как, во-первых, при определенных условиях водоупоры могут довольно хорошо пропускать воду (например, глинистые толщи при высоких температурах) или коллекторы становятся водоупорами (например, замерзнувшие водоносные пески); во-вторых, любой водоупор в какой-то мере пропускает воду, как и любой коллектор способен удерживать какое-то количество воды; и, в-третьих, коллектор может не содержать воды потому, что он оказался сдрениро-ванным, или осушенным, или вода была в нем ограниченное время, как это наблюдается в зоне аэрации в период инфильтрации атмосферных осадков. Таким образом, приведенные выше понятия имеют классификационный характер и представляют некие модели, отражающие приближенно природную обстановку. Кроме того, в литературе довольно часто встречаются такие определения, как «надежный» или «слабый» водоупор, «хороший» или «плохой» коллектор. Это говорит о существовании определенных количественных критериев оценки водоносности и водопроводимо-сти пород.
В какой-то мере такие характеристики давались при описании фильтрационных свойств пород (гл. 5). Количественным критерием для оценки степени водопроницаемости пород является коэффициент фильтрации. По этому показателю можно составить
следующий ряд:		
Классы пород	Индекс	Коэффициент
	подкласса	фильтрации, м/сут
Водопроницаемые	В1	>10»
	В2	10—10»
	В,	1—10
Слабоводопроиицаемые	В4	0,1—1
	В6	0,01—0,1
175
Слабоводоупорные
Водоупорные
Продолжение
В«	0,001—0,01
В7	0,0001—0,001
В,	<0,0001
Критерием возможностей пород принимать и отдавать воду служит коэффициент водоотдачи. По этому показателю породы можно разделить на такие классы:
Классы пород
Хорошо отдающие воду
Слабо отдающие воду Плохо отдающие воду
Практически ие отдающие воду
Индекс подкласса
о, О6
О,
Коэффициент водоотдачи
>0,3 0,2—0,3
0,1—0,2
0,03—0,1 0,005—0,03
<0,005
Показатели водопроницаемости и водоотдачи обычно тесно связаны между собой. Чем лучше водопроницаемость, тем больше водоотдача. И наоборот. Такие соотношения наблюдаются в верхней части гидрогеологического разреза. В условиях значительного роста температур и давлений эта связь может нарушаться, поскольку фильтрационные и емкостные свойства пород по-разному реагируют на изменение термодинамической обстановки.
Несмотря на сделанные оговорки, полезно показать подходы для использования количественных критериев с целью выделения коллекторов и водоупоров.
Сочетание подклассов:
Классы коллекторов н водоупоров	по водопроницаемости	по водоотдаче
Хороший коллектор	Bi, в2	О), О2
Средний коллектор	Вз	о3
Слабый коллектор	в4, В6	О4
Слабый водоупор	в«, в,	о5
Хороший водоупор	В8	Ов
Следует сразу отметить, что приведенные классы коллекторов и водоупоров отвечают своим названиям при их определенной выдержанности в разрезе и плане, при соответствии их размеров масштабу исследований. Распространение некоторых водоупоров или коллекторов имеет региональный характер. Например, майкопские глины в Предкавказье, чеганские глины в Приаралье. То же самое можно сказать о таких коллекторах, как альб-сеноман-ские пески на юге Восточно-Европейской платформы или известняки верхнего мела в Предкавказье. В этих случаях выделение коллекторов и водоупоров не представляет каких-либо затруднений.
176
Вместе с тем коллекторы и водоупоры часто занимают небольшие площади, являются невыдержанными по площади и разрезу. В этих случаях для оценки роли водоупоров или, другими словами, степени взаимосвязи разобщенности коллекторов, разделенных водоупором, используются данные о положении статических уровней подземных вод в коллекторах, расположенных выше и ниже водоупора, о влиянии откачки подземных вод из одного коллектора на уровень подземных вод в другом, о проникновении каких-либо характерных компонентов (например, хлор-иона или загрязнителя) из одного коллектора в другой. Могут применяться и другие методы оценки (температурные, изотопные и др.).
Нередко наблюдаются случаи, когда в гидрогеологическом разрезе переслаивание водоупоров и коллекторов носит сложный характер. В этих случаях выделение самостоятельных водоупоров и коллекторов затруднительно. Поэтому тогда говорят о преимущественно водоносной или водоупорной толще.
Изучением соподчиненности таксономических единиц в гидрогеологическом разрезе занимается специальное направление в гидрогеологии, которое называется гидрогеологической стратификацией.
7.2.	ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ СТРАТИФИКАЦИЯ
Разработкой гидрогеологической стратификации занимались многие гидрогеологи. В последние 20—30 лет этим вопросам посвящены работы А. С. Рябченкова, М. Е. Альтовского, Н. И. Толстихина, И. К. Зайцева, Н. А. Маринова, Н. М. Фролова [11] и других. Используя принципы гидрогеологической стратификации анализируется система вода—порода. Существует несколько подходов к такому анализу. Важно при этом правильно выбрать наиболее существенные признаки для гидрогеологической стратификации изучаемых объектов, наметить их иерархическую связь на основе заданных критериев.
К таким главным признакам относятся способность пород принимать, пропускать и отдавать воду, т. е. их коллекторские или водоупорные свойства, а также гидродинамическая общность объектов, положение границ и размеры рассматриваемых геологических тел. Кроме этих основных признаков могут использоваться также и дополнительные гидрогеологические критерии распознавания гидрогеологических объектов. К ним относятся, например, вещественный состав, происхождение и возраст пород, свойства и состав подземных вод и др. Дополнительные признаки, как сказано выше, лишь уточняют некоторые особенности объектов, но не классифицируют их.
Основными единицами гидрогеологической стратификации по мере укрупнения изучаемых гидрогеологических объектов являются: слой, горизонт, комплекс. В соответствии с классами кол
177
лекторов и водоупоров эти объекты могут быть в разной степени водоносными (хорошо, средне, слабо) и водоупорными (слабо, хорошо). Кроме того, могут быть встречены водопроницаемые породы, не содержащие гравитационных вод (неводонасыщенные породы), которые также могут образовывать слой, горизонт, комплекс.
Исходя из сказанного, можно дать некоторые определения.
Водоносный слой — это слой пород (чаще всего одновозраст-ный), характеризующийся однородностью литолого-фациального состава, выдержанностью по мощности и по распространению, сравнительной однородностью фильтрационных и емкостных свойств. Тесная гидравлическая связь внутри пласта обеспечивает образование общей поверхности подземных вод.
Водоносный горизонт — это один или несколько водоносных слоев, залегающих между водоупорами или между зоной аэрации и водоупором и характеризующихся общностью условий формирования, движения и разгрузки подземных вод. Водоносный горизонт обладает гидродинамической самостоятельностью, которая проявляется в тесной взаимосвязи гидростатического или геоста-тического напора во всех слоях. Слабоводопроницаемые и водоупорные породы имеют в водоносном горизонте подчиненное значение. Породы, слагающие водоносный горизонт, могут иметь различный литолого-фациальный состав и обладать изменчивостью фильтрационных и емкостных свойств.
Водоносный комплекс — это несколько водоносных горизонтов, разделенных слабопроницаемыми или водоупорными породами и обладающих общностью условий формирования ресурсов и состава подземных вод. Хотя каждый из входящих в водоносный комплекс водоносных горизонтов обладает гидродинамической самостоятельностью, они между собой гидравлически связаны. Эта связь проявляется как в перетекании подземных вод из одного горизонта в другой, так и в общности условий питания, движения и разгрузки подземных вод.
