2. В числителе - в граммах на килограмм, в знаменателе - в про­цент-эквивалентах.

204

205

206

Из табл.8 видно, что Мировой океан играет огромную роль в перераспределении и накоплении некоторых элементов. В оке­анской воде концентрация хлора на два порядка выше, чем в гор­ных породах, брома на порядок; 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 океанской воде на много порядков ниже, чем в породах. В первую очередь, это относится к двум важным эле­ментам литосферы: кремнию и железу; содержание большинства металлов в океанской воде на несколько порядков ниже, чем в горных породах.

Рассмотрим в самом общем виде процессы перераспреде­ления вещества, которые происходят при круговоротах природ­ных вод. Важным звеном этих круговоротов всегда является оке­анская вода.

Климатический круговорот связан с процессами испарения океанской воды, атмосферного переноса пара, 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 океанской воды, пыль, поднятая с континентов, вулканические дымы и дымы, обра­зующиеся в результате человеческой деятельности. Поэтому атмо­сферные осадки всегда содержат растворенные соли и газы, и их со-

став обусловлен местными условиями. Количество солей в надзем­ной гидросфере несоизмеримо меньше, 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 достигает 44,2 ■ 10⁷ т (на восемь порядков меньше, чем в Мировом океане), но в общем солевом балансе природных вод это самая под­вижная составляющая, и ее значение в формировании химического состава речных, озерных вод и вод неглубоких водоносных горизон­тов гумидных областей огромно.

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 (часто до 20-30 т с 1 км² в год) солей, который и явля­ется главной характеристикой денудационных процессов на боль­ших территориях.

Геологический круговорот тесно связан как с участием оке­анской воды в глобальных геологических процессах, так и с вовле­чением в эти процессы магматогенных и возрожденных вод. В гео­логическом круговороте выделяют литогенетический, субдукцион- ный, или собственно геологический, и мантийный циклы (см. гл.З). Во время литогенетического цикла вода океана или отшнуровав- шихся от него лагун насыщает свежееобразовавшиеся 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 океанской воды или продуктов ее упарива­ния настолько изменяется, что ее первичные признаки: 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 распространенных явля­ется сульфатредукция. В отдельных впадинах морей и океанов с за­трудненным доступом растворенного кислорода создаются условия, способствующие жизнедеятельности сульфатвосстанавливающих бактерий. Активное взаимодействие сульфатов океанской воды и ор­ганического вещества в упрощенном виде можно выразить реакциями

S0²₄~ + 2Н₂0 + 2C_opr -> H₂S + 2HCOJ;

SO²' + 2Н⁺ + 2C_opr -> H₂S + 2СО_г.

Процессы эти продолжают развиваться и при дальнейшем погруже­нии осадков и захороненных в них седиментогенных вод, вплоть до температур 100-110 °С, что особенно характерно для нефтегазонос­ных районов.

Вторым процессом, который возможен уже на первых стади­ях формирования осадков, но активизируется при повышенных тем­пературах, является вторичная доломитизация карбонатных пород по реакции

2СаСО_э + Mg²⁺ -» Са, Mg[C0₃ \ + Са²⁺.

В результате этого процесса первичная океанская вода теряет часть магния, но обогащается кальцием. В зонах низкотемпературного ме­таморфизма (100-150 °С) процессы эти протекают особенно интен­сивно с образованием многочисленных оторочек вторичных доло­митов в зонах гидротермально измененных пород.

Для терригенных пород характерен процесс альбитизации плагиоклазов, одной из составляющих которого является вторичная каолинизация основных плагиоклазов, приводящая к выпадению в раствор кальция. Протекающие в условиях кислой среды, эти про­цессы приводят к нейтрализации растворов и часто сопровождаются выделением воды, что уменьшает общую минерализацию подзем­ных вод. При температуре более 300 °С эти процессы затухают. В самом общем виде процесс альбитизации плагиоклазов можно пред­ставить в виде

4CaAl₂Si₂O_g +2Na⁺ +4H₄Si0₄ + 6H⁺ -» 2NaAlSi₃O_g +

-» KAlSijOg + 3CaMgSi₂0₆ + 3C0₂ + H₂0;

ортоклаз

Субдукционный, или собственно геологический, цикл связан со схемой движения океанского дна, разработанной в теории плит. Материал мантии, поднимаясь к поверхности в зоне срединных хребтов, взаимодействуя с океанской водой, образует серпентинизи- рованный перидотит. В самом общем виде этот процесс, протекаю­щий при температурах 300-400 °С, можно описать реакцией

2(Mg, Fe)₂ Si0₄ + 2H_zO + С0₂ ->

ОЛИВИИ

-> [Mg, FeJj (si₂O_s)(OH)₄ +[Mg, Fe]C0₃.

