Трещинно-карстовые воды

Карстовыми, или трещинно-карстовыми, называются свобод­ные (гравитационные) подземные воды, связанные с горными породами, скважность которых наряду с трещиноватостью (реже пористостью) определяется наличием карстовых пустот, образую- 1ЛИХСЯ в результате растворения минерального скелета горной по­роды подземными водами^I. Форма и размеры подземных карсто­вых пустот могут быть различными: от мелких пустот (каверн) диаметром 2—3 мм и расширенных участков трещин до пещер и крупных подземных гротов. При переслаивании закарстованных пород с породами другого состава воды, заключенные в них, на­зываются пластовыми (правильнее — межпластовыми) трещин­но-карстовыми.

Формирование подземных карстовых пустот и их распределение в разрезе массива горных пород определяются (Соколов, 1962; Максимович, 1963; и др.) наличием: 1) “растворимых” горных пород; 2) путей движения подземных вод (“фильтрующего” про­странства) в минеральном скелете горной породы; 3) фильтрацией подземных вод, “недонасыщенных” по отношению к раствори­мому минеральному соединению.

Собственно растворимыми (карстующимися) горными породами являются карбонатные породы (известняки, в меньшей степени доломиты, мергели), сульфатные (гипс, ангидрит) и хлоридные (гатит, сильвин). Растворимость этих пород изменяется в зависи­мости от типа пород (см. гл. 4), достигая максимума (350—400 г/л) у солей, которые чрезвычайно редко (только в условиях резко арид­ного климата) встречаются в поверхностном залегании (соляной поверхностный карст). Однако растворимость пород одного типа (карбонатных или сульфатных) также значительно изменяется в зависимости от их минералого-химического состава, наличия и распределения нерастворимого материала, структуры минераль­ного скелета и др. Наиболее легко растворяются химически чис­тые минеральные соединения СаС0₃ и CaS0₄, не содержащие нерастворимого материала. В то же время наличие в породе неко­торых минеральных примесей в некоторых случаях значительно увеличивает ее растворимость и т.п.

“Первичное” фильтрующее пространство в минеральном скеле­те карстующихся пород может быть представлено трещинами или порами (см. гл. 3). Наиболее часто процесс подземного карстооб- разования развивается по системам трещин различного генезиса (экзогенная, тектоническая, литогенетическая трещиноватость и др.). В то же время некоторые типы карстующихся пород ха­рактеризуются высокими (до 0,20—0,25) значениями первичной осадочной (органогенные, оолитовые известняки и др.) или эпи­генетической пористости.

Как было сказано выше, практически во всех случаях процесс подземного карстообразования развивается унаследовано, усили­вая (усугубляя) уже имеющуюся трещинную или поровую скваж­ность минерального скелета породы. В связи с этим, как правило, наибольшими значениями скважности (проницаемость, гравита­ционная емкость) характеризуются участки, для которых и при отсутствии карстопроявлений были бы характерны относительно повышенные значения трещинной или поровой пустотности.

Для таких в целом малорастворимых природных соединений, как СаС0₃ и CaS0₄, предел насыщения (произведение раствори­мости, см. гл. 4) достигается быстро, как правило, уже в зоне аэрации или в верхней части зоны насыщения. В связи с этим процессы карстообразования (подземные формы карста) наиболее интенсивно протекают на участках, характеризующихся относи­тельно более высокими значениями скоростей и расходов подзем­ных потоков, и, как правило, достаточно резко затухают с увеличе­нием глубины залегания. Наряду с этим определенные изменения химического состава подземных вод (увеличение содержания СОт, ионов СЕ, Mg²⁺ и др.), увеличение их температуры, смеше­ние с водами иного состава и другие факторы приводят к увели­чению произведения растворимости СаС0₃ и CaS0₄ (П.Р. Таубе, А. Г. Баранова) и обусловливают развитие процессов карстообра­зования и в более глубоких частях массива (до глубин 200—250 м и, как исключение, до 600—800 м и более). В то же время и в глубоких частях разреза (до 3000—4000 м и более) буровые скважи­ны вскрывают в ряде случаев интенсивно закарстованные горные породы. Наличие их объясняется развитием палеокарста или про­цессами глубинного выщелачивания горных пород высокоагрес­сивными растворами, термальными водами и др. (Е.М. Минский, И.К. Зайцев и др.).