Слабоводоносный слой (горизонт) сложен породами с низкими фильтрационными и емкостными свойствами, залегающими между водоупорами или между зоной аэрации и водоупором. Слабоводоносные породы заметно замедляют конвективный тепло- и массо-обмен. Слабоводоупорный (относительно) слой (горизонт) сложен породами с плохими фильтрационными и емкостными свойствами. Он затрудняет конвективный тепло- и массообмен, гидравлическую связь между водоносными слоями (горизонтами), но не исключает полностью возможность перетекания подземных вод через него.
Водоупорный комплекс — это переслаивание нескольких водоупорных горизонтов с водоносными слоями (горизонтами) небольшой мощности. Водоупорный комплекс обычно представляет собой региональный водоупор, изолирующий друг от друга выше- и
178
нижележащие водоносные горизонты (комплексы). Водоносные слои (горизонты), принадлежащие водоупорному комплексу, имеют общие условия формирования внутрипластовых давлений, гидродинамического, гидрохимического и температурного режима.
Водопроницаемый слой, но не водоносный (горизонт, комплекс) сложен водопроницаемыми породами, в которых гравитационная вода в основном отсутствует. Гравитационная вода могла насыщать породы раньше, до того как водоносный горизонт оказался осушенным. Вода может находиться в таких слоях (горизонтах, комплексах) временно, например во время инфильтрации атмосферных вод. Она может частично заполнять рассматриваемые слои при подъеме подземных вод, залегающих ниже водоносных горизонтов.
Рассмотрим два примера, иллюстрирующие подходы к выбору критериев для выделения водоносных горизонтов и комплексов. Обратимся к рис. 7.1. На нем зона А связана с песками, которые являются коллектором (по р, и /<), но их влажность W меньше — полной влагоемкости, т;. е. эта зона не насыщена водой. Попросту говоря, в ней нет гравитационной воды, а потому, будучи коллектором, она не может быть названа водоносным горизонтом. Эта зона называется зоной аэрации. Ниже нее находится зона насыщения, в породах которой влажность W=Wn- Однако в пределах рассматриваемого разреза в зоне насыщения выделяется три литологически разных слоя — пески, глины и трещиноватые известняки, существенно отличающиеся по ц и К. По этим показателям пески и известняки могут быть названы коллекторами и, поскольку они насыщены водой, области их распространения могут быть названы водоносными горизонтами. Разделяющие же их глины — это водоупорный горизонт. По несовпадению уровня подземных вод в песках (УПВ) и пьезометрической поверхности горизонта известняков (ПП-3) можно утверждать, что водоносные горизонты 1 и 3 гидравлически не связаны или их связь чрезвычайно затруднена. Структура пространства движения воды в этих горизонтах также существенно различна: в первом оно пористое, во втором — преимущественно трещиноватое. Можно ожидать, что воды этих горизонтов заметно различаются и по своему химическому составу (в известняках они более жесткие), а возможно, и по температуре (скажем, суточных ее изменений). Все это позволяет с уверенностью говорить о наличии двух водоносных горизонтов и разделяющего их водоупора на участке исследования.
Теперь представьте себе, что слой 3 сложен не известняками, а песками, как и слой 1, поверхности ПП-3 и УПВ совпадают или отличаются незначительно, а химический состав вод в слоях 1 пЗ очень близок, так же как и температура. Тогда у нас нет четких оснований считать слои 1 и 3 разными водоносными горизонтами и водоупор 2 уже можно рассматривать как внутренний водоупор
179
Рис. 7.1. К понятию водоносного горизонта.
1 — уровень подземных вод; 2 — пьезометрическая поверхность водоносного горизонта слоя 3.
Л — зона аэрации; Б — зона насыщения. /—3 — (цифры на рисунке): 1 — водоносный горизонт со свободной поверхностью в песках), 2 — водоупорный горизонт (слой глнн), 3 — водоносный горизонт с напорными водами (в трещиноватых известняках).
Рис. 7.2. К понятию водоносного горизонта.
Q— четвертичные глнны; Djst — старооскольские пески н песчаники; Dgnr — нвров-ский горизонт переслаивающихся глнн, мергелей, тонкослоистых песчаников, известняков; 01 — известняки нижнего ордовика.
одного водоносного горизонта. Возможно, что это — линза внутри слоя, хотя в пределах рассматриваемого разреза этого не видно. В связи с последним обстоятельством можно говорить и о двух водоносных горизонтах с близкими свойствами и объединить их в один водоносный комплекс вместе с разделяющим их водоупором, что вполне допустимо. Окончательный выбор из этих двух вариантов можно будет сделать при более широком площадном исследовании данного разреза, но далеко не всегда.
Еще один пример дан на рис. 7.2. К подрисуночной подписи добавим, что все дочетвертичные отложения находятся в зоне насыщения. Из литологической характеристики этих отложений видно, что все они, кроме прослоев глин в наровском горизонте, могут быть отнесены к коллекторам. Горизонты по характеристикам поля фильтрации, химическому составу воды хорошо индивидуализированы и в специальной литературе рассматриваются как самостоятельные водоносные горизонты на северо-западе Русской плиты. Однако наиболее водообильными из них являются только ордовикский горизонт и старооскольский горизонт среднего девона, которые интенсивно эксплуатируются. Для отдельных участков наровский горизонт может рассматриваться как водоупор.
Чаще всего наблюдается корреляция между гидрогеологическими и литолого-стратиграфическими подразделениями. Для осадочных толщ платформенных областей водоносный горизонт может соответствовать стратиграфическому горизонту или его части.
180
I
Кроме того, выделяются водоносные свиты и водоносные серии, которые также должны занимать определенное стратиграфическое положение (ярус, отдел, система). Такой подход не всегда удается выдержать, хотя определенные связи между литолого-стратиграфическим и гидрогеологическим расчленением разреза, как правило, существуют.
Наряду с основными гидрогеологическими таксонами (слой, горизонт, комплекс) могут выделяться и более мелкие, например линзы, или более крупные, например ярусы, этажи. Такое расчленение определяется масштабом исследований, уровнем детализации или, .наоборот, схематизации гидрогеологического разреза. Сочетание в плане водоносных и водоупорных пород заставляет в ряде случаев выделять локально водоносный горизонт или спорадически обводненный водоносный комплекс.
Все сказанное показывает, что у исследователя имеется большой выбор гидрогеологических моделей, среди которых он всегда может найти такую, которая в большей степени соответствует природной обстановке и решению поставленных задач. Важно еще отметить, что рассмотренные таксоны применимы для расчленения разреза осадочных пород платформенных областей, характеризующихся выдержанностью строения.
Иное положение наблюдается в горноскладчатых областях, имеющих сложное структурно-тектоническое строение и сложенных преимущественно изверженными и метаморфическими породами. В этих районах одна и та же группа пород может выполнять роль водовмещающих и водоупорных. Например, массив гранитов в зоне выветривания часто хорошо обводнен, но с глубиной водоносность пород заметно падает. Поэтому зона выветривания соответствует зоне водоносных пород, а породы, залегающие глубже нее, образуют слабоводоносную и локально даже водоупорную зону. В массиве гранитов, как и в других породах складчатых областей, широко распространены тектонические нарушения, многие из которых хорошо обводнены, образуют водоносные зоны, прослеживающиеся на значительные глубины. Таким образом, водоносность пород в горноскладчатых областях имеет более сложный характер, часто приурочена к линейно вытянутым зонам, которые по своему таксономическому положению соответствуют водоносным горизонтам. Наряду с водоносными зонами, локально и регионально выдержанными, в этих областях для расчленения гидрогеологического разреза используются также такие таксоны, как водоносные (водоупорные) комплексы и формации.
