Состав вод условий гипергенеза

В условиях аридного климата величины как самого подземного стока, так и его химической составляющей часто имеют положительные значения. Здесь в формировании состава подземных вод большую роль играет испарительный период, а водообмен с по­верхностью почти отсутствует. Это приводит к накоплению солей в зоне гипергенеза и развитию континентального засоления. Наиболее интенсивные процессы соленакоп­ления наблюдаетсяв районах, где уровень грунтовых вод залегает близко к поверхности, а в их питании участвуют поверхностные или артезианские воды. Вследствие этого в местах разгрузки подземных вод на поверхности иногда накапливаются большие количества солей или известкового туфа. Территории, где подземный хи­мический сток имеет положительные значения и спо­соб­ствует минерали­за­ции грунтовых вод и пород, на­зыва­ют­ся про­вин­циями континентального засоления. На Земле провинции кон­тинен­аль­ого засоления связаны с бес­сточными бассейнами полосы пустынь и полупустынь. Они разделяют две провинции выщелачивания. Одна из них приурочена к экватору, другая к умеренным ши­ротам.

Солевой баланс вод условий гипергенеза и величина подземного стока меняются субширотно как функция изменения климатической обстановки. Таблица 83 и рисунок 0-16 дают представление об этой зависимости. Минималь­ными значениями модуля подземного химического стока, от -0,05 до -0,10 г×с^-1×км^-2, обладают территории многолетней мерзлоты, а также тундры – около –0,5 г×с^-1×км^-2. В условиях низких температур и сезонного подземного стока относительная роль разных генетических составляющих почти одинаково низкая. В направлении на юг по мере увеличения модуля подземного стока вынос минеральных компонентов на поверхность увеличивается до 2,4 г×с^-1×км^-2 в полосе южной тайги, смешанных лесов и лесостепей преимущественно за счет биогенной составляющей. Далее на юг вынос минеральных компонентов на поверхность уменьшается вслед­ствие снижения интенсивности водообмена и уменьшения количества биомассы вплоть до положительных значений в провинциях континентального засоления. Еще южнее по мере увеличения влажности вынос минеральных солей на поверхность вновь увеличивается до значений 1,7 г×с^-1×км^-2 в сухой саванне и 7 г×с^-1×км^-2 в тропических лесах и влажных саваннах. Столь резкое увеличиение абсолютного значения модуля подземного химического стока в тропических лесах резким увеличением роли биогенной составляющей.

Рисунок 0‑17. Зависимость литогенного, биогенного и атмогенного модулей подземного химического стока (ПХС в г×с-1×км-2) от клматической обстановки (по С.Л. Шварцеву, 1998).

Большое значение в формировании химического подземного стока имеет геоморфология и тектоника. На европейской территории России наименьшими значениями модуля хи­мического подземного стока, около 0,4-0,5 г×с^-1×км^-2, обладают платформен­ные равнинные территории. Заметно большими величинами характеризуется химический сток горных областей. При этом большую роль игра­ет их возраст. Как правило, величина модуля химического подземного сто­ка уменьшается с увеличением возраста горно-складчатых сооружений. В наиболее древних допалеозойских сооружениях этот модуль в среднем равен 0,2 г×с^-1×км^-2, а в альпийских достигает 1,7 г×с^-1×км^-2.

Важным фактором является состав пород зоны гипергенеза. Чем выше растворимость пород участвующих в массообмене, тем больше величина модуля химического подземного стока. В местах распространения известняков и доломитов модули химического стока имеют средние значения 0,5 г/с км² и достигают величин 3 г/с км² . На площадях распространения гипсов те же модули достигают средних величин 1,4 г/с км². Наконец, в местах распространения каменной соли модули химического подземного стока достигают средних величин 6,7 г/с км² , а иногда 156 г/с км². В провинциях выщелачивания из зоны гипергенеза больше выносится солей, чем в нее вносится. Вследствие этого увеличивается пористость, трещиноватость, формируются полости и пещеры. Происходит хими­ческая и механическая денудация, которая приводит к карстообразованию.

