ЭКОЛОГО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
"ЭКОМОНИТОРИНГ"
СРЕДНЕУРАЛЬСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ЭКСПЕДИЦИЯ
|
620014
г.Екатеринбург ул.Вайнера, 55 (Уралнедра), каб. 513 |
тел. 257-20-06, 219-39-08 факс 257-20-06 |
|
|
|
6. Геологическая деятельность подземных вод 6.1 Виды воды в горных породах К
подземным водам относятся все природные воды, находящиеся под поверхностью
Земли в подвижном состоянии. Вопросы происхождения, движения, развития и
распространения подземных вод являются предметом изучения специальной отрасли
геологической науки - гидрогеологии (греч. «гидро»
- вода). Подземные воды тесно связаны с водой атмосферы и наземной гидросферы
- океанами, морями, озерами, реками. В природных условиях происходит
непрерывное взаимодействие этих вод, так называемый гидрологический
круговорот. Движение
подземных вод определяется физическими свойствами горных пород. Общая
пористость пород выражается отношением объема всех пор (vp)
к объему всей породы (v): n
= vp/v; или в процентах: n = (vp/v)×100%. Важное значение для формирования и движения
подземных вод имеет не только общая пористость, но и размеры пустот и их
связь друг с другом. Известно, что пористость глин достигает 50-60%, а
фактически это относительно водонепроницаемые породы вследствие того, что
поры в них субкапиллярные (диаметр менее 0,0002 мм). Пористость осадочных
пород, а следовательно, и их водопроницаемость зависят от: 1) формы и
расположения составляющих частиц; 2) степени их отсортированности;
3) цементации и уплотнения; 4) выноса (выщелачивания) растворимых веществ,
сопровождающегося образованием различных карстовых полостей; 5) характера и
степени трещиноватости и наличия разломов. Водноколлекторские свойства горных пород определяются их пористостью и
трещиноватостью. По характеру пустот
породы-коллектора (лат. «коллектор» - собирающий) могут быть подразделены на
следующие категории: 1) гранулярные (лат. «гранулум»
- зернышко) или рыхлые зернистые пористые породы, такие, как пески, гравий,
галечники; 2) трещиноватые скальные породы с трещинной пустотностью
- песчаники, известняки, доломиты, магматические, метаморфические породы и
др.; 3) трещиноватые и трещинно-карстовые породы, такие, как известняки,
доломиты, гипсы, соли. Таким образом, подземные воды могут заполнять поры
между отдельными зернами осадка, мелкие и крупные трещины, зоны тектонических
разломов, карстовые пустоты и полости. Наибольшая водопроницаемость
наблюдается в галечниках, гравии, в крупных песках, сильно закарстованных известняках и сильно трещиноватых породах
разного генезиса. Относительно слабая проницаемость отмечается в
тонкозернистых песках, супесях, еще меньшая в лёссах, легких суглинках, слаботрещиноватых породах. Почти непроницаемыми
(водоупорными) являются глины, тяжелые суглинки, сцементированные и другие
массивные породы с ничтожной трещиноватостью. Горные
породы содержат различные виды воды. Ее состояние и свойства в рыхлых
песчаных и глинистых породах впервые были экспериментально изучены советским
ученым А. Ф. Лебедевым, выделившим несколько видов воды в горных породах,
отличающихся физическими свойствами. В настоящее время предложено следующее
подразделение видов воды в породах: I. Вода в форме пара; II.
