Геохімічна зональність підземних вод
Відео: 29 Підземні води і природні льоди
Усюди в природі ми зустрічаємося з явищами зональності. Широко відома кліматична зональність, зональність рослинності і т.д. Зональні явища широко поширені і в гідрогеології. Вчення про гідрогеохімічній зональності є фундаментальним досягненням гідрогеології. Відомі різні види зональності: по площі і глибині, для ґрунтових вод і глибоких напірних вод, для загального хімічного складу вод, для газів, органічних речовин, микрокомпонентов, мікрофлори і т.д. Гідрогеохімічна зональність найбільш вивчена на прикладі ґрунтових вод, а також глибоких підземних вод в межах платформ.
Геохімічна зональність грунтових вод - зональність горизонтальна. Нагадаю, що грунтовими водами називаються - води першого від поверхні постійного водоносного горизонту. Тому зрозуміло, що склад цих вод визначається впливом поверхні і підпорядковується географічної (горизонтальної) зональності з її складним комплексом факторів (клімат, грунти, рослинність і т.д.).
Ще в 1914 р гідролог П.В. Отоцкий вперше в межах Європейської частини Росії виділив чотири широтні зони ґрунтових вод, що розрізняються між собою глибиною залягання і мінералізацією: 1) зона неглибоких, слабо мінералізованих, багатих органічними речовинами грунтових вод (полярно-тундрова смуга) - 2) зона неглибоких, помірно мінералізованих вод (лісова смуга) - 3) зона місцями глибоких, в різного ступеня мінералізованих вод (степова смуга) - 4) зона глибоких значно мінералізованих вод (на південь від степової смуги). (Звичайно, треба мати на увазі, що градація П.В.Отоцкого відноситься до вод дуже малого діапазону мінералізації і майже завжди прісним (50-3000мг / л)).
У 1949р. Г.І.Каменскій виділив дві зони ґрунтових вод за умовами їх формування: грунтові води вилуговування і грунтові води континентального засолення. Перший тип води формується в областях надмірного зволоження або в недостатньо зволожених районах, але з добре проникними породами або з хорошим природним дренажем. Другий тип вод формується на рівнинах сухих степів, напівпустель і пустель. У зоні грунтових вод вилуговування з півночі на південь мінералізація вод збільшується від декількох десятків або сотень мг / л до 1 г / л. У другій зоні грунтових вод континентального засолення можуть бути зустрінуті води різної мінералізації та різного складу від прісних до солоних в залежності від матеріального складу порід і геоморфологічних факторів. Наприклад, на вододілах, при глибокому заляганні, води можуть бути прісними, а в долинах річок при неглибокому їх залягання і більш інтенсивному, в зв`язку з цим, випаровуванням стають більш мінералізованими.
Розвиваючи ідеї Г.І. Каменського, Е.В. Піннекер виділив з півночі на південь три зони ґрунтових вод: 1) льодову (мерзлу), 2) гумідного (вологу) і 3) арідний (суху). У першій зоні води повністю або частково проморожені, в рідкій фазі існують лише влітку. Друга зона характеризується надлишковим зволоженням і інтенсивним вимиванням солей з порід. У третій зоні випаровування переважає над опадами і відбувається засолення грунтових вод.
С.Л. Шварц узагальнив величезний фактичний матеріал по хімічному складу грунтових вод земної кулі.
Зональний розподіл характерно і для органічних речовин грунтових вод. Наприклад, для північних і північно-східних районів території Росії характерні більш високий вміст органічних речовин в грунтових водах (Сорг ~ 35мг / л) в порівнянні з південними і південно-західними районами (20-25мг / л). Це обумовлено більш низькими середньорічними температурами, великою кількістю вологи, багатою наземної рослинністю, тісним зв`язком поверхневих, в тому числі болотних, і грунтових вод. У цих умовах не відбувається повного розкладання залишків наземної рослинності, що і веде до збагачення грунтових вод органічною речовиною гумусового характеру. У багатьох районах півночі ці води мають жовтий і бурий колір через високий вміст фульво- і гумінових кислот. Такий же колір, до речі, мають води і деяких річок Білорусі, області харчування яких розташовуються в зоні розвитку боліт (наприклад, Прип`ять). В аридних умовах, навпаки, кліматичні умови сприяють більш повному розкладанню органічних залишків і збіднення грунтових вод органічною речовиною.
Тепер розглянемо вертикальну зональність підземних вод, яка властива водам, що залягає глибше, ніж грунтові, і які не пов`язані так безпосередньо з поверхневими факторами, як грунтові.
Вперше факт зміни хімічного складу підземних вод з глибиною зазначив С.Н. Нікітін в 1900 р Згодом проблема гідрогеохімічній зональності - одна з кардинальних проблем гідрогеології - вивчалася багатьма дослідниками.
