состава грунтовых вод. Зональность химического состава пластовых

вод платформенных областей]

Всюду в природе мы встречаемся с явлениями зональности. Широко известна климатическая зональность, зональность растительности и т.д. Зональные явления широко распространены и в гидрогеологии. Учение о гидрогеохимической зональности является фундаментальным достижением гидрогеологии. Известны разные виды зональности: по площади и глубине, для грунтовых вод и глубоких напорных вод, для общего химического состава вод, для газов, органических веществ, микрокомпонентов, микрофлоры и т.д. Гидрогеохимическая зональность наиболее изучена на примере грунтовых вод, а также глубоких подземных вод в пределах платформ.

Геохимическая зональность грунтовых вод — зональность горизонтальная. Напомню, что грунтовыми водами называются — воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта. Поэтому понятно, что состав этих вод определяется влиянием поверхности и подчиняется географической (горизонтальной) зональности с её сложным комплексом факторов (климат, почвы, растительность и т.д.).

Ещё в 1914 г. гидролог П.В. Отоцкий впервые в пределах Европейской части России выделил четыре широтные зоны грунтовых вод, различающиеся между собой глубиной залегания и минерализацией: 1) зона неглубоких, слабо минерализованных, богатых органическими веществами грунтовых вод (полярно–тундровая полоса); 2) зона неглубоких, умеренно минерализованных вод (лесная полоса); 3) зона местами глубоких, в различной степени минерализованных вод (степная полоса); 4) зона глубоких значительно минерализованных вод (южнее степной полосы). (Конечно, надо иметь в виду, что градация П.В. Отоцкого относится к водам очень малого диапазона минерализации и почти всегда пресным (50–3000 мг/л)).

В 1949 г. Г.И. Каменский выделил две зоны грунтовых вод по условиям их формирования: грунтовые воды выщелачиванияи грунтовые воды континентального засоления. Первый тип воды формируется в областях избыточного увлажнения или в недостаточно увлажненных районах, но с хорошо проницаемыми породами или с хорошим естественным дренажём. Второй тип вод формируется на равнинах сухих степей, полупустынь и пустынь. В зоне грунтовых вод выщелачивания с севера на юг минерализация вод увеличивается от нескольких десятков или сотен мг/л до 1 г/л. Во второй зоне грунтовых вод континентального засоления могут быть встречены воды различной минерализации и разного состава от пресных до солёных в зависимости от вещественного состава пород и геоморфологических факторов. Например, на водоразделах, при глубоком залегании, воды могут быть пресными, а в долинах рек при неглубоком их залегании и более интенсивном, в связи с этим, испарением становятся более минерализованными.

Развивая идеи Г.И. Каменского, Е.В. Пиннекер выделил с севера на юг три зоны грунтовых вод: 1) ледовую (мёрзлую), 2) гумидную (влажную) и 3) аридную (сухую). В первой зоне воды полностью или частично проморожены, в жидкой фазе существуют лишь летом. Вторая зона характеризуется избыточным увлажнением и интенсивным вымыванием солей из пород. В третьей зоне испарение преобладает над осадками и происходит засоление грунтовых вод.

С.Л. Шварцев обобщил огромный фактический материал по химическому составу грунтовых вод земного шара. Он вычислил средний химический состав грунтовых вод зон выщелачивания и континентального засоления:

для зоны выщелачивания:

,

для зоны континентального засоления:

.

Зональное распределение характерно и для органических веществ грунтовых вод. Например, для северных и северо–восточных районов территории России характерны более высокие содержания органических веществ в грунтовых водах (С_орг ~ 35 мг/л) по сравнению с южными и юго–западными районами (20–25 мг/л). Это обусловлено более низкими среднегодовыми температурами, обилием влаги, богатой наземной растительностью, тесной связью поверхностных, в том числе болотных, и грунтовых вод. В этих условиях не происходит полного разложения остатков наземной растительности, что и ведёт к обогащению грунтовых вод органическим веществом гумусового характера. Во многих районах севера эти воды имеют жёлтый и бурый цвет из–за высокого содержания фульво– и гуминовых кислот. Такой же цвет, кстати, имеют воды и некоторых рек Беларуси, области питания которых располагаются в зоне развития болот (например, Припять). В аридных условиях, наоборот, климатические условия способствуют более полному разложению органических остатков и обеднению грунтовых вод органическим веществом.

Теперь рассмотрим вертикальную зональность подземных вод, которая свойственна водам, залегающим более глубоко, чем грунтовые, и которые не связаны так непосредственно с поверхностными факторами, как грунтовые.

Впервые факт изменения химического состава подземных вод с глубиной отметил С.Н. Никитин в 1900 г. Впоследствии проблема гидрогеохимической зональности — одна из кардинальных проблем гидрогеологии — изучалась многими исследователями.