Физически связанная вода, которая подразделяется на 1) прочносвязанную
(гигроскопическая) воду; 2) слабосвязанную (пленочная) воду; III. Свободная вода, которая подразделяется на 1)
капиллярную воду, 2) гравитационную; IV. Вода в
твердом состоянии; V. Кристаллизационная вода и химически связанная вода. Вода
в форме пара содержится в воздухе, заполняющем пустоты и трещины горных
пород, свободные от жидкой воды. Парообразная вода находится в динамическом
равновесии с другими видами воды и с парами атмосферы. Прочносвязанная вода
образуется непосредственно на поверхности частиц горных пород в результате
процессов адсорбции молекул воды из паров и прочно удерживается под влиянием
электрокинетических и межмолекулярных сил. Вследствие этого она и получила
название прочносвязанной или гигроскопической. Много физически связанной воды
содержится в тонкодисперсных глинистых породах. Слабосвязанная вода имеет
меньший уровень энергетической связи. Она образует на поверхности частиц как
бы вторую пленку поверх прочносвязанной и может передвигаться от участков с
большей толщиной пленки к участкам, где толщина меньше. Пленка удерживается
молекулярными силами, возникающими между молекулами прочносвязанной воды и
молекулами воды вновь образующейся пленки. По мере роста толщины пленки
действие молекулярных связей уменьшается. Внешние слои слабосвязанной воды
доступны для питания растений и могут служить средой развития
микроорганизмов. Суммарное содержание прочно- и слабосвязанной воды образует
максимальную молекулярную влагоемкость, которая
изменяется в зависимости от состава пород (в %): для песков 5-7; супесей -
9-19; суглинков - 15-23; глин - 25-40. Капиллярная
вода частично или полностью заполняет тонкие капиллярные поры и трещинки
горных пород и удерживается в них силами поверхностного натяжения
(капиллярных менисков). Она подразделяется на капиллярно-разобщенную,
капиллярно-подвешенную и капиллярно-поднятую. Капиллярно-разобщенная вода
называется также водой углов пор или стыковой водой. Она обычно образуется
преимущественно в местах сопряжения частиц породы и суженных угловых участков
пор, где прочно удерживается капиллярными силами (капиллярно-неподвижное
состояние). Другие виды капиллярной воды способны передвигаться и передавать
гидростатическое давление. Капиллярно-подвешенная вода образуется в верхней
части зоны аэрации (рис. 6.1), в тонких порах и трещинках почв и
песчано-глинистых пород за счет инфильтрации атмосферных осадков при
влажности пород выше максимальной молекулярной влагоемкости. Капиллярно-подвешенная
вода не доходит до уровня подземных вод. Она доступна для растений, но в
засушливые годы при длительном испарении может расходоваться почти до полного
исчезновения. Капиллярно-поднятая вода располагается над уровнем первого от
поверхности водоносного горизонта (грунтовых вод), где она образует так
называемую капиллярную кайму. Мощность ее различна и зависит от состава
горных пород; она минимальна в крупнообломочных породах, максимальна в
суглинках и глинах (до первых метров). Количество воды в породе,
соответствующее полному насыщению всех капиллярных пор, называют капиллярной влагоемкостью.
Рис. 6.1
Схема грунтовых вод и верховодки: I - зона
аэрации; II - зона насыщения; 1 - почвенные и
капиллярно-подвешенные воды, 2 - песчаные водопроницаемые породы, 3 -
водонепроницаемые породы, 4 - грунтовые воды, 5 - уровень грунтовых вод, 6 -
направление движения грунтовых вод, 7 - капиллярно-поднятая вода, 8 -
нисходящий источник, 9 - уровень верховодки, 10 - направление инфильтрующихся вод Гравитационная
(свободная) вода образуется в породах при полном насыщении всех пор и трещин
водой, что соответствует полной влагоемкости. В
этих условиях вода движется под воздействием силы тяжести и напорного
градиента в направлении к рекам, морям и другим областям разгрузки. К
гравитационной воде относят также инфильтрационную воду зоны аэрации,
появляющуюся периодически во время снеготаяния, после выпадения дождей и
идущую на пополнение подземных вод. Вода
в твердом состоянии находится в горных породах или в виде отдельных
кристаллов, или в виде линз и прослоев чистого льда. Она образуется при
сезонном промерзании водонасыщенных горных пород,
но особенно широко развита в областях распространения многолетнемерзлых
горных пород (в Сибири, Канаде и других районах). Кристаллизационная
вода свойственна ряду минералов, где она входит в их кристаллическую решетку.
Из таких минералов можно назвать мирабилит Na2SO4∙10H2O с содержанием кристаллизационной воды до 55,9%, бишофит MgCl2.6Н2О - до 53,2%,
гипс CaSO4∙2Н2O -
до 20,9% и др. Кристаллизационная вода в ряде случаев может быть выделена при
высоких температурах, что используется как идентификация минералов. При этом
в процессе нагревания могут образовываться промежуточные соединения с меньшим
содержанием воды, что видно из рассмотрения превращения гипса в ангидрит: CaSO4.2H2O ®CaSO4.H2O (T - 107ºC)
®CaSO4 (T - 170ºC) 6.2 Происхождение подземных вод По
условиям образования выделяются несколько типов подземных вод: 1)
инфильтрационные; 2) конденсационные; 3) седиментогенные; 4) магматогенные,
или ювенильные; 5) метаморфогенные,