Сочетание названных выше причин обусловливает резко нерав­номерную закарстованность горных пород в плане и разрезе. Про­ницаемость таких пород в верхней части разреза может меняться на коротких расстояниях практически от 0 до 500—800 м/сут и более. При этом расчеты средних значений проницаемости даже для относительно ограниченных участков массива часто являются недостоверными, так как в двух рядом расположенных скважинах или в соседних интервалах одной скважины проницаемость за­карстованных пород может изменяться в пределах двух-трех по­

рядков. Гравитационная емкость закарстованных пород изменя­ется наиболее часто от I до 10% и более, для порово-кавернового подтипа карстовых сред — до 20—25% (см. гл. 3). Столь резкая неоднородность распределения фильтрационных и емкостных свойств объясняется тем, что обычно в массиве (толще) карстую- щихся горных пород наряду с относительно слабой региональной закарстованностью могут быть выделены так называемые зоны локального интенсивного карста (Соколов, 1962). Такие зоны могут быть связаны с бортами и днищами современных (или погребен­ных) речных долин, зонами тектонических нарушений, осевыми частями крутых складок, контактами карстующихся и некарстую- гцихся пород и др.

При неглубоком залегании карстующихся пород зоны локальной интенсив­ной закарстованности нередко проявляются широким развитием поверхностных форм карста: воронки, карстовые провалы и др. Так, на склонах междуречных пространств и на поверхности речных террас Западно-Уральской зоны складча­тости, Онего-Двинского междуречья и других карстовых районов интенсивно за- карстованные зоны тектонических нарушений и контактов нередко "трассируют­ся" линейным расположением карстовых воронок и провалов. В других случаях положение зон локальной интенсивной закарстованности может быть установле­но по материалам бурения или по наличию крупных карстовых водопроявлен и й (см. ниже).

Условия залегания трещинно-карстовых вод определяются ха­рактером закарстованности массива и режимом уровней грунтовых вод. В связи со значительными колебаниями уровня грунтовых карстовых вод в вертикальном разрезе массива обычно выделяют (Г.А. Максимович, Д.С. Соколов и др.) несколько характерных гидродинамических зон (рис. 9.5).

Рис. 9.5. Схема вертикальной зональности карстового массива (по Д.С. Соколову, 1962): / — закарстованные горные породы. 2 — уровень грунтовых (трешинно- карстовых) вод, .? — номера гидродинамических зон, 4 — родники

Зона аэрации (I), выделяемая от поверхности земли до наибо­лее высокого (максимального) положения уровня грунтовых вод, характеризуется наличием гидравлически разобщенных потоков трещинно-карстовых вод, связанных с системами трещин или зо­нами закарстованности. Подобные потоки имеют сезонный ха­рактер и формируются или в периоды интенсивного атмосферного питания, или в периоды существования периодического речного стока при питании грунтовых вод за счет его поглощения. Зона постоянного насыщения (III) выделяется в нижней части массива по положению наиболее низкого (минимального) уровня грунто­вых карстовых вод (рис. 9.5). В пределах этой зоны формируется единый гидравлически связанный горизонт грунтовых трещинно­карстовых вод, движение которых также осуществляется по сис­темам трещин и зон закарстованности, но в соответствии с об­щим распределением напоров подземных вод. Зона переменного насыщения (зона переменного гидродинамического режима, по Г.А. Максимовичу, II), выделяется по положению максимачьного и минимального уровня грунтовых вод массива. В зависимости от положения уровня она характеризуется или условиями зоны аэрации, или зоны полного насыщения (см. рис. 9.6). Зона так называемого регионального стока трещинно-карстовых вод (IV), не дренируемая местной речной сетью, может существовать главным образом в слоистых толщах при наличии в разрезе выдержанных слабопроницаемых пластов. Наличие этой зоны в едином массиве закарстованных пород в большинстве случаев может быть связано с различной глубиной дренирующего воздействия крупной речной долины и ее мелких притоков.