Розглядаючи вертикальну гідрогеохімічну зональність треба мати на увазі одну суттєву обставину, на яке звернув увагу М.Є. Альтовскій. Потрібно розрізняти два види вертикальної зональності. Один з них спостерігається при бурінні свердловин, коли ми послідовно перетинаємо нашаровуються один на одного водоносні горизонти. Другий відноситься до окремих водоносних горизонтів, або пластів, в яких по їх падіння відзначається зміна мінералізації і складу вод. Це так звана пластова гідрогеохімічних зональність.
У природі, як правило, не спостерігається чітких і різких кордонів між різними гідрогеохімічні зонамі- хімічний склад вод змінюється поступово. Зони можуть виділятися за величиною мінералізації, іонного складу, газовому складу і іншим гідрогеохімічні характеристикам.
Під гідрогеохімічній зоною прийнято розуміти частину басейну підземних вод (або водоносного шару), відносно однорідну за хімічним складом вод, в межах якої прийнятий за основу виділення зон гідрогеохімічний показник змінюється в порівняно вузьких, умовно встановлюються межах.
Так, відомий pоссійскій гідрогеолог І.К. Зайцев виділив такі зони підземних вод за величиною мінералізації: зона А - прісних вод (М до 1 г / кг), зона Б - солоних вод (М від 1 до 35 г / кг), зона В - розсолів (М gt; 35 г / кг). Виділені таким чином гідрогеохімічні зони поділяються на гідрогеохімічні підзони відповідно до класифікації підземних вод за величиною мінералізації. Наприклад, в зоні солоних вод виділена підзона солонуватих (1-3 г / кг), срабосолёних (3-10 г / кг) і сільносолёних (10-35 г / кг) вод. Разом з тим, гідрогеохімічні зони об`єднуються в гідрогеохімічні пояса. Під гідрогеохімічні поясом розуміється така частина геологічної структури, для якої характерно розвиток від фундаменту до поверхні Землі однією і тією ж послідовності гидрогеохимических зон або одній гідрогеохімічній зони. Гідрогеохімічні пояса можуть бути одно-, дво- і трёхзональнимі.
Зони можуть змінюватися один одним по вертикалі в різній послідовності. У тому випадку, коли мінералізація підземних вод послідовно збільшується з глибиною, говорять про прямий гідрогеохімічній зональності або про нормальному гідрогеохімічні розрізі. Часто зустрічаються аномальні гідрогеохімічні розрізи, які характеризуються або зворотного зональностью (гідрогеохімічних інверсія), коли спостерігається зменшення мінералізації вод з глибиною, або змінною зональностью, коли немає строго певного зміни мінералізації з глибиною.У верхній частині осадового чохла Білоруської антеклізи, складеної теригенними породами з віком від антропогену до жіветского ярусу середнього девону включно, залягають прісні води гідрокарбонатно кальцієвого і магнієво-кальцієвого складу з мінералізацією 200-400 мг / л. Глибше в теригенних і карбонатних з прошарками гіпсу ейфельского ярусу середнього девону, силуру, ордовика і кембрію зустрічаються сульфатні, хлоридно і гідрокарбонатно-сульфатні, сульфатно і гідрокарбонатно-хлоридні солонуваті і солоні води зі змінним катіонних складом і мінералізацією від 1,6 до 8 , 2 г / л. Ще глибше, в верхнепротерозойских піщано-алевролітових породах, які залягають на кристалічному фундаменті, встановлені хлоридні натрієві води і розсоли з мінералізацією 21-55 г / л. Таким чином, тут ми маємо справу з нормальним гідрогеохімічні розрізом, або з прямою гідрогеохімічній зональностью.
Пряма гідрогеохімічних зональність відзначається також практично по всьому потужному (більше 4 км) розрізу осадового чохла Прип`ятського прогину, де у верхній зоні - від четвертинних відкладень до порід батского ярусу юри залягають прісні гідрокарбонатні кальцієві води, а починаючи з надсолевого комплексу (пермь, карбон, девон ) з`являються вже хлоридні розсоли, мінералізація яких зростає з глибиною, а катіонний склад стає все менш натрієвих і все більш кальцієвих. І тільки в самих низах осадового чохла на глибинах понад 4400-4500 м намічається тенденція до деякого зменшення мінералізації.
Класичним прикладом району з інверсійним типом гідрогеохімічного розрізу є Південно-Каспійський басейн. Тут, на Апшеронському півострові, в розрізі неогенових відкладень мінералізація підземних вод зменшується від 92 г / л на глибині 100-500 м до 17 г / л на глибині 2200-2500 м. При цьому хімічний тип вод змінюється від хлоридного натрієвого до хлоридно-гідрокарбонатно натрієвого. У Західній Туркменії мінералізація води зверху знизу зменшується від 200 г / л (пліоцен) до 40 г / л (крейда).