или возрожденные. Инфильтрационные
подземные воды образуются из наземных вод атмосферного происхождения. Одним
из главных видов питания их является инфильтрация, или просачивание в глубь
Земли дождевых и талых атмосферных осадков. В ряде случаев в питании
подземных вод принимают участие воды, фильтрующиеся из рек, озер,
водохранилищ и из каналов. Конденсационные
воды образуются в результате конденсации водяных паров воздуха в порах и
трещинах горных пород. Этот процесс объясняется разностью упругости водяных
паров, находящихся в различных зонах аэрации, и взаимосвязанных с ними
водяных паров атмосферного воздуха. Конденсация водяных паров имеет
существенное значение для пустынных районов с малым количеством атмосферных
осадков, где периодически возникают небольшие тонкие линзы пресных
конденсационных вод, налегающих на соленые воды. Седиментогенные
подземные воды (лат. «седиментум» - осадок) - это
высокоминерализованные (соленые) подземные воды в глубоких слоях осадочных
горных пород. Происхождение таких вод связывают с захоронением вод морского
генезиса, сильно измененных под влиянием давления и температуры. Они могут
быть образованы одновременно с морским осадконакоплением, в этом случае их
называют сингенетическими. Другой вариант их происхождения может быть связан
с проникновением вод морских бассейнов в ранее сформированные породы, также в
последующем захороненные новыми отложениями. Магматогенные
подземные воды, образующиеся непосредственно из магмы, Э. Зюссом
(1902) были названы ювенильными (лат. «ювенилис» - юный). Поступление таких вод происходит, с
одной стороны, при извержении вулканов, с другой - из магматических тел,
расположенных на глубине, в которых первоначально может содержаться до 7-10%
воды. В процессе кристаллизации магмы и образования магматических пород вода
отжимается, по разломам и тектоническим трещинам поднимается вверх, поступает
в земную кору и местами выходит на поверхность. Количество магматогенных вод
незначительно. К тому же они поступают на поверхность уже в смешанном виде,
так как на своем пути пересекают различные горизонты подземных вод иного
генезиса. Метаморфогенные подземные воды (возрожденные, или дегидратационные)
образуются при метаморфизме минеральных масс, содержащих кристаллизационную
воду или газово-жидкие включения. Под влиянием температуры и давления
происходят процессы дегидратации. Если они протекают длительно, то приводят к
образованию капельножидкой воды, вступающей в общий геологический круговорот
подземных вод. В
современной гидрогеологической литературе имеется несколько классификаций
подземных вод. Многие исследователи в качестве основного признака используют
принадлежность разных видов подземных вод к конкретным зонам: 1) зоне аэрации
и 2) зоне насыщения. В зоне аэрации можно выделить почвенные воды и
верховодку. Почвенные
воды распространены в почвенном слое близ поверхности Земли. Их формирование
связано с процессами инфильтрации атмосферных осадков, снеготалых
вод и конденсации атмосферной влаги. Верховодка образуется в зоне аэрации,
когда инфильтрующаяся вода встречает на своем пути
линзы водонепроницаемых пород. Это могут быть линзы глин среди песчаных
отложений речных террас или суглинков в водопроницаемых водно-ледниковых
отложениях и др. В зоне насыщения выделяют воды: 1) грунтовые; 2)
межпластовые безнапорные; 3) межпластовые напорные, или артезианские. Грунтовые
воды - воды, существующие в пределах первого от поверхности Земли водоносного
горизонта. Под
грунтовыми водами понимают свободные (гравитационные) воды первого от
поверхности Земли стабильного водоносного горизонта, заключенного в рыхлых
отложениях или верхней трещиноватой части коренных пород, залегающего на
первом от поверхности, выдержанном по площади водоупорном слое. Область их
питания совпадает с областью распространения водопроницаемых пород. Верхняя
граница зоны насыщения называется уровнем или зеркалом грунтовых вод (рис.
6.2). Порода, насыщенная водой, называется водоносным горизонтом, мощность
которого определяется расстоянием по вертикали от зеркала грунтовых вод до водоупора. Она изменяется в пространстве и во времени.
Питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков,
местами за счет инфильтрации вод рек и других поверхностных водоемов. По
гидравлическим свойствам грунтовые воды безнапорные со свободной
поверхностью. Уровень воды в буровых скважинах и колодцах, вскрывающих
грунтовые воды, устанавливается на высоте, соответствующей верхней границе их
свободной поверхности. Выше уровня грунтовых вод располагается капиллярная
кайма. Движение
грунтовых вод подчиняется силе тяжести и осуществляется в виде потоков по
сообщающимся порам или трещинам. Зеркало грунтовых вод до известной степени
повторяет рельеф поверхности, и грунтовые потоки движутся от повышенных
участков (начиная от водораздела грунтовых вод) к пониженным участкам
(оврагам, рекам, озерам, морям), где происходит их разгрузка в виде
нисходящих источников (родников) или скрытым субаквальным
рассредоточенным способом (например, под водами русел рек, дном озер и
морей). Такие области называются областями разгрузки или дренирования (франц.