серпентин

Происходит как бы консервация морской воды в серпентинизирован- ном перидотите, а минерализация остаточного раствора при этом мо­жет вырасти до 50 r/л. На нисходящей ветви движения океанического дна в результате десерпентинизации пород вода возвращается в океан. Процессы эти протекают при высоких температурах, сопровождаются местными циклами круговорота элементов, участием мантийных ле­тучих компонентов и металлов. Важная особенность этих процессов заключается в том, что часть нагретой метаформизованной и обога­щенной новыми компонентами океанский 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 °С, из которых вблизи разломных зон осаждается комплекс 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 к поверхности поступают нагретые мор­ские воды, обогащенные компонентами, по-видимому, глубинного происхождения. Содержание металлов в образовавшихся здесь осад­ках следующее, %: железо 13,9, медь 0,7, цинк 30,6, свинец 0,05, ко­

бальт 0,05, серебро 0,03 (П.А. Рона, 1986 г.). Французские исследова­тели (Р. Хекиниан, И. Фуке, Д. Биде) в том же районе на площади 20 х 0,6 км обнаружили 80 гидротермальных полей. Рудные массы, ими образованные, оцениваются в 30000 т, а продолжительность на­копления - до 100 лет.

Таким образом, геологический круговорот воды и в своем литогенетическом и в субдукционном цикле является мощным ме­ханизмом переноса вещества, сопровождающегося акгивным взаи­модействием воды с горными породами, вовлечением мантийного вещества в водные круговороты, а в отдельных случаях и формиро­ванием месторождений полезных ископаемых. Перемещение веще­ства с мантийными плюмами пока не изучено. Это задача ближай­шего будущего.

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 граммах (миллиграммах) на литр воды или в граммах (миллиграммах) на килограмм раствора. Часто использу­ются также процент (%) и промилле (%о); в англоязычной литературе широко распространена единица parts per million (ppm) - число частей вещества на миллион частей раствора. Соотношение единиц следую­щее: 1 г/кг = 1 %о = 0,1 %= 1000 мг/кг= 1000 ppm. Для перехода к объемным массовые единицы умножаются на плотность раствора. Сухому остатку соответствует расчетная характеристика - минерали­зация воды. Поскольку при упаривании воды примерно половина со­держащихся в ней гидрокарбонатных ионов улетучивается в виде уг­лекислого газа по реакции Са(нСО_э)₂ -»СаС0₃ + С0₂ +Н₂0, при подсчете минерализации из общей суммы растворенных твердых веществ вычитается половина концентрации иона HCOJ. Для ха­рактеристики концентрации растворенных в воде солей можно поль­

зоваться суммой ионов, которую часто называют соленостью воды. Сумма ионов (соленость) широко используется в гидрогеологиче­ской и океанографической литературе.

Количество растворенных в подземных водах веществ может изменяться в очень широких пределах, от нескольких миллиграммов на литр до максимально возможных (около 600 r/л), лимитируемых растворимостью хлористого кальция и хлористого магния. Раство­ренные вещества содержатся в подземных водах в форме простых и комплексных ионов, коллоидов и газов. Простые ионы преобладают в природных растворах при минерализации воды до 10-15 г/л; для этого диапазона 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), в морской воде, имеющей ми­нерализацию 35 г/кг, лишь 8,1 % сульфатов находится в форме про­стого иона SO ^, 60,2% приходится на ион MgSO®, 20,0% на

NaSO^ и 11,7 % на CaSO® . Вместе с тем часто состав соленых вод и рассолов условно представляют в форме простых ионов, что до­пустимо для общих построений.