Как видно из сказанного, в осадочных породах и в породах метаморфических и изверженных наблюдается разный характер водоносности. В осадочных породах он имеет пластовый характер, что определяется обычно спокойным их залеганием, выдержанностью по площади коллекторов и водоупоров. В метаморфических и изверженных породах стратиграфический принцип рас
181
членения гидрогеологического разреза, как правило, неприменим, поскольку распространение подземных вод в них подчиняется распределению локальной и региональной тектонической трещиноватости, а также трещиноватости выветривания. Такого рода трещиноватость обычно не подчиняется возрастным границам, часто их пересекает. Схему соподчиненности основных элементов гидрогеологической стратификации можно представить следующим образом.
Тип пород
Осадочные
Метаморфические и изверженные
Коллекторы и водоупоры
Слой -> горизонт -► комплекс
Локальная зона -► региональная зона -► комплекс -► формация
Теперь рассмотрим, где и как могут быть использованы материалы гидрогеологической стратификации. Во-первых, изучение пространственного распространения гидрогеологических таксонов позволяет изучать гидрогеологические процессы и закономерности. Во-вторых, на основе гидрогеологических таксонов составляется легенда гидрогеологических карт и тем самым дается научное обоснование гидрогеологического картографирования. В-третьих, схематизация гидрогеологических условий на основе гидрогеологической стратификации является основой для создания и изучения моделей гидродинамических, гидрохимических, температурных и других полей. В-четвертых, на основе материалов гидрогеологической таксономии проводится гидрогеологическое районирование изучаемых территорий, выделение районов, различающихся по гидрогеологической обстановке. Об этом будет идти речь дальше.
Реализация основных положений гидрогеологической стратификации хорошо показана в учебном пособии И. К. Гавич и др. [1]. Пока же после знакомства с общими положениями о гидрогеологической стратификации можно дать определения трех основных по характеру их залегания в горных породах типов подземных вод, с которыми мы будем постоянно встречаться при прохождении этого и последующих курсов гидрогеологического цикла (рис. 7.3). Более подробное раскрытие этих понятий дается в гл. 8. Здесь все мы знакомимся с ними предварительно для понимания материала, излагаемого далее в гл. 7.
Верховодкой называют небольшие скопления подземных вод в зоне аэрации, залегающие на относительно водоупорных породах. Верховодка может формироваться как в четвертичных, так и в коренных породах. Водоупорами для нее могут служить линзы или прослои глинистых пород, погребенные почвы, участки со слабо развитой трещиноватостью среди трещиноватых пород, линзы мерзлых пород, слабопроницаемый «культурный слой» на
182
Рис. 7.3. Схема залегания некоторых типов подземных вод.
1—3 — породы: / — водопроницаемые, но не водоносные, 2 — водоносные, 3 — водоупорные; 4 — уровень верховодки;
5 — уровень грунтовых вод.
! — зона аэрации, // — зона насыщения. /—3 — (цифры в кружках): / — верховодка, 2 — грунтовые воды, 3 — артезианские (напорные) воды.
территории городов. Для верховодки характерен неустойчивый гидродинамический и гидрохимический режим. В сухие периоды года или в сухие годы верховодка часто пересыхает. Мощность горизонта верховодки обычно не превышает 1—3 м. Несмотря на небольшие запасы подзем-
ных вод, горизонт верхо-	...
водки широко используется	1	У/// 3 * 4 rv .1
для водоснабжения инди-
видуальных хозяйств. Каптирующие верховодку колодцы часто за день вычерпываются, а ночью постепенно вновь наполняются.
Определение грунтовых вод впервые было дано известным русским геологом С. Н. Никитиным (1900 г.), назвавшим так воды первого от поверхности водоносного горизонта, залегающие на ближайшем к поверхности выдержанном водоупоре. Водовмещающими для горизонта грунтовых вод могут являться как четвертичные, так и коренные породы, а водоупором служит пласт водонепроницаемых пород (чаще всего глин). При формировании горизонта грунтовых вод в трещиноватых породах водоупором являются те же породы, что и водовмещающие, но на глубинах, где трещиноватость заметно затухает (обычно ниже зоны выветривания). Режим грунтовых вод в значительной степени зависит от метеорологических, геологических и геоморфологических условий территорий и существенно изменяется по временам года. Поскольку в кровле водоносных горизонтов грунтовых вод обычно отсутствует водоупор, поверхность уровня грунтовых вод, которую часто называют зеркалом грунтовых вод, свободная, ненапорная. Напор может появляться лишь на отдельных локальных участках. Мощность горизонтов грунтовых вод обычно не превышает 10—15 м, но для некоторых районов может достигать нескольких десятков метров. Грунтовые воды широко используются для водоснабжения; их достоинством является близкое залегание к поверхности, недостатком — доступность загрязнению.
183
Артезианскими * называют подземные воды водоносных горизонтов, залегающих между водоупорными пластами. Артезианские воды формируются в структурах осадочных пород. Один из главных их признаков —г наличие избыточного напора над кровлей водоносного горизонта, который может достигать десятков и сотен метров (а иногда и нескольких километров). Глубина залегания артезианских вод изменяется от десятков метров до нескольких километров. Артезианские воды могут иметь различную минерализацию, химический состав и температуру и широко используются для питьевого водоснабжения, лечебных целей, извлечения промышленно ценных компонентов, как источник тепловой энергии.
7.3.	ПОНЯТИЕ ОБ ОБЛАСТЯХ ПИТАНИЯ, ДВИЖЕНИЯ И РАЗГРУЗКИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Питание подземных вод происходит в основном за счет атмосферной влаги и поверхностных вод Различают внешнюю и внутреннюю области питания. Внешняя область находится за пределами границ распространения изучаемого водоносного горизонта. Скапливающиеся там воды поверхностным или подземным путем поступают на рассматриваемую территорию и частично, а иногда полностью проникают в водоносный горизонт. Поглощение поверхностных вод происходит под руслом реки, если уровень подземных вод располагается глубже него, а подрусловые отложения являются водопроницаемыми.
Перетекание подземных вод из внешней области питания во внутреннюю может быть открытым (на участках выхода горизонтов на поверхность) и закрытым (на участках перекрытия контактирующих горизонтов водопроницаемыми или водоупорными породами). Сам характер перетекания может быть в плане очаговым (источник, тектоническая зона), линейным (по контуру контакта река—горизонт), площадным (на участке взаимодействия водоносных горизонтов между собой)
Внутренняя область питания водоносных горизонтов расположена в пределах их выхода на поверхность. Во внутренней области питания следует выделять области, зоны и очаги поглощения, где происходят непосредственная инфильтрация и инфлюа-ция атмосферных и поверхностных вод. В большинстве районов отмечается площадной характер поглощения атмосферных вод, которое заметно усиливается на участках карстования пород и открытых тектонических нарушений. Поглощение поверхностных вод носит линейный характер и чаще всего связано с подъемом
* По названию провинции Артуа во Франции, где в 1126 г была вскрыта колодцем самоизливающаяся вода, длительное время считавшаяся чудом
184
воды в реках, озерах, морях, ведущим к повышению уровня подземных вод и сопровождающимся образованием зоны подпора (интрузий морских вод). Эта зона прослеживается от контура поглощения на расстояние нескольких сотен метров, иногда первых километров.
Область поглощения атмосферных вод занимает обычно наиболее высокое гипсометрическое положение и является областью создания напора инфильтрационного происхождения. От нее движение подземных вод направлено в область разгрузки, от повышенных участков рельефа к пониженным. Движение охватывает весь объем воды в водоносных отложениях до кровли регионального водоупора. Глубина ее залегания обычно не превышает 300—400 м, но в отдельных структурах возрастает до нескольких километров. Скорость движения с глубиной быстро падает. Особенно резко она уменьшается при появлении водоупорных слоев — глинистых, глинисто-карбонатных и других. В области питания распространены грунтовые воды. При их погружении под водоупорные слои образуются напорные артезианские воды. В тех случаях, когда уровень напорных вод устанавливается выше поверхности земли, скважины могут фонтанировать.