Рассматривая вертикальную гидрогеохимическую зональность надо иметь в виду одно существенное обстоятельство, на которое обратил внимание М.Е. Альтовский. Нужно различать два виды вертикальной зональности. Один из них наблюдается при бурении скважин, когда мы последовательно пересекаем наслаивающиеся друг на друга водоносные горизонты. Второй относится к отдельным водоносным горизонтам, или пластам, в которых по их падению отмечается изменение минерализации и состава вод. Это так называемая пластовая гидрогеохимическая зональность.

В природе, как правило, не наблюдается чётких и резких границ между различными гидрогеохимическими зонами; химический состав вод изменяется постепенно. Зоны могут выделяться по величине минерализации, ионному составу, газовому составу и другим гидрогеохимическим характеристикам.

Под гидрогеохимической зоной принято понимать часть бассейна подземных вод (или водоносного пласта), относительно однородную по химическому составу вод, в пределах которой принятый за основу выделения зон гидрогеохимический показатель изменяется в сравнительно узких, условно устанавливаемых границах.

Так, известный pоссийский гидрогеолог И.К. Зайцев выделил такие зоны подземных вод по величине минерализациии: зона А — пресных вод (М до 1 г/кг), зона Б — солёных вод (М от 1 до 35 г/кг), зона В — рассолов (М > 35 г/кг). Выделенные таким образом гидрогеохимические зоны подразделяются на гидрогеохимические подзоны в соответствии с классификацией подземных вод по величине минерализации. Например, в зоне солёных вод выделена подзона солоноватых (1–3 г/кг), срабосолёных (3–10 г/кг) и сильносолёных (10–35 г/кг) вод. Вместе с тем, гидрогеохимические зоны объединяются в гидрогеохимические пояса. Под гидрогеохимическим поясом понимается такая часть геологической структуры, для которой характерно развитие от фундамента до поверхности Земли одной и той же последовательности гидрогеохимических зон или одной гидрогеохимической зоны. Гидрогеохимические пояса могут быть одно–, двух– и трёхзональными.

Зоны могут сменяться друг другом по вертикали в разной последовательности. В том случае, когда минерализация подземных вод последовательно увеличивается с глубиной, говорят о прямой гидрогеохимической зональности или о нормальном гидрогеохимическом разрезе. Часто встречаются аномальные гидрогеохимические разрезы, которые характеризуются либо обратной зональностью (гидрогеохимическая инверсия), когда наблюдается уменьшение минерализации вод с глубиной, либо переменной зональностью, когда нет строго определённого изменения минерализации с глубиной.

В верхней части осадочного чехла Белорусской антеклизы, сложенной терригенными породами с возрастом от антропогена до живетского яруса среднего девона включительно, залегают пресные воды гидрокарбонатного кальциевого и магниево–кальциевого состава с минерализацией 200–400 мг/л. Глубже в терригенных и карбонатных с прослоями гипса эйфельского яруса среднего девона, силура, ордовика и кембрия встречаются сульфатные, хлоридно– и гидрокарбонатно–сульфатные, сульфатно– и гидрокарбонатно–хлоридные солоноватые и солёные воды с переменным катионным составом и минерализацией от 1,6 до 8,2 г/л. Ещё глубже, в верхнепротерозойских песчано–алевролитовых породах, которые залегают на кристаллическом фундаменте, установлены хлоридные натриевые воды и рассолы с минерализацией 21–55 г/л. Таким образом, здесь мы имеем дело с нормальным гидрогеохимическим разрезом, или с прямой гидрогеохимической зональностью.

Прямая гидрогеохимическая зональность отмечается также практически по всему мощному (более 4 км) разрезу осадочного чехла Припятского прогиба, где в верхней зоне — от четвертичных отложений до пород батского яруса юры залегают пресные гидрокарбонатные кальциевые воды, а начиная с надсолевого комплекса (пермь, карбон, девон) появляются уже хлоридные рассолы, минерализация которых возрастает с глубиной, а катионный состав становится всё менее натриевым и всё более кальциевым. И только в самых низах осадочного чехла на глубинах свыше 4400–4500 м намечается тенденция к некоторому уменьшению минерализации.

Классическим примером района с инверсионным типом гидрогеохимического разреза является Южно–Каспийский бассейн. Здесь, на Апшеронском полуострове, в разрезе неогеновых отложений минерализация подземных вод уменьшается от 92 г/л на глубине 100–500 м до 17 г/л на глубине 2200–2500 м. При этом химический тип вод изменяется от хлоридного натриевого до хлоридно–гидрокарбонатного натриевого. В Западной Туркмении минерализация воды сверху сниз уменьшается от 200 г/л (плиоцен) до 40 г/л (мел).