По степени минерализации все природные воды делят на три группы. Воды с минерализацией до 1 г/кг называют пресными, от 1 до 35 г/кг солеными и свыше 35 r/кг рассолами. За граничные здесь приняты важные для науки и практики значения показателя: вода с минерализацией более 1 r/кг обычно не используется для питьевых целей, а 35 r/кг - минерализация основной массы природных вод, т.е. вод Мирового океана.

Охарактеризуем главные источники растворенных в подзем­ных водах веществ.

Атмосферные осадки. Так как они образуются из воды, ис­паряющейся с поверхности океанов, морей, озер и рек, то, естест­венно, содержание растворенных веществ в них невелико. Атмо­сферные осадки дают начало инфильтрационным и инфлюационным 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 углеки-

214

слого газа, - нетрудно подсчитать, что атмосферные воды, находя­щиеся вблизи поверхности Земли, содержат около 15-20 мг/л азота, 10-15 мг/л кислорода, 0,5 мг/л аргона и 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 и азотной кислот, аммиака, метана. 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, размер которых мо­жет изменяться от и • 1 (Г⁷ до и ■ 1(Г³ см. Количество аэрозолей и со­отношение частиц разных размеров зависит от рельефа и обнажен­ности земной поверхности, направления и силы ветра, температуры. В условиях насыщенного водяного пара аэрозоли становятся ядрами конденсации водяного пара, т.е. причиной образования облаков и туманов, 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 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 сложен и в упрощенном виде мо­жет быть представлен как отрыв капель воды и их испарение, после которого в воздухе остаются частички солей, часто уносимые вет­

ром на значительные расстояния. Наиболее ярко это явление про­слеживается в период летних муссонов на склонах Гималаев, уда­ленных на сотни километров от берегов Индийского океана.

Третьим источником поступления солей в атмосферу явля­ются вулканические извержения, выносящие в воздух громадные количества газов (сернистый газ, хлор), 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, важным фактором формирования воздушного бас­сейна стала человеческая деятельность. Трубы заводов и фабрик вы­брасывают в атмосферу сернистый, углекислый и угарный газы, ам­миак, метан, оксиды азота. Подсчитано, что количество серы (глав­ным образом, в форме S0₂ ), выносимое в атмосферу ежегодно, со­ставляет 110 млн т. Образующиеся серная 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, причем ин­тенсивность его поступления постоянно растет. Исследования 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 3 °С и вызвать глобальные изменения климата и водного режима на нашей планете. 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 данным по химическому составу воды атмосферных осадков. Наблюдения показывают, что уже облачная влага содержит некоторое количество растворенных солей. В ее анионном составе обычно преобладают сульфаты, а состав катионов пестрый (в примерно одинаковых количествах содержатся натрий,

калий, магний, кальций, аммоний); pH облачной воды обычно бли- зок к 5-5,5; суммарное содержание солей 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, что увеличивает их минерализацию. Содержание растворенных веществ в атмосферных осадках падает от начала к концу дождя и с увеличе- нием количества выпадающих в единицу времени осадков, т.е. их интенсивности.

В результате сложных физических и физико-химических процессов в атмосфере среднее значение минерализации выпадаю- щих на поверхность Земли атмосферных осадков для отдельных пунктов обычно достигает 10-50 мг/л. Средние концентрации от- дельных ионов в атмосферных осадках европейской части террито- рии России по данным наблюдений, специально поставленных к Международному геофизическому году (более 4000 проб), следую- щие (в числителе - в миллиграммах на литр, в знаменателе - в про- цент-эквиваленте): SO^2- 5,80/52,9; СГ 1,42/17,4; HCOJ 3,48/24,9; NO3 0,71/4,8; NH; 0,69/20,4; Са²⁺ 1,09/29,1; Mg²⁺ 0,30/13,4; Na⁺

1,23/28,5; К⁺ 0,63/8,6. Показатель pH = 5,5, сумма ионов 16,9 мг/л.

Заметим, что значения концентраций главных компонентов ат- мосферных осадков в процент-эквивалентах ориентировочные, по-

скольку при столь малых концентра- циях ионов возникает невязка между суммой миллиграмм-эквивалентных концентраций анионов и катионов.

Для примера приведем распределение средних значений суммы ионов атмо- сферных осадков (рис.53), максималь- ных значений эта величина достигает в степных и пустынных районах.