Питание водоносных горизонтов происходит не только за счет атмосферных и поверхностных вод, но и в результате перелива подземных вод из других горизонтов. Широко проявляется перелив грунтовых вод в артезианские (в областях питания), артезианских вод в грунтовые (в областях разгрузки), а также перелив из одного горизонта в другой на участках «гидрогеологических окон». Область разгрузки характеризуется выходами водоносных пород с минимальными гипсометрическими и пьезометрическими отметками. Разгрузка подземных вод может быть открытсй 11 виде источников — выходов подземных вод на поверхность — и скрытой— при стоке в реки,’ испарении с поверхности грунтовых вод, переливе в другой водоносный горизонт. В зависимости от геологических условий и характера вскрытия водоносного горизонта эрозионной сетью разгрузка может быть сосредоточенной и рассеянной. В верхней части гидрогеологического разреза, располагающейся выше первого от поверхности регионального водоупора, распределение давления в водоносных пластах контролируется преимущественно гравитационными факторами (различие отметок области питания и разгрузки). Поэтому для верхнего гидрогеологического этажа, где ведущим является инфильтрационный водообмен, можно представить различные схемы движения подземных вод, контролируемые геологическим строением, рельефом, гидрографической сетью территорий (рис. 7.4—7.7). Следует отметить лишь, что с глубиной траектория движения подземных вод отклоняется от положения кровли водоносного горизонта и движе-жеиие становится все больше нисходяще-восходящим. С различными примерами выделения областей питания и разгрузки под-
185
Рис. 7.4. К понятиям области питания, движения и разгрузки подземных вод. / — глнны; 2 —пески; 3 — свободный уровень подземных вод; 4 — пьезометрическая поверхность водоносного комплекса.
Р—N—водоупорный комплекс; К — водоносный комплекс; J — водоупорный комплекс; Яь Hi — средние высотные отметки уровня подземных вод мелового комплекса в областях его выхода на поверхность; А— область питания; В — область движения (напора); С—область разгрузки подземных вод мелового комплекса.
Стрелки — направление движения подземных вод в меловом комплексе.
Рис. 7.6. Схема внутрипластовой области разгрузки и изменение напора Н (х) по разрезу водоносного комплекса.
I, III — водоупорные комплексы: I — верхний, III — нижний; II — водоносный комплекс, вскрытый скважинами.
А — области питания; В+С — область напора и разгрузки.
Стрелки — направление движения воды.
Рис. 7.5. Схема внутрипластовой области питании и изменение иапора Н(х) по разрезу водоносного комплекса.
Л Ш — водоупорные комплексы: I — верхний, III — нижний; 11 — водоносный комплекс, вскрытый скважвиамн.
А+В — область питания и напора; С — области разгрузки.
Стрелки — направление движения воды.
земных вод инфильтрационного генезиса можно познакомиться в учебном пособии [1].
Ниже регионального водоупора распределение давления в водоносных пластах определяется преимущественно компрессионными факторами (уменьшение порового и трещинного простран-
186
Рис. 7.7. Схема взаимодействия двух водоносных горизонтов в междуречном массиве (пример сложного сочетания областей питания, движения и разгрузки). I — уровень подземных вод верхнего водоносного горизонта; 2 — пьезометрическая поверх* ность нижнего водоносного горизонта; 3 — относительный водоупор.
Кд II, III"* коэффициенты фильтрации горизонтов I, II, 111	К-ц/ЖцУ» СА + Р)/“"*
область питания и движения подземных вод верхнего горизонта (питание метеогеииыми водами); Ci — область разгрузки подземных вод верхнего горизонта н перетекания иа водоразделе в горизонт Ilf, разгрузка в реку в долине; (В+А)щ —область напора и питания нижнего водоносного горизонта (питание водами из горизонта I в результате перетекания через слой //);	jj— области напора и разгрузки подземныхвод нижнего горизонта
(разгрузка в результате перетекания через слой //).
ства, геодинамические процессы, рост температуры и др.). Все это является отражением процессов литогенеза — уплотнения и геохимического преобразования пород при увеличении температуры и геостатического давления с глубиной. В нижнем гидрогеологическом этаже ведущим является литогенный водообмен и области питания и разгрузки часто не выделяются. Для нижнего этажа можно выделять зоны, генерирующие компрессионный режим, очаги перетекания подземных вод (как из верхних горизонтов в нижние, так и из нижних в верхние), очаги разгрузки подземных вод глубоких горизонтов (всегда контролируемые тектоникой).
7.4.	ПОДЗЕМНЫЙ СТОК И МЕТОДЫ ЕГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ
Как указывалось в гл. 3, движение подземных вод от области питания к области разгрузки завершается подземным стоком в реки, озера, моря и другие поверхностные водоемы и водотоки. Различают неглубокий (грунтовый) и глубокий (артезианский) виды подземного стока.
Неглубокий подземный сток формируется выше местного базиса эрозии (уреза рек, озер и других водоемов) и характеризу
ет
ется относительно небольшими размерами водосборной площади, контуры которой обычно совпадают с водосбором поверхностных вод или близки к нему. Питание подземных вод в пределах водосборного бассейна происходит главным образом за счет атмосферных осадков. Скорость движения подземных вод относительно велика, а их возраст обычно не превышает первые десятки лет. Неглубокий подземный сток составляет основную часть в балансе подземного питания рек. Поэтому, когда говорят о подземном питании рек, имеют в виду прежде всего неглубокий подземный сток.
Вместе с тем подземная разгрузка в реки, озера и другие водоемы может происходить из водоносных горизонтов, залегающих ниже местного базиса эрозии. Такая разгрузка происходит в региональных дренах — долинах крупных рек с наиболее глубоким эрозионным врезом — или непосредственно в море. В этом случае в подземном питании рек участвуют воды не только ин-фильтрогенные, но и седиментогенные, а на некоторых участках возможно и метаморфогенные (рифтовые зоны), и магматогенные (действующие вулканы). Области распространения этих вод весьма обширны, а разгрузка, по существу, проявляется точечно — в виде восходящих источников, субаквальных (подводных) струй. Наглядно это явление фиксируется на Сибирской платформе, где в долинах рек наблюдаются многочисленные восходящие источники соленых вод и рассолов. Они пробиваются по таликам через мощную толщу многолетней мерзлоты, используя пути, образованные тектоническими разломами. Эти воды многие миллионы лет были законсервированы в водоносных горизонтах и в эпохи тектонической активизации, последняя из которых приходится на неоген-четвертичное время, начали изливаться на поверхность.
Изучение динамики и химии глубокого подземного стока имеет важное значение. Восходящая разгрузка, выносящая подземные воды с разных глубин и из различных водоносных горизонтов, как бы включает лампочки на разных этажах недр Земли и освещает гидрогеологические условия, которые там существуют.
Методы изучения взаимосвязи поверхностных и подземных вод подробно изложены в учебном пособии [1]; их надо изучить самостоятельно. Здесь же отметим, что в качестве основных количественных характеристик подземного стока используются следующие показатели.
1.	Суммарный объем (расход) подземного стока с исследуемой ПЛОЩаДИ фподз, м3/с, км3/год.
2.	Среднегодовое значение модуля подземного стока МПодз, л/(с‘КМ2),
Мподз = Рподз/F ПОДЗ,	(7. 1)
где Гподз — площадь бассейна подземного стока, км2.
