Підземні води

Загальні відомості. Згідно з сучасними даними, вода в земній корі може перебувати в рідкому, газоподібному (водяна пара), твердому (лід) і надкритичному (ущільнений флюїд) станах.

По відношенню до вміщуючих порід виділяється три види води: 1) вільна (гравітаційна, капілярна і вакуольна), 2) фізично пов`язана, що включає прочносвязанная (гигроскопическую) і рихлосвязанной (плівкову і осмотичну), і 3) хімічно зв`язана (кристаллизационная, цеолітів і конституційна ). Взаємопереходів одних видів води в інші значною мірою визначають суть геологічного кругообігу води. Вільна і фізично зв`язана вода зони насичення (фреатический) об`єднуються поняттям "власне підземні води". Основним об`єктом дослідження гідрогеологів служать вільні гравітаційні води.

Хімічний склад і мінералізація

Ці характеристики підземних вод дуже різноманітні. Діапазон загального солевмісту підземних розчинів лежить між значеннями менше 0,2 г / л для ультрапрісні (по А.М. Овчіннікову) вод верхніх частин літосфери гумідного пояса і 500-600 г / л і більше для гранично насичених (по Е.В. Піннекеру ) розсолів подсолевих, межсолевих і внутрісолевих горизонтів соленосних басейнів. Головні аніони підземних вод - НСО₃^-, S0₄²,C1^-, катіони - Na⁺, Са²⁺, Мg²⁺. Взагалі ж в підземній гідросфері виявлено понад 70 хімічних елементів.

Зональність хімічного складу

Існує тенденція до збільшення мінералізації підземних вод з глибиною, в результаті чого прісні води (загальна концентрація солей менше 1 г / л) змінюються солоними (1-35 г / л) і глибше - розсолами (понад 35 г / л). Зміна іонно-сольового складу підземних розчинів в цілому узгоджується з зональністю розподілу їх загального солевмісту.

Прісні води найчастіше гідрокарбонатні кальцієві, в районах розвитку доломітових порід - гідрокарбонатні кальцієво-магнієві. Глибше розташовується зона солоних вод змішаного хімічного складу: гідрокарбонатно-хлоридних натрієвих, сульфатно-гідрокарбонатних натрієвих, хлоридно-сульфатних натрієвих та інших, що переходить в зону поширення солоних і ропних хлоридних натрієвих вод.

Наведена в найзагальніших рисах картина гідрогеохімічній зональності, властива, головним чином, карбонатно-теригенними розрізах платформних басейнів, часто і суттєво спотворюється. У зв`язку з умовами геологічного розвитку регіону і литологическим складом формацій гідрогеохімічні зони гіпертрофуються по потужності, з`являються специфічні типи вод, спостерігаються різні види інверсії солоності (малюнок). В межах арідного пояса навіть у самих верхніх частинах осадового чохла нерідко залягають солоні води, а в прилеглих до кристалічним щитам гідрогеологічних резервуарах солоні води і розсоли можуть взагалі бути відсутнім. У басейнах з потужними галогенними товщами формуються високомінералізовані розсоли хлоридного кальцієвого складу, а в підошві осадового чохла таких басейнів нерідко відзначається зниження мінералізації розсолів.

Для областей розвитку гіпсо- і ангідрітоносних формацій і відкладень з сульфідними скупченнями характерна наявність вираженої сульфатної гідрогеохімічній зони.

Вельми специфічні за складом і солоності підземні розчини нафтових, газових, вугільних, рудних родовищ, районів сучасного вулканізму і вічної мерзлоти.

Відео: Свердловина. Питні підземні води. кристалічні породи

Лужно-кислотні властивості

Ці властивості підземних вод сильно змінюються. Найбільш високі значення рН (10, рідко до 13,5) властиві содовим водам і гідротерми, низькі (4-2, рідко до О) - водам зони окислення сульфідних родовищ, вулканічним термам і міцним хлоридним кальцієвих розсолу. Ступінь лужності-кислотності розчинів залежить як від їх складу (іонного і газового), так і від температури.