«дренаж» - сток). Грунтовый поток, направленный к местам разгрузки, образует
криволинейную поверхность, называемую депрессионной. Течение грунтовой воды
называется фильтрацией. Она зависит от наклона зеркала грунтовых вод или от
гидравлического (напорного) градиента, а также от водопроницаемости горных
пород. Движение
грунтовых вод через относительно мелкие поры и неширокие трещины происходит в
виде отдельных струек и называется ламинарным (параллельно-струйчатым) и
только в галечниках, сильно трещиноватых и закарстованных
породах приобретает местами турбулентный характер. Скорость движения воды (V) подчиняется линейному закону А. Дарси,
и пропорциональна коэффициенту проницаемости (коэффициенту фильтрации) (К) и
гидравлическому градиенту (I): V
= KI, где I = h /L, h
- разница высот (м), L - пройденное расстояние (м). Скорость
движения воды в песках от 0,5 до 1-5 м/сут., в
галечниках значительно увеличивается. Расход грунтовых вод (Q) прямо пропорционален гидравлическому градиенту (I) и площади поперечного сечения (F):
Q = KIF, или Q = VF.
Рис. 6.2
Схема залегания и движения грунтовых вод в междуречном массиве и их
режим: 1 - песок, 2 - суглинок, 3 - минимальный уровень грунтовых вод, 4 -
максимальный уровень грунтовых вод Режим
грунтовых вод. Зеркало грунтовых вод, количество и качество их изменяются во
времени. Это тесно связано с меняющимся количеством инфильтрующихся
атмосферных осадков. В многоводные годы при большом количестве атмосферных
осадков (включая и снеговой покров) уровень грунтовых вод повышается, а в
маловодные годы понижается. При таких колебаниях некоторые слои пород то
заполняются водой, то осушаются. В результате периодически появляется зона
переменного насыщения, находящаяся над зоной постоянного насыщения. В районах
с влажным и умеренным климатом реки, как правило, дренируют подземные воды,
уровень которых имеет наклон к реке, но во время половодья и паводков
происходит отток воды из реки и повышение уровня грунтовых вод. В
этом случае реки выступают в качестве временного дополнительного источника
питания подземных вод, в результате происходит сокращение или полное
прекращение разгрузки грунтовых вод в бортах долины реки. После спада паводка
уровень грунтовых вод, стремясь к равновесию, постепенно снижается и
приобретает свой обычный уклон к реке. В районах с аридным климатом, где
количество атмосферных осадков очень мало, уровень грунтовых вод нередко
понижается от реки. В этих условиях происходит инфильтрация воды из рек,
пополняющая подземные воды. Такая инфильтрация имеет место из рек Амударьи и
Сырдарьи при пересечении ими степных районов. В аридных областях могут
формироваться линзы пресных вод под такырами и вблизи каналов. К
напорным (артезианским) водам относятся подземные воды, находящиеся в
водоносных горизонтах, перекрытых и подстилаемых водоупорными (или
относительно водоупорными) слоями горных пород, и обладающие гидростатическим
напором. Они располагаются на больших пространствах и глубинах вне сферы
воздействия местных дрен (рек, оврагов и др.). Артезианские межпластовые
напорные воды названы по месту их первоначального нахождения в XII в. во французской провинции Артуа
(древнее название Артезия). Водоносные горизонты,
содержащие напорные межпластовые воды, связаны с различными главным образом
отрицательными структурами земной коры: синеклизами,
мульдами, предгорными и межгорными прогибами и моноклиналями (греч. «моно» -
один, «клино» - склоняю). По условиям залегания
пород, содержащих артезианские воды, выделяются артезианские бассейны и
артезианские склоны. Под
артезианскими бассейнами понимают совокупность артезианских водоносных
горизонтов, залегающих в синеклизах и других
прогибах (рис. 6.3). В каждом артезианском бассейне выделяются: а) область
питания - площади выхода на дневную поверхность водоносных пород,
располагающихся на наивысших гипсометрических отметках; б) область разгрузки
- места выхода на поверхность водоносного горизонта на более низких
абсолютных отметках по сравнению с областью питания.