Питание трещинно-карстовых вод осуществляется за счет ин­фильтрации (инфлюации) атмосферных осадков и за счет погло­щения поверхностных вод. Формирование и распределение вели­чин атмосферного питания грунтовых трещинно-карстовых вод, в еще большей степени, чем грунтовых вод зоны экзогенной тре­щиноватости. определяются типом строения верхней части гид­рогеологического разреза (см. рис. 9.2).

Наиболее благоприятные условия формирования быстрого (инфлюационного) питания характерны для участков открытого поверхностного распространения интенсивно закарстованных по­род (I тип разреза, см. рис. 9.2). В пределах таких участков боль­шая часть (до 60—70% и более) атмосферных осадков, за вычетом испарения, расходуются на формирование инфильтрационного питания трещинно-карстовых вод (силурийское плато. Крымская яйла и др.). Практически столь же благоприятны условия питания на участках, где закарстованные породы перекрыты только песча­ными, песчано-гравийными и другими высокопроницаемыми от­ложениями (II тип разреза зоны аэрации). Однако расходы на ис­парение, а также формирование поверхностного (склонового) стока в периоды выпадения летних ливневых осадков здесь могут быть относительно большими (табл. 9.2). Наименее благоприят­ные условия и низкие значения инфильтрационного питания ха­рактерны для участков, где закарстованные породы перекрыты значительными по мощности слабопроницаемыми отложениями (III тип).

Таблица 9.2

Распределение величин питания трещинно-карстовых вод северной части Онего-Двинского междуречья (бассейн р. Ваймуга)

Поглощение поверхностных вод, характерное прежде всего имен­но для массивов закарстованных пород, определяется в целом высокой проницаемостью этих пород непосредственно в верхней части разреза и наличием участков с относительно глубоким зале­ганием уровня грунтовых трещинно-карстовых вод. В направле­нии от центральных частей междуречных пространств к местным эрозионным врезам обычно может быть выделено несколько ха­рактерных зон с различными условиями взаимодействия поверх­ностных и трещинно-карстовых вод (рис. 9.6). В центральной части междуречного пространства верховья гидрографической сети "подвешены” по отношению к уровню грунтовых вод. Как было сказано выше, формирование руслового поверхностного стока возможно в этом случае только при наличии относительно слабо­

проницаемых отложений (делювиальных, аллювиально-пролюви- альных, ледниковых и др.), перекрывающих поверхность закар­стованных пород. В связи с этим здесь образуется междуречная зона поглощения поверхностных вод (I), для которой характерно наличие верховых суходолов, “слепых" участков русел, перио­дически существующих поверхностных водотоков, замкнутых бес­сточных понижений и др. Поглощение поверхностных вод проис­ходит рассредоточен но в пределах всего междуречья или локально с большими расходами при пересечении понижений (русел) с зо­нами интенсивной закарстованности горных пород.

На склонах междуречного массива в связи с увеличением глу­бин эрозионного вреза местная гидрографическая сеть вскрывает уровень грунтовых трещинно-карстовых вод (рис. 9.6). Формиру­ется зона частичной разгрузки грунтовых вод (II), поскольку при высокой степени закарстованности массива часть потока может быть направлена к более глубокой (основной) дрене (см. выше).

Рис. 9.6. Схема взаимодействия поверхностных и трещинно-карстовых вод (раз­рез по руслу притока основной дрены):

/ — закарстованные породы. 2 — рыхлые четвертичные отложения, 3 — уро­вень трещинно-карстовых вод, 4 — участки поглощения поверхностных вод, 5 — направление движения трещинно-карстовых вод, 6 — потоки трещинно­карстовых вод в зонах локальной интенсивной закарстованности

Разгрузка подземных вод формируется рассредоточенно в виде мелких источников и скрыто через русловые отложения или в виде крупнодебитных источников и субаквальных выходов при наличии интенсивно закарстованных зон.