Балансовые гидрогеохимиче- ские расчеты [21] показывают, что, 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 непосредст­венном контакте. Любая горная порода содержит в той или иной степени растворимые или подверженные химическому выветрива­нию минералы; в одних случаях главным в формировании химиче­ского состава природных вод является растворение и выщелачива­ние горных пород, в других оно затушевывается иными процессами, но всегда химический состав природных вод зависит от состава по­род, с которыми контактируют воды.

Естественно, что породы, которые лучше растворяются, наи­более заметно влияют 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 хло- ридного натриевого состава. Чаще же соляные залежи залегают на значительной глубине, в зоне затрудненного водообмена и являются водоупорными породами.

Среди сульфатных солей наиболее распространены в недрах Земли гипс и ангидрит. Растворимость сульфата кальция (2 r/л) зна­чительно ниже, чем растворимость хлоридных солей. Этого, однако,

достаточно 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 2,5 -КГ¹¹. Тем не ме­нее, карбонатные породы - один из источников растворенного ве­щества в природных водах, но их переход в раствор осуществляется с обязательным участием углекислого газа.

Практически нерастворимыми являются силикаты и алюмо­силикаты. 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. Источник углерода карбонат-иона в этих водах - биогенный углекислый газ. Гидролиз силикатных пород - древнейший гидрогеохимический процесс, который свидетельствует о глубокой связи между гидро­сферой и биосферой.

Все сульфидные минералы - практически нерастворимы. Например, произведение растворимости пирротина (FeS), сфалерита

(ZnS) и галенита (PbS) соответственно 4-10"¹⁹, 1,8-10^-26 и МО^-29. В присутствии кислорода эти минералы интенсивно окисляются, привнося в подземные воды дополнительные количества серной ки­слоты. Так 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, определяющим геохимию и гидрогеохимию всех природных систем. Уже говорилось о роли кислорода и углекислого газа в раз­рушении горных пород. Источником кислорода является сформиро­вавшийся в результате процессов фотосинтеза воздух, а источником углекислого газа - 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 кремнекислотой.

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 затрудненным доступом кислорода. В почвенном покрове под влиянием сложных биохимических процессов возникает комплекс органических ве­ществ, который называют гумусом. Полный химический состав гу­муса определить трудно, но известно, что гумус содержит гумино- вые и фульвокислоты, представляющие собой сложные высокомо­лекулярные соединения. Обе эти группы кислот хорошо растворимы и являются активными комплексообразователями, 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 отложениях 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 океанской воде, до 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. 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 (до 25-30 мг/л) концентрации разнообразных органических соединений.

Вода океанов и морей. Данные палеонтологических и гео­химических исследований показывают, что, по крайней мере, к на­чалу фанерозоя сформировался химический состав океанской воды, близкий к современному (см. с.204), 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 (табл.8).

Концентрации 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 океанской воды попа­

дают в недра Земли, является осадконакопление. Седиментогенные воды насыщают илы, из которых впоследствии формируются оса­дочные породы; поэтому влажность первичных 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 образования крупных осадочных структур появляются и водонос­ные горизонты, содержащие седиментогенные воды. Начальный со­став этих вод отвечает составу воды водоема: это может быть нор­мальная океанская вода или вода крупных лагун, представляющая собой упаренную до той или иной концентрации морскую воду (в отдельные периоды развития платформ такие лагуны занимали площадь до миллионов квадратных километров), или 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 - с веще­ством горных пород, в результате чего химический состав водных растворов существенно меняется. Наиболее активно такие измене­ния (их принято называть метаморфизацией химического состава воды) протекают в бассейнах, илы которых обогащены органиче­ским веществом, т.е. во внутренних морях и в прибрежной (шельфо­вой) части открытых морей. В глубоководных океанских осадках, содержащих значительно меньшие количества органического веще­ства, состав иловых вод в большинстве случаев однообразен и бли­зок к химическому составу океанской воды. При погружении на значительную глубину морские осадки попадают в зоны с повышен­ными температурами. Кроме того, с глубиной значительно растет давление. Поэтому химические реакции здесь протекают достаточно интенсивно, и первоначальный состав морской воды продолжает изменяться.