3.	Коэффициент подземного стока аПодз, %, представляющий
188
собой отношение высоты слоя подземного стока Лподз, мм/год, к среднегодовой сумме атмосферных осадков X, мм/год:
О^подз = (Лподз/Х)-100.	(7.2)
4.	Коэффициент подземного питания КП0Дз рек, %, или доля подземного стока в общем стоке реки, определяемый как отношение подземного стока к общему речному стоку, м3/с или км3/год:
Кпозд = (Рпозд/ррекн) • 100-	(7.3)
Современные методы количественной оценки подземного стока разработаны Б. И. Куделиным, Б. В. Поляковым, О. В. Поповым, И. С. Зекцером и другими учеными. Они могут быть объединены в три основные группы: 1) фильтрационных расчетов, которые используют аналитические методы для определения расхода подземных вод на участке их разгрузки и методы моделирования гидродинамических условий с помощью электронно-вычислительной и аналоговой техники; 2) комплексных гидрологогидрогеологических методов определения подземного стока в речную сеть по данным о стоке рек и гидрогеологических условиях, сопутствующих разгрузке подземных вод; 3) режимнобалансовые методы оценки питания и разгрузки подземных вод.
Большинство указанных методов разбираются в других дисциплинах гидрогеологического цикла. Поэтому для иллюстрации рассмотрим наиболее простые методы, дающие общее представление о подходах, применяемых для оценки подземного стока.
Подземный сток в реки может быть установлен по изучению расходов реки на верхнем и на нижнем створах, расположенных на прямолинейном ее участке, не имеющем притоков. Подземное питание реки на этом участке рассчитывается по следующей формуле:
<7подз = (Рг—Qi)/7,,	(7.4)
где <7подз — удельный расход реки, образованный подземным стоком на 1 км ее протяженности, м3/(с-км); Qi, Qa — расход реки в верхнем и нижнем створах, м3/с; L — расстояние между створами, км.
Ориентировочно значение подземного стока в реки можно получить также по меженному расходу рек в зимний период. В этом случае он оказывается обычно заниженным. Подземное питание рек устанавливается и по гидрографу реки (хронологическому графику изменения расхода реки на изучаемом створе) с учетом типов водоносных горизонтов, дренируемых руслами рек, и характера колебания уровня рек.
С учетом различных геологических и гидрогеологических особенностей речных бассейнов Б. И. Куделиным [5] выведены такие уравнения водного баланса:
189
1)	для речных бассейнов, расположенных в областях питания и разгрузки грунтового (неглубокого) стока,
X=Y + Z-	(7.5)
2)	для речных бассейнов, расположенных в областях питания артезианских бассейнов,
X^Y + Z + J-,	(7.6)
3)	для речных бассейнов, расположенных в областях разгрузки артезианских бассейнов,
X = Y+Z—U;	(7.7)
4)	для речных бассейнов, расположенных как в области питания, так и области разгрузки артезианских бассейнов,
X = y + Z-|-J — U или X^Y + Zj-W,	(7.8)
где X — среднемноголетнее количество осадков; Y — среднемноголетний сток; Z — среднемноголетнее испарение; / — среднемноголетняя инфильтрация на питание глубоких водоносных горизонтов; U — среднемноголетний глубокий подземный сток в речном бассейне; W—разница между / и U.
Для районов, где широко распространены водоносные горизонты, гидравлически связанные с речными водотоками, часто используется методика Б. И. Куделина по расчленению гидрографов рек с учетом берегового регулирования поверхностного стока (рис. 7.8). Им предложено несколько моделей, учитывающих различные гидрогеологические обстановки.
Региональные исследования подземного стока позволили выполнить его картирование на территории СССР, Восточной и Центральной Европы и других областей. На рис. 7.9 представлено распределение подземного стока в пределах СССР. Видно, что наибольшее влияние на его формирование оказывают климат, рельеф и фильтрационные свойства пород верхней части разреза. Максимальные значения модуля подземного стока [до 5— 20 л/(е-км2)] наблюдаются в горных районах Кавказа, Камчатки, характеризующихся влажным климатом, значительным количеством атмосферных осадков. Минимальные значения модуля подземного стока [до 0,5 л/(с*км2)] отмечаются в условиях степного и пустынного ландшафтов, а также в районах развития многолетней мерзлоты, которая препятствует просачиванию атмосферных осадков.
Подземный сток характеризует естественные ресурсы подземных вод, т. е. то количество воды, которое можно взять из водоносных горизонтов, не рискуя серьезно нарушить их режим. Зная закономерности формирования подземного стока, можно обоснованно решать важные народнохозяйственные задачи по рациональному использованию подземных вод.
190
Рис. 7.8. Схема расчленения гидрографа реки в зависимости от гидрогеологических условий ее бассейна (по Б. И. Куделину).
в-* — питание: а—грунтовыми водами, гидравлически ие свяванными с рекой; б— грунтовыми водами, гидравлически связанными с рекой; в — смешанное грунтовое, г — смешанное грунтовое и артезианское.
I — водоносные породы; 2 — водоупорные породы; 3 — поверхностный сток; 4 — грунтовый сток из водоносных горизонтов, гидравлически ие связанных с рекой; 5 — грунтовый сток из водоносных горизонтов, гидравлически связанных с рекой; 6— артезианский сток; 7 — уровень грунтовых вод; 8 — источник.
„ ’ — схема гидрогеологических условий подземного питания рек; 11— характер колебания уровня речных н подземных вод прибрежной «о зоны; III — режим (динамика) подземного стока в реку; IV — схема расчленения гидрографа рекн.
•— а—в (буквы на рисунке) — воды: а — грунтовые, не связанные с рекой, б — грунтовые, связанные с рекой, в — артезианские.
ВГВ, НГВ — максимальное и минимальное положение уровня воды в реке.
to
Рис, 7.9, Карта подземного стока СССР, л/(с*кмг) (под редакцией Б. И. Куделина [1973 г.]).
/ — изолиния модуля подземного стока; 2 —то же, рассчитанные приближенно; 3 — участки формирования подземного стока под влиянием карста; 4 территории, для которых подземный сток рассчитан по водному балансу озер; 5 — области спорадического распространения пресных грунтовых вод; 6—сЪллстл распространения грунтовых вод с пестрой минерализацией и наличием стока пресных артезианских вод; 7 — области с колебаниями стока в больших пределах.

7.5.	ВРЕМЕННЫЕ КАТЕГОРИИ В ГИДРОГЕОЛОГИИ И МЕТОДЫ ИХ ОЦЕНКИ
7.5.1.	Проблемы времени в геологии
Принято говорить, что геология — наука историческая. Действительно, она реконструирует историю развития Земли, начиная с того момента, когда на ней появились древнейшие горные породы, т. е. начиная с тех событий, которые в своих следствиях сохранились до наших дней. Этот интервал жизни Земли называют ее геологической историей, и протяженность этой истории современная наука оценивает в 3,5—4,0 млрд. лет. За датировки геологических событий и их систематизацию отвечает специальный раздел геологии, называемой стратиграфией. Напомним, что современная стратиграфия использует два типа геохронологических шкал: относительную шкалу и абсолютную.
Первая опирается на принцип «раньше—позже», заключающийся в том, что при субгоризонтальном и ненарушенном залегании слоев нижележащие слои образовались раньше, чем верхние. Построение этой шкалы контролируется еще несколькими правилами, из которых мы назовем лишь одно: геология фиксирует уникальные события в истории Земли, но не может гарантировать их одновременность в отдельных регионах. Поэтому, стратифицируя (расчленяя) толщи пород по этим событиям, мы, по существу, проводим не временные, а псевдовременные границы. Пожалуй, самой сильной иллюстрацией этого обстоятельства может служить открытие целаканта (кистеперой рыбы) в водах Индийского океана у Коморских островов (1938—1960 гг.), принадлежащее южноафриканскому ихтиологу Дж. Л. Б. Смиту. До этого считалось, что целаканты вымерли пять—десять миллионов лет назад. Появились же они в девонском периоде (около 300 млн. лет назад). Если такие смещения во времени (в астрономической шкале) возможны для одного вида живого организма, то еще более сложная картина возникает при стратиграфическом использовании периодов жизни различных организмов, периодов, истинную протяженность которых мы не знаем.