В нижней части склона русловой поток поверхностных вод, сформировавшийся в зоне частичной разгрузки, выходит в доли­ну основной (более крупной) дрены, в пределах которой горные породы могут характеризоваться высокой степенью закарстован­ности. При наличии определенной разности уровней поверхност­ных вод притока и основной дрены формируется зона вторичного поглощения (III), с которой могут быть связаны значительные потери руслового стока или даже формирование суходолов в нижних частях долин притоков основной дрены. Основная зона разгрузки подземных вод связана с крупной дреной (IV). При этом при наличии в зоне вторичного поглощения значительных потерь руслового стока непосредственно вблизи устья притока часто фиксируются крупнодебитные источники или сосредото­ченные субаквальные выходы подземных вод. Все случаи взаимо­действия поверхностных и трещинно-карстовых вод, естественно, не исчерпываются этой общей схемой. При глубоком залегании уровня трещинно-карстовых вод практически весь массив может являться зоной поглощения, а зоной разгрузки подземных вод — долина основной дрены (см. рис. 9.6). Чрезвычайно распростра­ненными являются случаи внутрибассейнового перераспределе­ния стока, когда зоны интенсивной закарстованности пересекают речные долины с различными отметками уровня поверхностных вод; несовпадения поверхностных и подземных водоразделов и др. В речных долинах, заложенных в закарстованных породах, особенно при отсутствии или малой мощности рыхлых русловых отложений, участки поглощения руслового стока могут быть связа­ны с порогами, крупными перекатами, меандрами и др. (наличие разности уровней поверхностных вод). Изменения проницаемости и емкости закарстованных пород непосредственно в прирусловой части долины (наличие интенсивно и слабозакарстованных блоков, выходы в русле некарстующихся горных пород и др.) в сочетании с зонами разгрузки подземных вод, поступающих с междуречья, определяют многократное чередование участков поглощения и разгрузки, величины которых нередко достигают сотен литров или кубометров в 1 с на 1 км русла.

Движение грунтовых трещинно-карстовых вод в общем случае направлено от центральной части массива (междуречья) к дрени­рующим понижениям. Однако структура потоков трещинно-кар­стовых вод может быть весьма сложной в связи с наличием зон локальной интенсивной закарстованности, блоков или участков слабозакарстованных пород, характером распределения карстовых зон в разрезе и т.д. (рис. 9.7).

Рис. 9.7. Схема формирования потоков трещинно-карстовых подземных вод, бас­сейн р. Цетина, Динарийский массив (по М. Кпматине. 1975): I — потоки поверх­ностных вод (русловый сток), 2 — потоки трешинно-карстовых вод, 3 — расходы,

м’/с, 4 — участки локального интенсивного поглощения поверхностных вод

Разгрузка трещинно-карстовых вод осуществляется в виде мно­гочисленных родников, в том числе субаквальных, а также рассре­доточение через аллювиальные, аллювиально-озерные и другие рыхлые отложения. Именно для участков разгрузки трещинно­карстовых вод характерны крупные одиночные или групповые выходы, дебиты которых могут достигать десятков кубометров в секунду. Так, максимальный расход известного карстового источ­ника Воклюз (Франция) в многоводные периоды достигает 152 м³/с.

при среднегодовых значениях около 17 м³/с; дебит источника Красный Ключ (Уфимское плато) составляет 12—15 м³/с в ме­жень и до 50 м³/с в периоды интенсивного весеннего питания.

Несмотря на наличие многочисленных, в ряде случаев доста­точно крупных источников, родниковая разгрузка составляет обычно только часть (менее 50%) суммарного расхода, так как ос­новная часть разгрузки трещинно-карстовых вод часто происходит ниже уреза дрен (Подземный сток..., 1964). Имеющиеся данные свидетельствуют о том, что в этом случае дебиты субаквальных карстовых источников могут достигать десятков кубометров в секунду.

Крупные источники (более 10 л/с), групповые выходы, сосредо­точенная русловая разгрузка трещинно-карстовых вод с большими суммарными расходами практически всегда являются показателем наличия локальных зон интенсивно закарстованных горных по­род, размеры которых, положение в разрезе, проницаемость и другие показатели могут быть различными.

При гидрогеологических исследованиях в карстовых районах картирование крупнодебитных участков разгрузки трещинно-кар­стовых вод дает представление о положении места выхода закар- стованной зоны (потока подземных вод) на поверхность. Иногда такие участки разгрузки могут быть связаны с близко располо­женными зонами интенсивного поглощения поверхностных вод, видимыми тектоническими нарушениями и др. Однако чаще направление зоны локальной интенсивной закарстованности и ее положение в пространстве могут быть выявлены только при про­ведении специальных исследований (бурение, геофизические ме­тоды, запуски трассеров и др.).