В крупных структурах, сложенных осадочными породами, седиментогенные воды могут быть встречены до глубин 5-10 км, 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. выделилось более 0,5 млрд м³ газа. В составе этих газов преобладали пары воды, соляная и плавиковая кислоты, сернистый газ, углекислый газ, водо­род, сероводород. Большая часть выделяющихся при извержении вулканов летучих компонентов попадает в воздух и влияет на фор­мирование химического состава атмосферных вод, и тем косвенно на гидрогеохимию подземных вод. Часть летучих компонентов рас­творяется в подземных водах при движении наверх, формируя в районах вулканических очагов специфические термальные воды (фумаролы, сольфатары, парогидротермы).

Непосредственно в кратерах вулканов могут формироваться кислые воды с pH < 2 и минерализацией до 50-60 г/л, представляю­щие собой горячие растворы соляной и серной кислот, способные активно растворять 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.

3. Содержание

   • Часть 1. Теоретические основы гидрогеологии
   • Глава 1. Базовые положения курса
   • Объект и предмет гидрогеологии
   • Связь общей гидрогеологии с другими разделами гидрогеологии и смежными науками
   • Краткие сведения из истории развития гидрогеологии
   • Глава 2. Распространение воды на земле
   • 2.1. Уникальность свойств и структура воды
   • 2.2. Гидросфера и ее составные части
   • 2.3. Надземная гидросфера
   • Наземная гидросфера
   • 2.5. Подземная гидросфера
   • Глава 3. Единство природных вод и их круговорот на земле
   • Единство и баланс природных вод
   • Круговорот воды на земле
   • Физические поля земли, гидрогеологические закономерности и законы гидрогеологии
   • Глава 4. Залегание и распространение
   • Подземных вод
   • Принципы гидрогеологической стратификации и районирования
   • Подземные воды дна мирового океана
   • Глава 5. Физические формы массопереноса в системе вода - порода
   • Характеристика элементов системы
   • 5.2. Фильтрация подземных вод
   • Глава 6. Химические формы переноса вещества в системе вода - порода
   • 2. В числителе - в граммах на килограмм, в знаменателе - в про­цент-эквивалентах.
   • Основные ионы,
   • Газовый состав подземных вод
   • Основные факторы и процессы формирования химического состава подземных вод
   • Глава 7. Запасы, ресурсы и режим подземных вод 7.1. Понятие о запасах и ресурсах подземных вод
   • 7.2. Формирование ресурсов
   • Режим подземных вод
   • Глава 8. Этапы развития подземной гидросферы и их влияние на современную гидрогеологическую обстановку
   • Непрерывность, необратимость и цикличность развития земли
   • 8.3. Эволюция подземной гидросферы
   • Часть 2. Методические основы и практические приложения гидрогеологии
   • Глава 9. Методы гидрогеологических исследований
   • Виды гидрогеологических исследований
   • Факторы, определяющие объем работ при гидрогеологических съемках
   • Открыть зажим шланга 1 и дать фут- больной камере 4 расшириться для приведения давления к атмосферному;
   • Глава 4. Подземные воды. Обоснование принятой гидрогео­логической стратификации (выделение водоносных горизонтов и комплексов, водоупоров).
   • Опытные фильтрационные и миграционные работы
   • 9.4 Геофизические работы
   • 9.6. Лабораторные исследования
   • 9.7. Сбор, хранение и обработка информации
   • Моделирование гидрогеологических процессов и прогнозирование
   • Научно-исследовательская работа
   • Глава 10. Месторождения подземных вод
   • Понятие о месторождении подземных вод
   • Пресные подземные воды
   • Минеральные лечебные воды и воды промышленного и теплоэнергетического
   • Задание для самопроверки
   • Глава 11. Проблемы экологической гидрогеологии
   • 11.2. Загрязнение подземных вод
   • Особенности эколого-гидрогеологических исследований
   • Глава 5. Физические формы массопереноса в системе вода-порода 181
   • Глава 6. Химические формы переноса вещества в системе вода-порода 202
   • Глава 7. Запасы, ресурсы и режим подземных вод 255
   • Глава 8. Этапы развития подземной гидросферы и их влияние
   • Часть 2. Методические основы и практические приложения гидрогеологии 310
   • Глава 9. Методы гидрогеологических исследований 310
   • 197101 Санкт-Петербург, ул б Монетная, 16