В качестве примеров бассейнов с переменной зональностью приведём Кура–Араксинский на Кавказе и Гангский в Индии.

В Кура–Араксинском бассейне сверху вниз наблюдается такое изменение минерализации подземных вод. В четвертичных отложениях — до 150 г/л, в акчагыл–апшеронских (до глубины 50–380 м) — до 1 г/л, в тех же отложениях на глубине 500–900 м — до 40 г/л, в отложениях миоцена (до глубины 3,5 км) — до 200 г/л.

В Гангском бассейне в аридных условиях в четвертичных отложениях у поверхности формируются воды с минерализацией до 25 г/л, но уже на глубине 10 м минерализация падает до 1 г/л. В нижележащих палеоген–неогеновых отложениях минерализация изменяется так: на глубине 2012 м — 1,1 г/л, 2225 м — 3,3 г/л, 3012–3120 м — 5,6–6,2 г/л, 3758 м — 1,4 г/л.

Наиболее распространённой является прямая вертикальная гидрогеохимическая зональность. Этот тип зональности (иногда осложнённый инверсией минерализации) в целом характерен для древних платформ, например Восточно–Европейской. Здесь гидрогеохимические зоны по существу совпадают с гидрогеодинамическими зонами, выделенными Н.К. Игнатовичем.

В верхней зоне — зоне активного водорбмена мощностью 50–300 м — залегают пресные гидрокарбонатные кальциевые и магниево–кальциевые воды.

Зона затруднённого водообмена, простирающаяся до глубины 1–2 км, заключает в себе солёные воды смешанного состава, среди которых при наличии в разрезе гипсоносных пород появляются сульфатные кальциевые воды. В специфических гидродинамических условиях в этой зоне иногда наблюдаются элементы инверсии, когда под сульфатными кальциевыми водами залегают менее минерализованные, а иногда и пресные воды.

В нижней зоне — весьма затруднённого водообмена (глубже 1–2 км) — залегают, главным образом, рассолы хлоридного натриевого состава, в наиболее глубоких частях некоторых бассейнов переходящие в хлоридные кальциево–натриевые, натриево–кальциевые и кальциевые рассолы с минерализацией более 300 г/л. В подошве этой зоны в некоторых бассейнах наблюдается снижение минерализации.

Многие исследователи пытались объяснить природу вертикальной гидрогеохимической зональности. Причём главное внимание уделялась объяснению наиболее распространённой прямой зональности. Предложен целый ряд гипотез, трактующих формирование зональности. Детальный анализ (и тем более критика) этих гипотез выходит за пределы нашего небольшого курса. Однако коснёмся некоторых из них.

Диффузионно–осмотическая гипотеза (П.Н. Палей, Дж. Брэдхофт и др.) предполагает, что под действием геотермического градиента или градиента давления через глинистые толщи, как через полупроницаемые мембраны, происходит избирательный перенос молекул воды вверх, а оставшийся в нижней части разрез концентрируется.

Гипотеза подземного испарения (В.А. Сулин, М.Е. Альтовский) предполагает, что проникающие в недра инфильтрационные воды нагреваются, образующиеся при этом водяные пары увлекаются вверх пузырьками газа различного происхождения, рассеянного в подземных водах. Таким образом, допускается как бы “перекачивание” водяных паров из нижележащих слоёв в верхние, в результате чего внизу формируются рассолы вплоть до очень концентрированных.

Гипотеза гравитационной дифференциации ионов (К.В. Филатов) основана на разнице в ионной плотности химических элементов. Ионная плотность определялась как частное от деления атомного веса на объём иона. Согласно этой гипотезе анионы и катионы располагаются в подземных водах в соответствии с величиной их ионной плотности. Ионы с наименьшей плотностью (НСО₃^–) должны, таким образом, размещаться в верхней части разреза, с наибольшей (Сl^–, Вг^–, I^–) — в самой нижней. Сульфатный ион, характеризующийся промежуточной величиной ионной плотности, должен занимать промежуточное положение в разрезе.

Гипотеза трансляционной самодиффузии ионов (О.Я. Самойлов, Д.С. Соколов) предполагает, что в разрезе бассейнов, где подземные воды медленно перемещаются из областей питания к зонам разгрузки, существует дополнительный поток частиц растворённого вещества (ионов) и растворителя (молекул воды). При этом движение молекул воды, не входящих в ближайшее окружение ионов, направлено вверх (самодиффузия молекул воды), гидратированные ионы передвигаются вниз. Такой процесс служит главной причиной формирования нормального гидрогеохимического разреза — нарастание минерализации с глубиной. Распределение же ионов связано с разной скоростью так называемого трансляционного (скачкообразного) движения различных ионов относительно молекул воды.