Відео: Мудрість бедуїнів про те, як шукати підземні води

гази

У підземних водах, газонасиченість яких коливається від 15 до 10000 мл / л, найбільш поширені кисень, азот, вуглекислий газ, водень, серововород, аміак, метан і інертні гази. Розподіл водорастворённих газів в земній корі підпорядковане певним закономірностям. У верхніх частинах підземної гідросфери переважають гази повітряного походження: N₂, O₂, СО₂. Крім того, тут, особливо в субмарини областях, велика також роль біохімічних газів (СО₂, СН₄, N₂, Н₂S, NН₃).

Присутність повітряного кисню у водах відзначається до глибини 1 км, а його зміст в розчинах досягає 15 мг / л. Збагачене підземних вод верхніх частин осадового чохла киснем обумовлює існування тут окислювальному геохимической обстановки. Разом з тим, в верхніх частинах чохла в разі інтенсивної генерації біохімічних газів нерідко виникають відновлювальні умови.

З глибиною гамма газів атмосферного і біохімічного походження спочатку доповнюється, а потім змінюється газової асоціацією хімічного генезису (СО₂ - до 40 г / л-H₂S - 4 г / л і вище-N₂ - 1210 мл / л-H₂ - 1513 мл / л-СН₄ і його гомологів - до 12900 см³/ Л і ін.), Що визначається взаємодією вод і порід при зростаючих температурах і тисках, і газами радіогенний-ядерного походження (Не - до 10 мл / л і Rn - до 36000 еман). Тут панує відновна обстановка. Однак на значних глибинах (2-3 км і більше) можлива присутність вільного кисню, пов`язаного з радіоліз води. В цілому для глибинних зон осадового розрізу характерні метанові, азотно-метанові, вуглекисло-метанові і сірководневої-азотно-метанові розчини і розсоли. Складний і специфічний склад водорастворённих газів районів сучасного вулканізму. Тут відзначені фтор-хлористі, серністо- і азотно-вуглекислі, сероводородно- і воднево-вуглекислі, водневі і метанові газоводние розчини.

Відео: Підземні води. Географія 6 клас

ізотопи

Велике значення для встановлення природи підземних розчинів і розшифровки умов літогідрогеохіміческіх процесів має вивчення ізотопного складу водню і кисню, що складають молекулу води. З стабільних ізотопів цих елементів найбільш поширені в природі і геологічно вивчені D і ¹⁸O.

Основним природним процесом, контролюючим фракціонування водню і кисню, є випаровування-конденсація: водяна пара і його рідкі деривати за ізотопним складом полегшуються, залишкова вода утяжеляется. В результаті метеорні опади і неглубокозалегающіе підземні води містять менше D і ¹⁸О (dD = -185 ...- 30 permil-- d¹⁸O = -24 ...- 5 permil-), ніж морські води (dD = -14 ... + 15 permil-- d18O = -0,9 ... + 1,2 permil-) і глибинні солоні підземні розчини. Найбільш мінералізовані розсоли подсолевих і внутрісолевих горизонтів (Прип`ятський, Ангаро-Ленський прогини) характеризуються аномально легким ізотопним складом (dD до -170 permil-- d¹⁸O до -17 permil-), що пояснюється глибокою інверсією в поведінці концентрацій ізотопів на пізніх стадіях евапорітових процесу.

Згідно з сучасними даними, вивчення концентрації дейтерію дає більш ясні в порівнянні з важким киснем вказівки на першоджерело підземного розчину. Ізотопний же склад кисню істотно залежить від взаємодій між водою і породою, в результаті яких нерідко має місце збагачення води і збіднення породи по ¹⁸Про - так званий кисневий зрушення.

Фільтрація і дифузія

Формування складу підземних вод відбувається в ході складних процесів масопереносу, який здійснюється конвективним і дифузійним способами. Найбільш вивчені конвективні процеси, які зазвичай ототожнюються з механічним массопереносом. Таке перенесення речовини, що переважає в рухомому підземному потоці під впливом напірного градієнта, пов`язаний з рухом власне підземних вод, називається фільтрацією. Фільтраційні течії підземних вод різноманітні за швидкістю, місцем розташування джерела зародження, причин виникнення, прояву в осадово-породних басейнах.