Химический состав и минерализация грунтовых и неглубоко за­легающих напорных трещинно-карстовых вод практически всегда определяются составом карстующихся горных пород (один из ос­новных признаков азональности карстовых вод, см. гл. 7). Карбо­натные горные породы до глубин 150—200 м, в отдельных случа­ях до 500—800 м, в интенсивно расчлененных горных районах до 1000—1500 м (Зайцев, 1986) содержат гидрокарбонатные кальцие­во-магниевые воды с минерализацией менее 1,0 г/л. Сульфатные (гипс, ангидрит) или карбонатные загипсованные породы непос­редственно в верхней зоне содержат сульфатные кальциевые воды с минерализацией до 1,5—3,0 г/л. Во многих районах поверхност­ного распространения гипс-ангидритовых толщ даже в условиях избыточного увлажнения (Среднее Приуралье, Тимано-Печорская плита, Онего-Двинское междуречье и др.) практически отсутству­ет верхняя зона пресных гидрокарбонатных вод, не считая мало­мощных водоносных горизонтов в рыхлых четвертичных отло­жениях (болотные, озерно-ледниковые и другие отложения вне участков разгрузки подземных вод коренных пород). Даже при относительно неглубоком залегании карстующихся соляных толщ с ними всегда связаны высокоминерализованные воды и рассолы (до 100—150 г/л и более) хлоридного натриевого, натриево-калие­вого состава. Воды иного состава (отличного от типа карстующих­ся пород) в верхней части разреза могут быть связаны главным образом с процессами испарения и континентального засоления, с участками разгрузки более глубоких минерализованных вод и особенно часто с процессами антропогенного загрязнения грун­товых вод (см. гл. 14).

В глубоких частях разреза (1500—2000 м и более) в связи с на­личием (сохранением) легкорастворимых хлоридных соедине­ний, седиментогенных поровых растворов и рядом других причин карстующиеся горные породы обычно содержат высокоминера­лизованные подземные воды и рассолы (до 100—300 г/л и более) хлоридного натриевого, натриево-кальциевого состава, часто с повышенными содержаниями 1, Вг, В, H,S, СО,, Не и др. Осо­бенно высокая концентрация рассолов (до 400—500 г/л и более) может быть характерна для разрезов, сложенных мощными толща­ми (потенциально карстующихся) галогенных пород (Пиннекер, 1966; Зайцев, 1986).

Гидродинамический режим трещинно-карстовых вод в зависи­мости от характера закарстованности массива, условий залегания подземных вод, физико-географических условий и других факторов может быть различным. В центральных относительно повышенных участках массива при залегании непосредственно с поверхности сильно закарстованных пород (1 тип разреза) и наличии зон ло­кального поглощения поверхностных вод и других участков ин­тенсивного питания амплитуды колебания уровня грунтовых вод могут достигать 15—20 м, в отдельных случаях 50—60 м и более (рис. 9.8). В связи с высокой проницаемостью среды быстрые подъемы уровня в периоды интенсивного питания после его пре­кращения сменяются столь же резкими спадами уровня.

На относительно пониженных равнинных участках террито­рии при значительной мощности перекрывающих рыхлых отло­жений (II и III типы разреза зоны аэрации) колебания уровня грунтовых трещинно-карстовых вод в связи с регулирующей ем­костью рыхлых отложений могут быть относительно небольшими (до 1—3 м реже более). Естественно, что в зависимости от местных условий (характер закарстованности, интенсивность питания, приток со стороны и др.) промежуточных случаев режима уров­ней карстовых вод может быть достаточно много.

Рис. 9.8. Характер изменения уровней трещинно-карстовых вод в бассейне р. Цетина (по М. Коматине, 1975): I — буровые скважины, цифры — номер скважины и абсолютная отметка устья, м, 2 — положение уровня трещинно­карстовых вод на 15.09.58, 3 — то же на 15.04.58, 4 — величина удельного водо- поглощения (I мм = 1 л/мин • м при избыточном давлении 10 атм (И)³ кПа))

Характер изменения дебитов карстовых водопроявлений также может быть существенно различным (рис. 9.9). Наиболее резкие и значительные по амплитудам изменения дебитов характерны, как правило, для родников, связанных с зоной аэрации, зоной переменного насыщения (см. рис. 9.5) или с близко расположен­ными участками интенсивного поглощения поверхностных вод (см. рис. 9.9, /). При связи источника с зоной постоянного насы­щения (III) изменения его дебита определяются колебаниями уровня карстовых вод (изменением градиентов потока на данном участке массива) и, как правило, происходят со значительно мень-

шими амплитудами (см. рис. 9.9, 2, 3). Естественно, что и в этом случае промежуточных типов режима дебитов может быть доста­точно много.