На первый взгляд, может показаться, что переход к астрономической (абсолютной) шкале времени спасает положение, так как время «жизни» радиоактивных изотопов (время их распада) в этой шкале известно точно. Однако и здесь принципиальные трудности датировок (временной корреляции) геологических событий не исчезают. Они заключаются в том, что «запись» радиоактивного распада, как правило, находится в очень- плохом состоянии и значение целого ряда параметров, необходимых для вычисления датировок, мы просто не знаем, часто совсем не умеем их оценивать или же оценки наши чрезвычайно грубы. Правда, следует сказать, что для больших интервалов времени,
7 Заказ № 779
193
в частности на уровне Международной стратиграфической шкалы, т. е. при минимальных временных отрезках, равных геологической эпохе (отделу), геологические события, происшедшие в различных частях планеты, коррелируются достаточно надежно. При большей же детальности (на уровне региональных и местных стратиграфических шкал) такая корреляция невозможна [7].
Вот суть временных проблем в геологии. Проблемы эти в полной мере сохраняются и в гидрогеологии, хотя последняя помимо стратиграфических шкал использует и свои собственные временные категории.
7.5.2.	Время и интенсивность водообмена
Предположим, что водоносный горизонт в своих порах и трещинах содержит N, м3, гравитационной воды. За счет того, что в области питания в него поступает воды Q, м3/год, а в области разгрузки такое же количество воды Q, м3/год, его покидает, в горизонте происходит замена воды. Прн допущении, что среднегодовые условия протекания такого процесса стационарны, можно вычислить время Т, лет, необходимое для того, чтобы весь первоначальный объем воды N сменился на равный объем новой воды,
T = NIQ.	(7.9)
Это время в гидрогеологии принято называть временем водообмена, а величину, обратную ему <о,— интенсивностью водообмена. Нетрудно увидеть, что со эквивалентно понятию частоты.
Оба понятия в высшей степени условны, хотя и широко используются в гидрогеологии. Их условность состоит не только в том, что допускается стационарность водообмена, а главным образом в том, что предполагается его завершенность. Хорошей иллюстрацией здесь может послужить вычисление времени водообмена Мирового океана. Объем современного океана известен, годовое испарение с его поверхности как единственная существенная статья расхода тоже определено. Принимая объем океана постоянным, нетрудно определить Т=2600 лет. Но мы знаем, что это противоречит известным фактам, так как активно участвуют в водных круговоротах океан—атмосфера—океан, океан—суша—океан только верхние слои, а основная масса океана, если и участвует в водообмене, то захватывает интервалы времени на порядок больше полученного значения. Верхние же слои, наоборот, обмениваются во много раз быстрее. При этом очевидно, что цифра 7’=2600 лет не может рассматриваться и как средняя характеристика, потому что получена в предположении лишь механизма испарение — конденсация-»-осадки, сток, механизма, относящегося только к самым верхним слоям океана.
Приведенные рассуждения полностью могут быть отнесены
194
и к любому водоносному горизонту. Посмотрим, как оценивается для него время водообмена.
1.	На основании данных геологического картирования, бурения и геофизических измерений определяют объем водовмещаю-ших пород Vr.
2.	По справочной литературе, лабораторным исследованиям и результатам опытно-фильтрационных работ (см. гл. 5) оценивают средний коэффициент водоотдачи для пород данного водоносного горизонта р,.
3.	По результатам гидрогеологического картирования, измерениям уровня воды в скважинах, геофизическим данным определяют объем водонасыщенной части пласта VB. Если пласт содержит воду и со свободной поверхностью, то, очевидно,
Ув<у„	(7.10)
если пласт напорный, то
VB«Vr.	(7.11)
4.	По VB и ц определяют объем гравитационной воды в пласте =	"	(7.12)
5.	Далее оценивают подземный сток Q (см. разд. 7.4) и получают время Т.
Очевидно, что вся условность параметра Т вытекает из условности схемы формирования подземного стока.
Вспомните гл. 5. Ведь подземный сток рассчитывается, а все вычисления основаны на модели континуума (понятия фильтрационного потока). Этот сплошной поток может быть простым или сложным, но он всегда остается континуумом, т. е. вода двигается в любой его точке. Реальная же ситуация, как правило, сильно отличается от такой абстракции. В действительной структуре движения, если бы мы ее знали, всегда можно найти зоны активного переноса, зоны слабого движения и полного застоя. Поэтому для природного водоносного горизонта следовало бы говорить о разных водообменах и навряд ли можно утверждать, что водообмен является полным, т. е. охватывает весь объем воды в пласте.
Тем не менее, несмотря на условность, понятия время и интенсивность водообмена используются в гидрогеологии широко и не только как понятия, но и как параметры, выражающиеся численно. С их помощью можно сравнивать различные водоносные горизонты, комплексы и даже гидрогеологические структуры по их гидродинамической активности. Только числа, показывающие значения этих параметров, не следует принимать буквально. Их надо рассматривать как некоторый условный эталон, как некую меру для сравнения различных гидрогеологических объектов, при-7*	195
чем меру, основанную помимо всего прочего еще и на принципе актуализма, в соответствии с которым принимается, что вычисленный подземный сток является постоянной величиной на тот отрезок геологической истории, для которого оцениваются параметры Т и со. Кроме того, постоянным считается и воспроизводимый объем воды в пласте
WV • • •
7.5.3.	Возраст подземных вод
Под возрастом АТ следует понимать отрезок времени от момента попадания воды в пласт до момента опробования. Если представить себе простую гидравлическую схему, по которой метеоген-ные воды попадают в водоносный горизонт в области питания, двигаются по пласту и в области разгрузки покидают его, то возраст подземных вод в направлении их движения будет увеличиваться и в области разгрузки АТ«Т (времени водообмена). Если же рассматривать седиментогенную схему формирования, когда вода попадает в пласт одновременно с возникновением этого пласта в процессе седиментогенеза (см. гл. 3), и считать, что элизи-онный этап развития водоносного горизонта сохранился до наших дней, то, очевидно, возраст подземных вод будет равен возрасту вмещающих пород. Тогда мы говорим о сингенетичных водах. В случае же, когда происходит замена седиментогенных вод на инфильтрогеиные или когда можно говорить о водах исследуемого водоносного горизонта как о продукте смешения вод различного генезиса, само понятие возраста воды становится неопределенным.
Действительно, в результате смешения возникает, вообще говоря, новый тип воды, рождение которого следует отсчитывать от «момента> смешения. Но, во-первых, не всегда процесс смешения можно констатировать, во-вторых, облик новой воды формируется не только при смешении, но и при взаимодействии с горными породами, охватывая значительные интервалы пространства и времени. Поэтому трудность заключается не только в том, чтобы датировать рождение новой воды, но и в том, чтобы доказать ее новизну. Короче говоря, понятие возраста воды коренным образом связано с представлениями о ее генезисе, и чем яснее для нас схема формирования подземных вод, тем больше шансов правильнее понять и точнее оценить их возраст.
Для водоносных горизонтов верхней части земной коры, фор* мирующихся за счет инфильтрационного питания, возраст АТ, по существу, представляет собой время добегания, которое может быть определено по расстоянию от области питания до участка опробования и по средней действительной скорости потока на этом отрезке его движения. Возраст седиментогенных, сингене
196
тичных с породой вод лучше всего устанавливать геологическими методами, т. е. определять возраст вмещающих пород. Но при этом надо помнить, что сингенетичная с горными породами вода сохраняется в недрах Земли очень редко. Для глубоких водоносных горизонтов со сложной геологической историей в гидрогеологии чаще всего используют гелий-аргоновый метод, предложенный в 1935—1936 гг. В. П. Савченко, позже несколько пересмотренный А. Л. Козловым [1950 г.] и развитый А. Н. Павловым [1970 г.]. Рассмотрим суть этого метода.