Відео: Підземна вода 3
Як приклади басейнів зі змінною зональностью наведемо Кура-Араксинськой на Кавказі і Гангський в Індії.
У Кура-Араксинськой басейні зверху вниз спостерігається така зміна мінералізації підземних вод. У четвертинних відкладеннях - до 150 г / л, в акчагила-Апшеронська (до глибини 50-380 м) - до 1 г / л, в тих же відкладеннях на глибині 500-900 м - до 40 г / л, у відкладеннях міоцену ( до глибини 3,5 км) - до 200 г / л.
У Гангський басейні в аридних умовах в четвертинних відкладеннях біля поверхні формуються води з мінералізацією до 25 г / л, але вже на глибині 10 м мінералізація падає до 1 г / л. У нижчих палеоген-неогенових відкладеннях мінералізація змінюється так: на глибині 2012 м - 1,1 г / л, 2225 м - 3,3 г / л, 3012-3120 м-5,6-6,2г / л, 3758м-1 , 4г / л.
Найбільш поширеною є пряма вертикальна гідрогеохімічних зональність. Цей тип зональності (іноді ускладнений інверсією мінералізації) в цілому характерний для древніх платформ, наприклад Східно-Європейської. Тут гідрогеохімічні зони по суті збігаються з гідрогеодінаміческого зонами, виділеними Н.К. Ігнатовичем.
У верхній зоні - зоні активного водорбмена потужністю 50-300м - залягають прісні гідрокарбонатні кальцієві і магнієво-кальцієві води.
Зона утрудненого водообміну, що тягнеться до глибини 1-2 км, укладає в собі солоні води змішаного складу, серед яких при наявності в розрізі гіпсоносних порід з`являються сульфатні кальцієві води. У специфічних гідродинамічних умовах в цій зоні іноді спостерігаються елементи інверсії, коли під сульфатними кальцієвими водами залягають менш мінералізовані, а іноді і прісні води.
У нижній зоні - вельми утрудненого водообміну (глибше 1-2 км) - залягають, головним чином, розсоли хлоридного натрієвого складу, в найбільш глибоких частинах деяких басейнів переходять у хлоридні кальцієво-натрієві, натрієво-кальцієві і кальцієві розсоли з мінералізацією понад 300 г / л. У підошві цієї зони в деяких басейнах спостерігається зниження мінералізації.
Багато дослідників намагалися пояснити природу вертикальної гідрогеохімічній зональності. Причому головна увага приділялася поясненню найбільш поширеною прямий зональності. Запропоновано цілий ряд гіпотез, котрі тлумачать формування зональності. Детальний аналіз (і тим більше критика) цих гіпотез виходить за межі нашого невеликого курсу. Однак торкнемося деяких з них.
Дифузійно-осмотична гіпотеза (П.Н. Палей, Дж. Бредхофт і ін.) Передбачає, що під дією геотермічного градієнта або градієнта тиску через глинисті товщі, як через напівпроникні мембрани, відбувається виборчий перенесення молекул води вгору, а залишився в нижній частині розріз концентрується.
Гіпотеза підземного випаровування (В.А. Сулин, М.Є. Альтовскій) передбачає, що проникають в надра інфільтраційні води нагріваються, що утворюються при цьому водяні пари захоплюються вгору бульбашками газу різного походження, розсіяного в підземних водах. Таким чином, допускається як би ldquo-перекачіваніеrdquo- водяної пари з нижчих шарів у верхні, в результаті чого внизу формуються розсоли аж до дуже концентрованих.
Гіпотеза гравітаційної диференціації іонів (К.В. Філатов) заснована на різниці в іонної густини хімічних елементів. Іонна щільність визначалася як частка від ділення атомної ваги на обсяг іона. Відповідно до цієї гіпотези аніони і катіони розташовуються в підземних водах відповідно до величини їх іонної густини. Іони з найменшою щільністю (НСО3-) Повинні, таким чином, розміщуватися у верхній частині розрізу, з найбільшою (Сl-, Вг-, I-) - в самій нижній. Сульфатний іон, що характеризується проміжної величиною іонної густини, повинен займати проміжне положення в розрізі.
Гіпотеза трансляційній самодиффузии іонів (О.Я.Самойлов, Д.С. Соколов) передбачає, що в розрізі басейнів, де підземні води повільно переміщаються з областей харчування до зон розвантаження, існує додатковий потік частинок розчиненої речовини (іонів) і розчинника (молекул води ). При цьому рух молекул води, що не входять в найближче оточення іонів, направлено вгору (самодифузія молекул води), гідратованих іони пересуваються вниз. Такий процес служить головною причиною формування нормального гідрогеохімічного розрізу - наростання мінералізації з глибиною. Розподіл же іонів пов`язано з різною швидкістю так званого трансляційного (стрибкоподібного) руху різних іонів щодо молекул води.