Рис. 6.3
Схема строения бассейна (А) и территории водосбора (Б) (по А.М. Овчинникову): а - область питания и создания напора; б -
область напора; в - область разгрузки; H1 и Н0 - пьезометрические напоры в разных сечениях; m - мощность артезианского горизонта; 1 - водоносный
пласт; 2 - водоупорные породы; 3 - уровень воды Такая
разгрузка может осуществляться в виде восходящих источников, местами же в
виде скрытых очагов разгрузки в рыхлые отложения под руслами рек или на дне
моря (субмаринные источники); в) область напора -
основная площадь распространения артезианских вод, расположенная между
областями питания и разгрузки. В области напора уровень напорных вод всегда
располагается выше кровли водоносного горизонта. Расстояние по вертикали от
кровли водоносного горизонта до этого уровня и называется напором. Если на
разрезе соединить линией отметки уровней воды в областях питания и разгрузки,
то эта линия примерно покажет, до какой высоты поднимется напорная вода при
вскрытии ее колодцами или буровыми скважинами. Уровень напорных вод называют
пьезометрическим (греч. «пьезо» - давлю), всегда
выражается в абсолютных отметках (м), а величина напора - в метрах. Пьезометрическая
поверхность напорного водоносного горизонта изображается обычно на
специальных картах гидроизопьез. Гидроизопьезы - линии, соединяющие точки с одинаковыми
абсолютными отметками пьезометрического уровня. Своеобразный
асимметрический артезианский бассейн формируется местами при моноклинальном
(односклонном) залегании водоносного горизонта, когда водопроницаемые породы
выклиниваются по мере погружения или же фациально
замещаются водонепроницаемыми породами. В этих случаях создаются специфические
гидродинамические условия. Области питания и разгрузки располагаются
поблизости одна от другой, а область распространения напора находится в
стороне на более низких отметках. Такие бассейны встречаются в краевых частях
предгорных прогибов и на склонах впадин на платформах. Режим
артезианских вод по сравнению с режимом грунтовых является более стабильным;
пьезометрический уровень мало подвержен сезонным колебаниям; хорошая
изолированность от природных и искусственных воздействий с поверхности Земли
обеспечивает чистоту воды напорных водоносных горизонтов. Восходящие
источники обязаны своим происхождением гидростатическому напору, характерному
для артезианских бассейнов и склонов. Их выходы в виде бьющих вверх струй
приурочены к основным краевым областям разгрузки артезианских бассейнов и
нередко связаны с зонами тектонических разрывов и других нарушений. Это могут
быть эрозионные источники напорных вод или источники, пробивающиеся через
относительно, слабо проницаемые отложения, перекрывающие водоносный горизонт,
или восходящие по линии сброса и др. Во многих акваториях Земли зафиксированы
восходящие субмаринные источники подземных вод.
Такие мощные восходящие струи издавна известны на дне Средиземного моря и
других внутренних морей, где они встречаются на различных глубинах в области
шельфа, а местами и континентального склона, а также во многих районах
Атлантического, Индийского и Тихого океанов. 6.5 Общая минерализация и химический состав подземных вод Общую
минерализацию подземных вод составляет сумма растворенных в них веществ. Она
обычно выражается в г/л или мг/л. Формирование химического состава и общей
минерализации подземных вод связано с двумя основными факторами: 1) условиями
их происхождения; 2) взаимодействием с горными породами, по которым движется
подземная вода, и условиями водообмена. В ряде
случаев происходит процесс выщелачивания растворимых горных пород и
соответственное обогащение подземных вод теми или иными минеральными солями.
В глубинных водах (в погруженных частях структур) в условиях затрудненного водообмена происходят наибольшая концентрация
растворенных веществ и значительное увеличение общей минерализации. К
настоящему времени опубликовано много классификаций подземных вод по их
минерализации и химическому составу. В классификации В. И. Вернадского, О. А.
Алексина и других выделяются четыре группы подземных вод: 1) пресные - с
общей минерализацией до 1 г/л; 2) солоноватые - от 1 до 10 г/л; 3) соленые -
от 10 до 50 г/л; 4) рассолы - свыше 50 г/л. Пресные воды могут быть
использованы для хозяйственно-питьевого водоснабжения согласно нормам ГОСТа.
Слабосолоноватые воды могут использоваться для нецентрализованного
водоснабжения, орошения; соленые - для оценки минеральных (лечебных) вод.
Выделение подгрупп рассолов необходимо для правильной оценки термальных,
промышленных подземных вод и вод нефтяных месторождений. Основной
химический состав подземных вод определяется содержанием наиболее
распространенных трех анионов - НСО3-,
SО42-, Сl- и трех катионов - Са2+,
Mg2+, Na+.
Соотношение указанных шести элементов определяет основные свойства подземных
вод - щелочность, соленость и жесткость. По анионам выделяют три типа воды:
1) гидрокарбонатные; 2) сульфатные; 3) хлоридные и ряд промежуточных -
гидрокарбонатно-сульфатные, сульфатно-хлоридные, хлоридно-сульфатные и более
сложного состава. По соотношению с катионами они могут быть кальциевыми или
магниевыми, или натриевыми, или смешанными кальциево-магниевыми, кальциево-магниево-натриевыми и др. При характеристике
гидрохимических типов на первое место ставится преобладающий анион. Так,
например, пресные воды в большинстве случаев гидрокарбонатно-кальциевые или гидрокарбонатно-кальциево-магниевые, а солоноватые могут
быть сульфатно-кальциево-магниевыми. В
артезианских бассейнах наблюдается определенная вертикальная
гидрогеохимическая зональность, связанная с различными гидродинамическими
особенностями: 1) верхняя зона интенсивного водообмена;
2) средняя зона замедленного водообмена; 3) самая
нижняя зона весьма замедленного водообмена. Впервые
на гидрогеохимическую зональность, увеличение минерализации подземных вод,
снижение их подвижности с глубиной указал В.И. Вернадский. По Е.В. Посохову (1975), верхняя часть артезианских бассейнов
платформ имеет относительно небольшую мощность. Так, например, в Московском
артезианском бассейне пресные воды встречаются до глубин 200-300 м, в
Днепровско-Донецком - до 500 м. Ниже располагается относительно маломощная
гидрогеохимическая зона солоноватых и слабосоленых вод многокомпонентного
состава, в которых большая роль принадлежит иону SO42-.