Вначале о постулатах. В. П. Савченко и А. К. Козлов в своих построениях исходили из следующих положений.
1.	Гелий имеет только радиогенное происхождение и является одним из продуктов распада урана и тория.
2.	Аргон имеет только воздушное происхождение и попадает в подземную воду с атмосферными осадками.
3.	Время формирования измеряемого соотношения He/Аг в подземных водах равно возрасту этих вод.
В. П. Савченко и А. Л. Козлов для своих построений принимали также простую гидравлическую схему: атмосферные осадки в области питания попадают в пласт и двигаются по нему к области разгрузки. При этом концентрация Аг в них возникает в области питания и далее при движении воды в пласте не изменяется. В пласте происходит обогащение воды гелием. Принимая упругость Аг в воздухе величиной постоянной, считая воду пресной, имея в виду ее полное насыщение воздухом, принимая за расчетную температуру 10 °C и давление 0,1 МПа, они рассчитали концентрации аргона. Обозначив Не(=1/АгРасч=Л4, получим
АТ = А4 (Не/Аг).	(7.13)
И В. П. Савченко, и А. Л. Козлов, стремясь получить формулу наиболее простого вида, использовали для вычисления коэффициента М средние для осадочных пород Земли концентрации урана и тория, удельного веса у (вместо объемного веса скелета ос) и Котд = 0,6, Кдиф = 0,75. Однако даже при таком подходе значения этих параметров у них различались. Поэтому ими были получены различные значения М: 77,1 — по В. П. Савченко и 115 — по А. Л. Козлову.
А. Н. Павловым [1970 г.] в описанную схему были внесены существенные изменения. Был учтен радиогенный аргон. Коэффициенты Котд и Кдиф были вычислены с учетом возраста вмещающих пород и диссипации гелия, исходные концентрации урана и тория использовались для различных типов пород — изверженных, осадочных, метаморфических. В итоге был получен целый набор формул, позволяющий сравнительно дифференцированно для различных гидрогеологических ситуаций оценивать возраст подземных вод.
197
Отношение He/Аг используется для определения возраста вод от миллиона лет и более. Для так называемых молодых вод (до 1—1,5 млн. лет) разработаны различные методы оценки их возраста по короткоживущим изотопам. В частности, по тритию (3Н) определяется возраст вод до нескольких десятков лет, по углероду-14 (14С) —несколько десятков тысяч лет, по кремнию-32 (32Si) — несколько тысяч лет.
Однако ко всем этим возрастным оценкам как нельзя лучше подходит известное утверждение, что легче измерить, чем понять, что измерено. Поэтому мы еще раз подчеркнем, что параметр ДГ под названием «возраст подземных вод» только тогда может быть правильно понят и использован, когда за ним стоит четкая генетическая схема. Без такой схемы понятие возраста воды не имеет смысла.
7.5.4.	О палеогидрогеологических датировках и других временных категориях
В гидрогеологии помимо времени водообмена и возраста существуют другие временные характеристики. К ним в первую очередь следует отнести датировки начала и конца различных гидрогеологических циклов и их этапов, элизионного и инфильтрационного (см. гл. 3), даты начала и конца питания подземных вод метео-генными водами, временные границы межени, даты максимальных и минимальных уровней подземных вод (см. гл. 5), а также многочисленные частные даты, необходимость установления которых возникает при решении различных прикладных задач, например даты появления признаков загрязнения подземных вод, даты появления и исчезновения гидрогеохимических ореолов рассеяния на участках, прилегающих к рудным телам, время перехода уровней подземных вод за дозволенный инженерный максимум или минимум и т. д.
Методы получения всех этих временных категорий весьма разнообразны и многочисленны. Они рассматриваются в специальной литературе по палеогидрогеологии, режиму подземных вод, гидрогеохимическим поискам, мелиоративной гидрогеологии и т. д. Мы не имеем возможности даже кратко рассмотреть их, однако одну своеобразную иллюстрацию все же приведем.
Исследуя вопросы каптажа на месторождении Кисловодского нарзана, Н. А. Огильви [1951 г.] построил зависимости 22eRa = =<р(С1) и 224Ra = <p(Cl). В силу смешанного происхождения нарзана и химической устойчивости хлор-иона в том и другом случае зависимости получились прямыми. Однако первая прямая проходила через начало координат, а вторая пересекала ось концентраций хлор-иона в точке 80 мг/л и С1, образуя на радиевой шкале дефицит 224Ra. Объяснить этот дефицит можно было бы только радиоактивным распадом, так как при допущении каких-
193
либо сорбционных или других химических и физических потерь наблюдался бы и дефицит 2JeRa (как изотопа), но на первой прямой дефицит не фиксировался. Принимая максимальное количество 224Ra, обнаруженное в нарзане, полученном из наиболее глубоких скважин, за истинное его содержание в палеозойских породах, Н. А. Огильви вычислил время распада, приведшего к возникновению дефицита 224Ra. Это время он идентифицировал с временем подъема струй нарзана от палеозойского фундамента до забоя наиболее мелких скважин и до источников. Оно оказалось равным 30 ч. Н. А. Огильви не называл эту величину возрастом. Если считать, что смешение вод, поступающих из палеозойского фундамента, с водами мезозойской толщи приводит к формированию месторождения нарзана как нового типа воды, то полученное время можно назвать возрастом; если же не прибегать ни к каким генетическим гипотезам, то 30 ч — это время, в течение которого кисловодский нарзан лишен источника, генерирующего 224Ra (изотоп радия ториевого ряда, называемый еще ТЬХ).
7.6.	ЗОНАЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД КАК ФОРМА
ИХ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОГО РАЗМЕЩЕНИЯ в земной коре
7.6.1.	Зональность грунтовых вод
Зональность — это планетарное свойство подземных вод. По-видимому, оно наследует развитие структуры гидросферы как геологической системы и связано с явлением, получившим название самоорганизации вещества [9].
Начало изучения зональности подземных вод можно отнести к началу нашего века, когда П. В. Отоцкий [1914 г.], опираясь на идею зональности природных явлений В. В. Докучаева, выделил пять широтных областей грунтовых вод, различающихся по минерализации и глубине залегания.
В 1923 г. В. С. Ильин на европейской части территории СССР уже выделил семь зон грунтовых вод и шесть типов азональных грунтовых вод, построив первую схематическую карту широтной зональности (рис. 7.10).
Наиболее полная характеристика зональности представлена О. К. Ланге (рис. 7.11), который выделял с севера на юг три широтные макрозоны (провинции). Первая макрозона многолетней мерзлоты с зонами: 1) каменного льда, 2) сплошной мерзлоты, 3) таликовой мерзлоты, 4) островной мерзлоты. Вторая макрозона избыточного увлажнения с зонами: 1) грунтовых вод типа тундровых; 2) высоких вод Севера; 3) дренажа мелкими оврагами; 4) дренажа глубокими оврагами; 5) дренажа в полосе перехода овражных систем в овражно-балочные. Третья макрозона полуаридная и аридная с зонами: 1) развития дренажа
199
' ШПк (Ж* ESSk Я« ЕЕЗ* ВИ* та»
Рис. 7.10. Схематическая карта грунтовых вод европейской части СССР (по В. С. Ильину [1923 г.]).
1—7 — зональные воды: 1 — зоны тундр, 2 — районов Севера, 3 — зоны неглубоких оврагов, 4 — зоны глубоких оврагов, 5 — овражно-балочной зоны, ь — зоны Причерноморских балок, 7 —зоны Прикаспийских балок; 8—9 — азональные воды: 8 — областей конечных морен, 9 — трещинные преимущественно в массивных породах.