Процеси, які розглядаються в наведених гіпотезах, ймовірно, мають місце в певних умовах в підземній гідросфері, проте з позицій домінування якогось одного процесу не можна пояснити таке складне явище як гідрогеохімічних зональність. Питання про механізм формування зональності вимагає подальшого вивчення.
Разом з тим, ми вже сьогодні можемо з певністю сказати, що гідрогеохімічних зональність пояснюється історією геологічного розвитку регіону, в ході якої літологічний склад порід, тектонічна будова, глибина ерозійного врізу і безліч інших факторів надавали свій вплив на формування зональності. Це відноситься як до прямої зональності, про яку ми найбільше говорили, так і зворотної, і змінної.
Порушення прямий гідрогеохімічній зональності може бути викликано вторгненням прісних підземних вод із зовнішніх областей харчування, наприклад, з гірських масивів. Ми вже говорили в наших лекціях, що водоносні горизонти харчуються атмосферної водою в горах, можуть занурюватися під дно моря, де іноді спостерігаються субмарини прісні джерела. З цього прикладу зрозуміло формування розрізів, представлених водоносним горизонтом з морськими всодамі, похованих разом з морськими відкладеннями, нижче якого розташовується прісноводний водоносний горизонт. Порушення прямий гідрогеохімічній зональності буває пов`язано з наявністю в розрізі соленосних або гіпсоносних відкладень, розчинення яких або маткові розсоли, похованих в них при седиментації, обумовлюють підвищену мінералізацію підземних вод прилеглих частин розрізу. До речі, тут доречно зазначити, що іноді можна зустріти помилкова думка, що в нормальному гідрогеохімічні розрізі зона гідрокарбонатних вод змінюється вниз по розрізу зоною сульфатних вод, а далі зоною хлоридних вод. Справа в тому, що зона сульфатних вод відсутня в багатьох бассейнах- більш того, сульфатні води, як правило, з`являються там, де є сульфатні породи. Справа навіть ще складніше. У розрізі можуть бути присутніми сульфатні породи, а сульфатних вод може не бути. Наприклад, серед девонських межсолевих і подсолевих відкладень Прип`ятського прогину широко поширені пласти ангідритів, а розсоли тут хлоридні. Це пов`язано з тим, що в басейнах галогенеза накопичення сульфатних солей нерідко здійснювалося в середовищі хлоридних, а не сульфатних розсолів. Найбільш же ймовірна причина формування сульфатних вод в розрізі - це розчинення сульфатних порід.
Причиною зворотного гідрогеохімічній зональності може бути поява в нижній частині розрізу, де пластові температури понад 130-150 ° С, петрогенних вод, які представляють собою виділилася хімічно зв`язану воду мінералів (головним чином, монтмориллонита), і які суттєво опріснюють знаходяться тут підземні води або розсоли . Цілком ймовірно, що саме цією причиною пояснюється намічену зменшення мінералізації розсолів в низах гідрогеохімічного розрізу Прип`ятського прогину. Опріснення підземної гідросфери петрогенних водами нерідко супроводжується появою істотної кількості гідрокарбонатних іонів. Це пов`язано з тим, що при температурах, при яких звільняється кристаллизационная і конституційна вода мінералів, одночасно інтенсифікується розкладання розсіяного органічної речовини і гідроліз карбонатних порід. Обидва ці процеси супроводжуються виділенням вуглекислоти. Один з районів, де ці процеси особливо яскраво виражені, - Західний Сибір. Тут, в юрських і крейдяних відкладеннях, Установлюються численні трасуючими глибинними розломами аномальні зони, де гідрогеохімічні зміни полягають у значному зниженні мінералізації підземних вод (на 10-40 г / л) в нижніх частинах чохла в порівнянні з встановленими вище і в перетворенні вод з хлориду в гідрокарбонатні.
Ми торкнулися горизонтальної і вертикальної зональності розподілу мінералізації та іонного складу підземних вод. На початку лекції ми відзначили, що можна говорити і про зональність інших компонентів підземних вод: газів, органічних речовин, мікрофлори. Ці питання виходять за рамки курсу. Дамо лише вкрай стислу узагальнену характеристику газових зон по вертикалі гідрогеохімічного розрізу. З глибиною змінюються склад і газонасиченості підземних вод. Якщо в неглибоких водах зони активного водообміну переважають кисень і азот при газонасищенности не більше 100 мг / л, то в глибоких водах зони утрудненого водообміну переважним газом стає метан, газонасиченості вод досягає 10 000 мг / л. З глибиною зменшується роль азоту та зростає роль вуглекислого газу, сірководню та водню (при переважному значенні метану і важких вуглеводнів).