Процессы, которые рассматриваются в приведенных гипотезах, вероятно, имеют место в определённых условиях в подземной гидросфере, однако с позиций доминирования какого–то одного процесса нельзя объяснить такое сложное явление как гидрогеохимическая зональность. Вопрос о механизме формирования зональности требует дальнейшего изучения.

Вместе с тем, мы уже сегодня можем с определённостью сказать, что гидрогеохимическая зональность объясняется историей геологического развития региона, в ходе которой литологический состав пород, тектоническое строение, глубина эрозионного вреза и множество других факторов оказывали своё влияние на формирование зональности. Это относится как к прямой зональности, о которой мы больше всего говорили, так и обратной, и переменной.

Нарушение прямой гидрогеохимической зональности может быть вызвано вторжением пресных подземных вод из внешних областей питания, например, из горных массивов. Мы уже говорили в наших лекциях, что водоносные горизонты питающиеся атмосферной водой в горах, могут погружаться под дно моря, где иногда наблюдаются субмаринные пресные источники. Из этого примера понятно формирование разрезов, представленных водоносным горизонтом с морскими всодами, захоронёнными вместе с морскими отложениями, ниже которого располагается пресноводный водоносный горизонт. Нарушение прямой гидрогеохимической зональности бывает связано с наличием в разрезе соленосных или гипсоносных отложений, растворение которых или маточные рассолы, захоронённые в них при седиментации, обусловливают повышенную минерализацию подземных вод прилегающих частей разреза. Кстати, здесь уместно отметить, что иногда можно встретить ошибочное мнение, что в нормальном гидрогеохимическом разрезе зона гидрокарбонатных вод сменяется вниз по разрезу зоной сульфатных вод, а дальше зоной хлоридных вод. Дело в том, что зона сульфатных вод отсутствует во многих бассейнах; более того, сульфатные воды, как правило, появляются там, где есть сульфатные породы. Дело даже ещё сложнее. В разрезе могут присутствовать сульфатные породы, а сульфатных вод может не быть. Например, среди девонских межсолевых и подсолевых отложений Припятского прогиба широко распространены пласты ангидритов, а рассолы здесь хлоридные. Это связано с тем, что в бассейнах галогенеза накопление сульфатных солей нередко осуществлялось в среде хлоридных, а не сульфатных рассолов. Наиболее же вероятная причина формирования сульфатных вод в разрезе — это растворение сульфатных пород.

Причиной обратной гидрогеохимической зональности может быть появление в нижней части разреза, где пластовые температуры свыше 130–150 °С, петрогенных вод, которые представляют собой выделившуюся химически связанную воду минералов (главным образом, монтмориллонита), и которые существенно опресняют находящиеся здесь подземные воды или рассолы. Вполне вероятно, что именно этой причиной объясняется намечающееся уменьшение минерализации рассолов в низах гидрогеохимического разреза Припятского прогиба. Опреснение подземной гидросферы петрогенными водами нередко сопровождается появлением существенного количества гидрокарбонатных ионов. Это связано с тем, что при температурах, при которых освобождается кристаллизационная и конституционная вода минералов, одновременно интенсифицируется разложение рассеянного органического вещества и гидролиз карбонатных пород. Оба этих процесса сопровождаются выделением углекислоты. Один из районов, где эти процессы особенно ярко выражены, — Западная Сибирь. Здесь, в юрских и меловых отложениях, устанавлены многочисленные трассирующиеся глубинными разломами аномальные зоны, где гидрогеохимические изменения заключаются в значительном снижении минерализации подземным вод (на 10–40 г/л) в нижних частях чехла по сравнению с вышележащими и в преобразовании вод из хлоридиых в гидрокарбонатные.

Мы коснулись горизонтальной и вертикальной зональностей распределения минерализации и ионного состава подземных вод. В начале лекции мы отметили, что можно говорить и о зональности других компонентов подземных вод: газов, органических веществ, микрофлоры. Эти вопросы выходят за рамки курса. Дадим лишь крайне сжатую обобщённую характеристику газовых зон по вертикали гидрогеохимического разреза. С глубиной меняются состав и газонасыщенность подземных вод. Если в неглубоких водах зоны активного водообмена преобладают кислород и азот при газонасыщенности не более 100 мг/л, то в глубоких водах зоны затруднённого водообмена преобладающим газом становится метан, газонасыщенность вод достигает 10 000 мг/л. С глубиной уменьшается роль азота и возрастает роль углекислого газа, сероводорода и водорода (при преобладающем значении метана и тяжёлых углеводородов).

Дата добавления: 2015-07-16