В более глубокой третьей гидрогеохимической зоне преобладают хлоридные воды с
минерализацией 250-350 г/л и более (в Ангаро-Ленском
бассейне около 600 г/л). По
мере значительного увеличения минерализации с глубиной в хлоридно-натриевых
рассолах наблюдается рост содержания иона Са2+
и в наиболее погруженных частях бассейна встречаются хлоридно-кальциевые или хлоридно-кальциево-магниево-натриевые рассолы, что имеет
большое значение для нефтяной гидрогеологии. В глубоких водоносных горизонтах
с высокой минерализацией, помимо основных анионов и катионов, нередко
содержатся йод, бром, бор, стронций, литий, радиоактивные элементы. Особенно
большое количество йода, брома и бора встречается в хлоридно-кальциевых водах
нефтяных и газовых месторождений, где они местами извлекаются в промышленных
количествах. Указанная
гидрогеохимическая зональность характерна для ряда артезианских бассейнов.
Вместе с тем в некоторых бассейнах (Западно-Сибирском, Брестском и др.)
сульфатная зона отсутствует, и пресные гидрокарбонатные воды верхней зоны
постепенно сменяются хлоридными. Отмечается также широтная зональность
грунтовых вод, связанная с изменениями климатических условий и степени
расчлененности рельефа при движении с севера на юг. Г.Н. Каменский, исходя из
указанных факторов и особенностей формирования грунтовых вод и их химического
состава, выделил на территории России две зоны: 1.
Зона вод выщелачивания (и выноса солей), приуроченная к гумидным
областям (областям избыточного увлажнения) с невысокими положительными
среднегодовыми температурами. Грунтовые воды выщелачивания формируются в
условиях преобладания подземного стока над испарением. По мере движения с
севера на юг изменяются глубина залегания грунтовых вод и их минерализация от
очень пресных (больше 0,2 г/л) к пресным (до 1 г/л) и солоноватым (больше 1
г/л) в более южных районах. 2.
Зона вод континентального засоления, приуроченная к аридным (засушливым)
областям (сухие степи, полупустыни и пустыни), где выпадает малое количество
атмосферных осадков, сравнительно высокие температуры и испаряемость.
Следовательно, в этой зоне низка величина инфильтрационного питания грунтовых
вод по сравнению с высокой испаряемостью, что определяет и низкую величину
подземного стока и высокую минерализованность. Минеральными
называются подземные воды, обладающие биологически активными свойствами,
оказывающими физиологическое воздействие на организм человека и используемые
в лечебных целях. Воды могут быть различны по температуре, минерализации и
содержанию целебных химических компонентов. Их принято делить на холодные при
температуре до 20ºС, теплые, или субтермальные, при 20-37ºС,
термальные при 37-42º С, горячие, или гипертермальные, выше 42ºС.
По составу, свойствам и лечебному значению различают несколько групп
минеральных вод. Из них наиболее известны и широко используются углекислые,
сероводородные и радиоактивные воды. Углекислые
минеральные воды, постоянно газирующие углекислотой: 1) пресные или
солоноватые холодные углекислые воды, распространенные на курортах
Кисловодска (нарзаны), Дарасун, Шмаковка
и др.; 2) горячие углекислые воды (Т - 37-40ºС,
местами 70ºС и выше) типа Славянской
(Железноводск), Карловы Вары (ЧСФР), Истису (Азербайджан), Джермук
(Армения) и др. Отмечается, что многие наиболее крупные источники углекислых
вод тяготеют к районам, где развиты молодые интрузивные магматические тела.
Исходя из этого высказывается предположение, что большое количество СО2 образуется в контактных зонах интрузивов и
карбонатных пород с метаморфизацией последних при высоких температурах. Сероводородные,
или сульфидные, минеральные воды, лечебные свойства которых определяются
содержанием в них свободного сероводорода. По концентрации сероводорода они
подразделяются на воды слабой концентрации (10-50 мг/л), средней (50-100
мг/л) и крепкой (100-250 мг/л). Среди них по условиям формирования
различаются азотные, сероводородные, метановые воды (А.М. Овчинников, В.В.
Иванов, И.К. Зайцев, Н.И. Толстихин и др.). Азотные
формируются в условиях сочетания торфяных отложений и неглубоко залегающих
гипсоносных пород, из которых поступают сульфатно-кальциевые воды. В
торфяниках происходит процесс восстановления сульфатов и образование
сероводорода. К этому типу относятся сероводородные воды курортов Кемери (Латвия), Краинка
(Тульская обл.) и Хилово (Псковская обл.).