гідродинамічна зональність

Ще в 30-40-х роках нашого століття Н.К. Ігнатович сформулював уявлення про гідрогеодінаміческого зональності осадового розрізу. Відповідно до його порядку, основаному на зниженні активності водообміну з глибиною, виділяються три гідрогеодінаміческого зони: верхня - інтенсивного водообміну, середня - уповільненої водообміну, нижня - пасивного водообміну.

види фільтрації

Згідно А.Є. Гуревичем та ін., Фільтрація підземних вод представлена двома видами течій: гравітаційним і Елізіон. Причина першого - вплив на воду поля гравітації Землі. Можливість гравітаційного руху може реалізуватися в разі негоризонтального рівнів і нерівноважності розподілу щільності підземних вод. Рушійною силою гравітаційної фільтрації є гідростатичний напір. Гідрогеодінаміческого режим пластових систем, що володіють такого роду напором, називають гідростатичним. У вигляді класичного варіанту, для якого властиво наявність чітко виражених областей метеорного харчування, стоку і розвантаження водоносних горизонтів, гідростатичний режим домінує головним чином у верхній гідрогеодінаміческого зоні осадово-породних басейнів (інфільтраційні системи). Однак можливі його істотні прояви і в глибоких частинах гідрогеологічного розрізу.

Елізіон рух підземних вод викликається зміною обсягу порового простору або утримується в ньому розчину. Реалізація Елізіон течій можлива в результаті ряду процесів, серед яких переважаюче значення мають механічне ущільнення (разуплотнение) відкладень, заповнення порового простору вторинними мінералами (розчинення порід), дегідратація (гідратація) мінералів, синтез (розкладання) води, термічне зміна обсягу рідкої фази. Найбільш поширений і вивчений вид Елізіон систем характеризується геостатічеських природою напору, що виникає при віджиманні розчинів з ущільнюється відкладень. У цьому випадку говорять про геостатічеських режимі динаміки підземних вод. Такий режим яскраво проявляється в субмарину і молодих осадово-породних басейнах. У нижніх, глубокопогруженние, частинах осадового чохла на перший план виходять негеостатіческіе фактори Елізіон течій: дегідратація мінералів, синтез води, термічне розширення рідкої фази і т.д.

генетичні типи

Мінералізація, іонно-сольовий, газовий, ізотопний склад підземних вод, характер відносини до гірських порід пов`язані з їх генезисом. Г.Н. Каменський в 1947 р вперше звів погляди про існування різних генетичних типів підземних вод в схему, яка лежить в основі сучасних генетичних класифікацій. За першоджерела ресурсів виділяються чотири основні генетичні різновиди підземних вод: атмогенние, талассогенние, петрогенних і мантійногенние (таблиця). У цих термінах відображене походження вод: атмогенние - з атмосфери, талассогенние - з моря (ТАЛАССО ... - море), петрогенних - з каменю (петро ...- камінь), мантійногенние - з мантії.

Атмогенние (інакше метеогенние) підземні води формуються, головним об-разом, в результаті просочування в надра атмосферних опадів. Переміщаються ці води в земній корі під дією гідростатичного напору від областей харчування, де вони прісні і ультрапрісні, до областей розвантаження, в межах яких їх солоність в разі перетину водним потоком мас легкорозчинних порід може зростати до 320 г / л. У гідрогеологічної практиці такі води частіше називаються інфільтрогенних, при цьому підкреслюється спосіб їх проникнення в водоносний горизонт. Слід зазначити, що метеогенние води можуть бути поховані разом з відкладеннями при озерному або річковому осадконакоплении. У таких випадках це - седіментогенние води, що рухаються під впливом істотно геостатичної напору.