211 106

10.V 13.VII

166

14.VII 77 88

Q, л/с 40

14. VI 25. VII

1969

Рис. 9.9. Характер изменения дебитов родников (1—5) из палеозойских карбонат­ных отложений бассейна среднего течения р. Чусовой (Ср. Урал). В числителе — дебит (л/с) источника 667 (1) в периоды максимальных значений, в знаменателе —

дата наблюдения

Изменения химического состава, минерализации и температу­ры трещинно-карстовых вод в целом связаны с режимом уровней и дебитов источников. Наиболее заметные изменения и в этом случае характерны, как правило, для участков локального интен­сивного питания карстовых вод и определяются температурой инфильтрующихся вод, наличием и составом загрязнения поверх­ности земли, температурой и химическим составом речных вод при их интенсивном поглощении и др. В глубоких частях масси­ва (зона постоянного насыщения) и тем более в пластовых усло­виях при глубинах залегания до 250—300 м и более для трещин­но-карстовых вод обычно не характерны заметные изменения температуры, минерализации и химического состава.

Возможности использования трещинно-карстовых вод опреде­ляются главным образом их химическим составом и проницаемо­стью горных пород. В верхних частях массивов карбонатных по­род, а также в пластовых условиях при глубинах залегания до 150—200 м (реже более) при наличии интенсивно закарстованных зон и участков возможно формирование крупных месторождений пресных подземных вод промышленного типа с производитель­ностью до 100—300 тыс. М'Усут и более. В глубоких частях гидро­геологического разреза с закарстованными породами нередко связаны месторождения минеральных, промышленных, реже тер­мальных трещинно-карстовых вод (см. гл. 14, 15). Причем и в этом случае наличие закарстованных зон определяет нередко зна­чительные дебиты естественных водопроявлений (минеральные и термальные источники) или достаточно высокую производитель­ность скважин даже при относительно больших глубинах залега­ния эксплуатируемых интервалов разреза.

С закарстованными породами различного возраста могут быть связаны месторождения полезных ископаемых (бокситы, золото и др.). Как правило, в верхней части разреза для месторождений этого типа характерна чрезвычайно сложная гидродинамическая обстановка и возможность формирования значительных (до 5—10 тыс. м³/ч и более) притоков в горные выработки. При этом про­гноз водопритоков на стадии разведки и даже эксплуатации мес­торождений является весьма сложным в связи с резкой фильтра­ционной неоднородностью закарстованных пород, различными условиями их связи с поверхностными водами, резкими измене­ниями расходов во времени и др.

Вопросы к главе 9

1. Характерные типы трещинных подземных вод.

2. Условия залегания и формирования грунтовых вод зоны экзо­генной трещиноватости.

3. Трещинно-жильные воды зон тектонических нарушений.

4. Причины формирования фильтрационной неоднородности кар­стующихся горных пород.

5. Гидродинамическая зональность карстового массива.

6. Особенности формирования питания и разгрузки трещинно­карстовых вод.

7. Взаимодействие трещинно-карстовых вод с поверхностными водами.

8. Гидродинамический и гидрохимический режим трещинно-кар­стовых вод.

основы

РЕГИОНАЛЬНОЙ

ГИДРОГЕОЛОГИИ

Региональная гидрогеология является разделом гидрогеологи­ческой науки, изучающим закономерности распространения и формирования, а также проблемы использования подземных вод в пределах конкретных территорий, выделенных в соответствии с определенным принципом (континенты, геологические структу­ры, административные единицы и др.). Основой региональной гидрогеологии является представление о гидрогеологическом районе (регионе), под которым следует понимать элемент подземной гид­росферы (трехмерное пространство), ограниченный естественными гидрогеологическими границами разного типа, с едиными условиями формирования подземных вод.