Метановые сероводородные воды формируются в восстановительной обстановке в
глубоких частях артезианских бассейнов, будучи связаны с битуминозными и
нефтеносными отложениями. В сравнении с азотными метановые воды отличаются
значительно большим содержанием сероводорода. Такие сульфидные воды имеют
наибольшее распространение. К ним относятся воды Мацесты (Сочинений бассейн),
Талги (Дагестан), Усть-Качки
(Приуралье) и многие другие. В районах современной
вулканической деятельности (Курильские острова, Камчатка и др.) и молодых
магматических интрузий (Пятигорск, Ессентуки)
развиты углекислые сероводородные воды. Радиоактивные
минеральные воды отличаются повышенным содержанием радиоактивных элементов.
Для лечебных целей широко используются радоновые воды на известных курортах
Цхалтубо (Грузия), Белокуриха (Алтайский край) и
др. Среди них выделяются: а) холодные радоновые воды в корах
выветривания, б) термальные радоновые воды, приуроченные к тектоническим трещинам
в относительно неглубоко залегающих гранитных интрузивных телах. К
особой категории относятся месторождения гипертермальных
вод (до 100ºС и выше) в районах современного
вулканизма (Камчатка, Курильские и Японские острова, Новая Зеландия и др.).
На базе таких месторождений работают геотермальные электростанции,
организуется теплоснабжение населенных пунктов и парниково-тепличных
хозяйств. Примером первых является Паужетская
геотермальная электростанция на Камчатке, построенная в 1965 г. на базе Паужетских гидротермальных источников с температурой 150-200º. Энергетические установки, использующие
геотермальную энергию, имеются в США, Мексике, Японии, Италии и других
странах. Следует
отметить, что подземные воды занимают исключительно важное место в природе и
жизни человека, и поэтому не случайно ЮНЕСКО считает одной из важнейших
проблем для жизни людей планеты обеспечение населения, промышленности и
сельского хозяйства пресной подземной водой, охрану ее и рациональное
использование. Карст
представляет собой процесс растворения, или выщелачивания трещиноватых
растворимых горных пород подземными и поверхностными водами, в результате
которого образуются отрицательные западинные формы рельефа на поверхности
Земли и различные полости, каналы и пещеры в глубине. Впервые такие широко
развитые процессы детально были изучены на побережье Адриатического моря, на
плато Карст близ Триеста, откуда и получили свое название. К растворимым
породам относятся соли, гипс, известняк, доломит, мел. В соответствии с этим
различают соляной, гипсовый и карбонатный карст. Наиболее изучен карбонатный
карст, что связано со значительным площадным распространением известняков,
доломитов, мела. Необходимыми
условиями развития карста являются: 1) наличие растворимых пород; 2)
трещиноватость пород, обеспечивающая проникновение воды; 3) растворяющая
способность воды. Наибольшее разнообразие карстовых форм наблюдается в
открытом типе карста (горные районы известнякового плато Крыма, Кавказа,
Карпат, Альп и др.). В этих районах развитию карста благоприятствуют открытая
поверхность растворимых пород и частые ливни. Поверхностные
формы в открытом типе карста подробно описаны в общей геоморфологии, здесь же
остановимся лишь на кратком их перечислении и рассмотрим гидродинамические
зоны в карстовом массиве. К поверхностным карстовым формам относятся: 1)
карры, или шрамы, - небольшие углубления в виде рытвин и борозд
глубиной от нескольких сантиметров до 1-2 м; 2)
поноры - вертикальные или наклонные отверстия,
уходящие в глубину и поглощающие поверхностные воды; 3)
карстовые воронки, имеющие наибольшее распространение, как в горных районах,
так и на равнинах. Среди них по условиям развития выделяются: а)
воронки поверхностного выщелачивания, связанные с растворяющей деятельностью
метеорных вод; б)
воронки провальные, образующиеся путем обрушения сводов подземных карстовых
полостей; 4)
крупные карстовые котловины, на дне которых могут развиваться карстовые
воронки; 5)
наиболее крупные карстовые формы - полья, хорошо
известные в Югославии и других районах; 6)
карстовые колодцы и шахты, достигающие местами глубин свыше 1000 м и
являющиеся как бы переходными к подземным карстовым формам. К
подземным карстовым формам относятся различные каналы и пещеры. Самыми крупными
подземными формами являются карстовые пещеры, представляющие систему
горизонтальных или несколько наклонных каналов, часто сложно ветвящихся и
образующих огромные залы или гроты. Такая неровность в очертаниях,
по-видимому, обусловлена характером сложной трещиноватости пород, а возможно,
и неоднородностью последних. На дне ряда пещер много озер, по другим пещерам
протекают подземные водотоки (реки), которые при движении производят не
только химическое воздействие (выщелачивание), но и размыв (эрозию). Наличие
постоянных водных потоков в пещерах нередко связано с поглощением
поверхностного речного стока. В карстовых массивах известны исчезающие реки
(частично или полностью), периодически исчезающие озера. Отложения
в пещерах представлены несколькими генетическими типами: 1) нерастворимые
продукты, или остаточные (от растворения) образования - терра-росса;
2) обвальные накопления - продукты обрушения сводов карстовых полостей; 3)
аллювиальные осадки, образующиеся подземными реками; 4) озерные осадки; 5)
хемогенные образования - известковый туф (травертин) и 6) натечные формы -
сталактиты, растущие от кровли пещеры вниз, и сталагмиты, растущие вверх.