Поява талассогенних підземних вод в розрізі осадово-породних басейнів обумовлено, як правило, захороненням морських вод при осадконаконленіі. Тому терміни (талассогенние води) і (седіментогенние води) зазвичай застосовуються як синоніми. Рідше води морських і лагунних басейнів можуть стікати в підстилають горизонти під дією сил гравітації (інфільтрогенних талассогенние води). Переважно седиментаційних характер талассогенних підземних вод відбивається в залежності мінералізації розчинів від літологічного складу формацій, що становлять гідрогеологічні басейни. У басейнах з карбонатно-теригенними виконанням мінералізація вод зазвичай не піднімається вище 80-100 г / л (наприклад. Західний Сибір). У гіпсо- і ангідрітоносних розрізах відзначаються більш концентровані розсоли (200-250 г / л). Розсоли високої і найвищої мінералізації (320-600 г / л) зустрінуті лише в великих галогенних басейнах з кам`яної і калійними солями.

Рух талассогенних вод зазвичай Елізіон, що виникає під дією геостатічеських сил, в меншій мірі температури і скорочення порового простору порід при вторинному минералообразования. Спочатку з ущільнюється при зануренні відкладень в більш проникні пласти віджимаються вільні (гравітаshy-ційних) води. У міру занурення порід маса гравітаційних вод поповнюється за рахунок фізично зв`язаної води. За деякими оцінками, до глибин 550-600 м з відкладень вичавлюється вся вільна вода, а в інтервалі 1500-2000 м в глинах відсутня вже і Рихлосвязанная.

Петрогенних (інакше відроджені, метаморфогенні) підземні води з`являються в результаті звільнення водних молекул з мінералів, що містять кристалізаційну і цеолітів воду, а також синтезу молекул Н₂O при розкладанні і перекристалізації гідроксіл- і водородсодержащих мінералів. Процес формування петрогенних вод починається на стадії катагенеза. Як приклади назвемо процеси ангідрітізаціі гіпсу, що містить 20,9% кристалізаційної води, повністю віддаляється в експерименті при 140-220 ° С, гідрослюдізаціі монтмориллонита, в якому вміст межслоевой води, що становить 12-24%, починає знижуватися в інтервалі температур 100-135 ° С.

Відео: Шок !!! Дивитися всем !!! Підземні води !!!

На стадії метаморфізму формування петрогенних вод триває. Велика роль тут належить глибокої перекристалізації глинистих мінералів, в яких на частку лише конституційної води доводиться 10-28%. Треба мати на увазі, що в літогенезі поряд з поповненням резерву гравітаційно-рухомий води за рахунок петрогенних йде і зворотний процес розкладання водних молекул: певна їх частина трансформується в конституційну воду новоутворених мінералів. Головним імпульсом еміграції з мінералів петрогенних вод є температура. Слід зазначити, що, незважаючи на грандіозні масштаби процесу відродження води, спостерігати петрогенних води в чистому вигляді неможливо внаслідок їх змішування з іншими генетичними типами вод, найчастіше талассогеннимі розчинами. Разом з тим, судити про факт еміграції з порід хімічно зв`язаної води в ряді випадків вдається з опріснення нижніх частин гідрогеохімічного розрізу.

Ще більш складні для вивчення мантійногенние (інакше ювенільні) підземні води. Представляючи собі реальність існування цього типу вод, джерелом генерації яких є мантія, ми в практиці гідрогеологічних досліджень можемо говорити, з більшим чи меншим ступенем вірогідності, лише про частку ман-тійногенной води в конкретній полігенетичним водної суміші. Це пов`язано з тим, що водна фаза, відокремлювана з глибинної магми, службовців транспортом мантійногенной води, успадковує риси атмогенних, талассогенних і петрогенних розчинів бічних порід, асимільованих магматическим потоком. Навіть в районах сучасного вулканізму гідротерми носять гібридний, переважно метеогенний, характер. Так, за оцінками В.І. Кононова, частка магматичних флюїдів в водному балансі сучасних гідротермальних систем зазвичай не перевищує 10%.

Увага, тільки СЬОГОДНІ!