В данном случае понятие “район” (регион) используется как обобщенное на­звание таксономических единиц районирования безотносительно их ранга (Пин­некер, 1983). При гидрогеологическом районировании в зависимости от его со­держания и масштаба работ обычно используется ряд таксономических единиц: "участок", “район", "область", "провинция” и т.д. (от мелких — к более крупным).

По своему целевому назначению гидрогеологическое райони­рование подразделяется на общее, при котором производится вы­деление естественно-исторических гидрогеологических районов и специальное (специализированное), ориентированное на решение определенного круга главным образом прикладных задач (Ники­тин, 1969).

В настоящее время основным принципом общего гидрогеоло­гического районирования крупных территорий является струк­турно-гидрогеологический принцип, разработанный советскими гидрогеологами М.М. Васильевским (1937), И.К. Зайцевым (1945), И.К. Зайцевым, Н.И. Толстихиным (1963, 1971), Г.Н. Каменским (1957), А.М. Овчинниковым (1952), Е.В. Пиннекером (1966) и др. В соответствии с этим принципом в качестве гидрогеологического района рассматривается (выделяется) определенный структурно­геологический элемент земной коры (несколько структурных эле­

ментов), а в качестве границ гидрогеологических районов рас­сматриваются различные типы структурно-тектонических границ.

Несмотря на некоторые различия (И.К. Зайцев, Г.Н. Камен­ский, Б.И. Куделин, Н.А. Маринов, Н.И. Толстихин и др.) при использовании принципа структурно-гидрогеологического райо­нирования, всегда обосновывается необходимость выделения трех основных типов структурно-гидрогеологических районов I поряд­ка (Каменский, 1957): I) артезианских бассейнов платформенного типа (синеклизы, краевые прогибы и др.) или артезианских обла­стей. выделяемых в границах крупных структурных элементов платформ — плит; 2) гидрогеологических массивов, представляю­щих собой поднятия платформенного типа с выходом на поверх­ность древних образований кристаллического фундамента (щиты, массивы, кряжи); 3) складчатых областей внутриплатформенного или геосинклинального типа (рис. 10.1).

При выделении гидрогеологических районов на основе струк­турно-гидрогеологического принципа границы смежных районов в гидродинамическом отношении чаще всего являются условными, поскольку через них возможно межструктурное взаимодействие потоков подземных вод смежных районов (рис. Ю.1). Таким об­разом, гидрогеологический район, выделенный в соответствии со структурным принципом, практически никогда не может рас­сматриваться в качестве изолированного балансово-гидродинами­ческого элемента подземной гидросферы, что неудобно при про­ведении ряда гидрогеологических исследований. В связи с этим (Б.И. Куделин, Н.А. Маринов, Б.К. Терлецкий и др.) общее гид­рогеологическое районирование часто проводится также на основе использования “гидрологического” (правильнее — балансово-гид­родинамического) принципа с выделением потоков подземных вод, бассейнов подземного стока и геогидродинамических систем, под которыми следует понимать гидравлически обособленные бас­сейны стока с общим направлением (направлениями) движения по­верхностных и подземных вод, определяемым положением основного базиса дренирования. Границами геогидродинамических систем в этом случае являются основные (континентальные, региональ­ные) водоразделы потоков подземных вод и реже — дрены.

При общем гидрогеологическом районировании главным об­разом грунтовых и неглубоко залегающих подземных вод других типов в качестве основных классификационных признаков часто используется также комплекс физико-географических показате­лей: климат территории (осадки, коэффициенты увлажнения, температуры), рельеф и др. Наиболее полно различия физико-

географических условий учитываются при обосновании схем ши­ротной зональности грунтовых вод (см. гл. 7). В частности, в схе­ме зональности O.K. Ланге выделил три провинции грунтовых вод: гумидных областей, многолетней мерзлоты и аридных облас­тей (см. рис. 7.9). Специфика физико-географических условий двух последних провинций — с наличием многолетнемерзлых по­род (криолитозоны) и аридных территорий с резко недостаточным увлажнением — определяет существенные особенности условий распространения подземных вод, их региональной динамики и гидрогеохимии, в отличие от провинции гумидных областей с достаточным и избыточным увлажнением, вне зоны распростра­нения многолетнемерзлых пород.