200
Рис. 7.11. Схема распространения зональных грунтовых вод на территории СССР (по О. К. Ланге).
/—2 — провинция многолетней мерзлоты: / — сплошная мерзлота с сезонно промерзающими грунтовыми водами </). 2 —таликовая и островная мерзлота с полупромерзающнмн [На) и непромерзающими (II6) водами; 3—/ — провинция с высокой влажностью воздуха: 3 — полосы избыточного увлажнения с водами типа тундровых (III) и типа высоких вод Севера (IV). 4 —полоса неустойчивого увлажнения в зонах неглубоких оврагов (V). глубоких оврагов (VI), овражно-балочной (VII); 5—7 — провинция с высокой сухостью воздуха: 5 — полоса балок с преобладанием подземного стока над испарением (VIII), 6 —полоса равновесия подземного стока и испарения (IX), 7 — полоса подгорных шлейфов и предгорных равнин (X); 8 — области азоиальиых подземных вод.
путем испарения; 2) равновесия подтока грунтовых вод и их испарения.
Широтная зональность грунтовых вод проявляется в изменении некоторых их показателей. Так, например, в европейской части СССР с севера на юг наблюдается увеличение глубины залегания грунтовых вод с 0—2 до 20—60 м, температуры от близкой к нулю до плюс 5—12 °C, минерализации с 0,1 до 3—10 г/л и более, состава с гидрокарбонатного магниево-кальциевого до хлоридного натриевого. Это позволило Г. Н. Каменскому (рис. 7.12) с учетом условий формирования ресурсов и состава грунтовых вод выделить зоны выщелачивания и континентального засоления. В зоне грунтовых вод выщелачивания наблюдаются превышения подземного стока над испарением, преобладающее развитие пресных вод. Зона континентального засоления грунтовых вод характеризуется малым количеством осадков, интенсивным испарением, слабой дренированностью водоносных горизонтов и развитием вод различного состава и минерализации (преимущественно соленых).
Граница между грунтовыми водами выщелачивания и континентального засоления проходит примерно по линии Кишинев— Киев—Волгоград—Кустанай—Барнаул. На юге страны в предгорьях Крыма, Кавказа, Копетдага, Памиро-Алтая, Саян, Алтая зона континентального засоления вновь сменяется зоной выщелачивания. В горных районах с повышением отметок увеличивается количество выпадающих атмосферных осадков, улучшаются условия питания грунтовых вод. С высотой уменьшается минерализация вод до 0,3—0,1 г/л. В составе вод ведущими становятся гидрокарбонаты кальция и магния.
Сочетание принципов выделения широтных зон грунтовых вод, предложенных О. К. Ланге, и генетических типов Г. Н. Каменского использовано И. К. Зайцевым и М. П. Распоповым [1958 г.] для составления схемы зональности грунтовых вод территории СССР (рис. 7.13).
Рассмотренная выше широтная зональность нарушается на участках влияния речного, озерного, морского питания грунтовых вод. проявления хозяйственной деятельности человека.
Нетрудно видетЬ, что как бы ни оформлялась для грунтовых вод идея В. В. Докучаева, смысловое ее содержание всегда было и останется генетическим. По-существу, речь идет о том, что с севера на юг меняются условия питания и разгрузки подземных вод, и это является следствием широтной зональности климатических характеристик. Все это вместе приводит к повышению минерализации воды, а значит, и к смене ее химического состава, меняется глубина залегания вод, режим их уровня и температуры.
Наиболее полное воплощение генетическая сторона зональности грунтовых вод нашла в разработках Г. А. Максимовича по 202
Рис. 7.12. Схема зональности грунтовых вод СССР (по Г. Н. Каменскому).
1—4 — грунтовые воды: / — выщелачивания, 2 — выщелачивания с иитразональными участками вод континентального засоления (по-g казаны кружками), 3 — континентального засоления, 4 — выщелачивания горных районов.
гидрохимическим фациям [6], которые, к сожалению, не получили широкого распространения, хотя, на наш взгляд, сама идея давала возможность работать в направлении раскрытия взаимодействий в системе вода—среда, охватывающей как физико-географические, так и геологические объекты. Напомним, что, по Д. В. Наливкину [8], фация это не только горная порода, обладающая одинаковым литологическим составом и содержащая одинаковую фауну, но это одновременно географическое и палеогеографическое понятие, отражающее условия формирования данной породы.
Понятие фации в геологических исследованиях используется в различных направлениях, но везде понятие это несет в себе генетический смысл, заставляя различать геологические объекты по условиям их формирования, по общности состояния среды, в которой они возникли и развивались.
Гидрохимическая фация — это участок гидросферы, который на всем протяжении характеризуется одинаковыми гидрохимическими условиями, определяемыми по преобладанию тех или иных растворимых веществ. Здесь та же общая для геологии мысль, что определенный тип объекта находится в устойчивом состоянии при определенных условиях. Очевидно, что гидрохимические фации Г. А. Максимовича это тоже гидрогеологические зоны, в которых за эталон сравнения взят химический состав вод, но этот состав рассматривается как отражение условий его формирования: условий питания, движения, разгрузки подземных вод, особенностей вмещающей среды, истории развития региона и т. д.
Рис. 7.13. Схематическая карта грунтовых вод СССР (по И. К. Зайцеву и М. П. Распопову [1961 г.]).
1~2 — границы; I — между мерзлотно-климатическими поясами, 2 — между типами грун-товых вод;. 3—6 — типы грунтовых вод: з— порово-пластовые воды на платформах н межгорных впадинах; 4 — трещинно-пластовые, порово-пластовые и карстовые воды высоких плато и Плоскогорий, 5 — преимущественно трещинные и порово-пластовые воды горноскладчатых областей, 6 — преимущественно трещинные и порово-пластовые воды кристаллических массивов; 7 — граница распространения грунтовых вод разной минерализации и различного состава; 8—11 — химические типы грунтовых вод: 8 — весьма пресные (до 0,2 г/л), в основном гндрокарбонатного состава, 9 — пресные (до 0,5 г/л), обычно гидро-карбонатного состава, 10—от пресных до соленоватых (до 10 г/л), пестрого состава, часто сульфатные н хлорндные, // — от пресных до рассолов (до 200—300 г/л), преимущественно хлорндного состава.
Л //— провинции: /—многолетней мерзлоты, (Л — пояс сплошной многолетней мерзлоты с мощностью 200—500 м н более, /2 — пояс сплошной мерзлоты мощностью 100—200 м с широким развитием таликов, 1$ — пояс островной мерзлоты мощностью до 25—100 м, /д — пояс высокогорных ледников н снежников), // — отсутствия многолетней мерзлоты ('Л —пояс преобладающего развития процессов выщелачивания в условиях гумидного климата, //> — пояс преобладающего развития процессов выщелачивания в условиях аридного климата, //3 — пояс вертикальной смены процессов выщелачивания на возвышенностях процессами континентального солеиакопления у подножия гор).
205
7.6.2.	Вертикальная гидро геохимическая и гидрогеодинамическая зональность
Еще в 1931 г. В. И. Вернадский высказал предположение о том, что с углублением в земную кору подземные воды становятся все более концентрированными, изменяется их состав. Такая направленность гидрогеохимических преобразований с глубиной характерна для многих геологических структур. Она заключается в том, что пресные воды, залегающие сверху, постепенно переходят в солоноватые, солоноватые в соленые, а соленые в рассолы. При этом в анионном составе вод в верхней части разреза преобладают гидрокарбонаты, глубже (правда, не всегда) сульфаты, а еще глубже, как правило, хлориды. Смена катионного состава м