Известны также ледяные пещеры, в которых накапливаются разнообразные формы
льда. Покрытый
карст отличается от открытого тем, что закарстованные
породы перекрыты нерастворимыми или слабо растворимыми горными породами.
Формы поверхностного выщелачивания здесь отсутствуют, и процесс протекает в
глубине. В большинстве случаев здесь на поверхности образуются карстовые суффозионные
(лат. «суффозио» - подкапывание) блюдцеобразные и
воронкообразные формы, а также неглубокие поноры. В
ряде случаев карстово-суффозионные провальные воронки и шахты развиваются над
подземными каналами и пещерами. При
высоком стоянии уровня в этой зоне происходит горизонтальное движение воды,
при низком - вертикальное, в соответствии с чем осуществляется направленное
выщелачивание карстующихся пород, что имеет
значение в развитии подземных карстовых пещер и каналов. Во многих речных
долинах бурением и геофизическими методами обнаружено наличие крупных
карстовых полостей значительно ниже ложа, что связано с разгрузкой подруслового потока подземных вод. Местами выражена
этажность карстовых пещер (рис. 6.4). Как было сказано ранее, наблюдаются
определенные направленность и цикличность развития речных долин, находящие
выражение в наличии надпойменных террас. Каждая из них соответствует
длительному эрозионно-аккумулятивному циклу развития речной долины. С такими
террасами, расположенными на разных высотах, коррелируются
(лат. «корреляцио» - соотношение) карстовые пещеры.
Зная возраст террас, можно приближенно оценить время формирования пещер и
наоборот.
Рис. 6.4
Схема связи карстовых пещер с речными террасами С
деятельностью подземных и поверхностных вод и другими факторами связаны
разнообразные смещения горных пород, слагающих крутые береговые склоны долин
рек, озер и морей. К таким гравитационным смещениям, помимо осыпей, обвалов,
относятся и оползни. В образовании оползней подземные воды играют важную
роль. Под оползнями понимают крупные смещения различных горных пород по
склону, распространяющиеся в отдельных районах на большие пространства и
глубину. На рисунке 6.5 обозначены основные элементы одноактного оползня, а
пунктиром показано первоначальное положение склона. Поверхность, по которой
происходит отрыв и оползание, называется поверхностью скольжения,
сместившиеся породы - оползневым телом, которое часто отличается значительной
неровностью. Место сопряжения оползневого тела с надоползневым
коренным уступом называется тыловым швом оползня, а место выхода поверхности
скольжения в низовой части склона - подошвой оползня.
Рис. 6.5
Элементы оползня: 1 - оползневое тело, 2 - поверхность скольжения, 3 -
бровка срыва, 4 - оползневые террасы, 5 - вал выпучивания с трещинами, 6 -
подошва оползня, 7 - положение склона до оползня, 8 - коренной массив пород Крупным
районом классического развития оползней является Черноморское побережье Крыма
и Кавказа. Кроме того, оползни встречаются в отдельных местах по склонам
долин Днепра, Оки, в низовьях Камы, Печоры, на Москве-реке и в других
районах. Оползневые
процессы протекают под влиянием многих факторов, к числу которых относятся:
1) значительная крутизна береговых склонов и образование трещин бортового
отпора; 2) подмыв берега рекой (Поволжье и другие реки) или абразия морем
(Крым, Кавказ), что увеличивает напряженное состояние склона и нарушает
существовавшее равновесие; 3) большое количество выпадающих атмосферных
осадков и увеличение степени обводненности пород
склона как поверхностными, так и подземными водами. В ряде случаев именно в
период или в конце интенсивного выпадения атмосферных осадков происходят
оползни. Особенно крупные оползни вызываются наводнениями; 4) влияние
подземных вод определяется двумя факторами - суффозией и гидродинамическим
давлением; 5) падение горных пород в сторону реки или моря, особенно если в
их составе есть глины, которые под воздействием вод и процессов выветривания
приобретают пластические свойства; 6) антропогенное воздействие на склоны
(искусственная подрезка склона и увеличение его крутизны, дополнительная
нагрузка на склоны устройством различных сооружений, разрушение пляжей,
вырубка леса и др.). |