Подземный химический сток удобно характеризовать модулем, т.е. весовым количеством минеральных компонентов, которое теряется с единицы площади водосбора за единицу времени. Его величина зависит от модуля подземного стока и ли­тогенной составляющей. На территории северной провинции вы­щелачи­ва­ния, в России, абсолютная величина модуля химического стока с севера на юг растет, достигает некоторого максимума и за­тем падает. На севере минимальные значения модуля подземного химического стока, от 0,05 до 0,10 г×с^-1×км^-2, обусловлены мно­голетней мерзлотой. По мере движения на юг модуль хими­ческого стока возрастает вместе с модулем подземного стока и достигает величин 0,5-0,8 г×с^-1×км^-2. Но еще южнее модуль хими­ческого стока уменьшается из-за сокращения количества атмо­сферных осадков до 0. На территории провинции континенталь­ного засоления он практически отсутствует. Еще южнее, в условиях влажных суб­тро­пиков величины модуля химического подземного стока вновь увеличивается и до­сти­гают 1,8-2,0 г×с^-1×км^-2.

Величина химического стока зависит не только от климата, но и от геологической и геоморфологической обстановки. Наименьшими значениями модуля химического подземного стока, око­ло 0,4-0,5 г×с^-1×км^-2, обладают платформенные равнинные территории. В горах его значения заметно больше. Большую роль играет возраст и характер пород. Обычно величина этого модуля уменьшается с увеличением возраста горно-складчатых сооружений. В гидрогеологических массивах до­палеозойских щитов средняя величина этого модуля равна 0,2 г×с^-1×км^-2, а в горах альпийской складчатости достигает 1,7 г×с^-1×км^-2.

Чем выше растворимость пород участвующих в массообмене, тем больше величина модуля химического подземного стока. Из­вестняки и доломиты обеспечивают модули химического стока около 0,5 г×с^-1×км^-2. Присутствие гипсов способствует повыше­нию средних величин модуля до 1,4 г×с^-1×км^-2. Наконец, в ме­стах распространения каменной соли модули химического под­земного стока достигают средних величин 6,7 г×с^-1×км^-2, а иногда 156 г×с^-1×км^-2. Раство­рение и вынос солей вызывает не только снижение минерализации грунтовых вод, но и увеличе­ние скважности водоносных пород, формирование каверн и пе­щер.

В провинциях континентального засоления минеральные ком­поненты накапливаются. Этот процесс соленакопления наи­более интенсивен на уровне грунтовых вод и выше, особенно в районах, где мощность зоны аэрации не велика, а капиллярная бахрома подходит близко к поверхности. Процесс соленакоп­ле­ния усиливается при участии минерализованных арте­зи­анских вод. Поэтому в провинциях континенталь­но­го засоления около источников иногда накапливаются большие количества солей или известкового туфа.

Газовый состав.

Так как основным источником питания вод в области гипергенеза служат атмосферные осадки, в составе рассматриваемых подземных вод преобладают газовые атмогенные компоненты. Свободный молекулярный кислород относится к числу наиболее активных газовых компонентов. Его максимальное содержание в подземных водах зоны гипергенеза определяется парциальным давлением атмосферного кислорода и не превышает 9 см³ /л. Присутствие кислорода обуславливает окислительную обстановку в воде. В его присутствии Eh (окислительно-восстано­ви­тельный потенциал) имеет положительные значения вплоть до +700 мВ. Он активно расходуется аэробными микроорганизмами, процессами окисления и выветривания пород. Поэтому содержание кислорода с глубиной быстро падает. Согласно данным А.И. Германова, на глубинах первых сотен метров содержание кислорода измеряется единицами миллилитров на литр воды, достигая в отдельных случаях 3,6 мл/л. На глубинах около 600-1000 м его содержание не превышает, видимо, 0,2 мл/л.

Молекулярный азот занимает 78% объема атмосферы. Значит его парциальное давление в атмосфере равно 79.1 кПа (101.325 0.78111). При растворимостимолекулярного азота в пресной воде при давлении 101,3 кПа от 0,012 до 0,020 см³ /см³ любая подземная вода поверхностного происхождения должна содержать от 9 до 16 см³ азота на литр. Этот азот атмосферного происхождения, который присутствует практически во всех подземных водах зоны гипергенеза.

Двуокись углерода в водах этой зоны характеризуется низкими концентрациями и парциальными давлениями. Парциальные давления двуокиси углерода обычно не превышают 10 кПа. Его содержание зависит от температуры, содержания кальция и органического вещества. В распределении двуокиси углерода наблюдается жесткая зависимость парциального давления от температуры. Так для территории США Дроук и Виджлей получили зависимости вида:

logP_CO2 = 0,08T - 3,42 для вод насыщенных кальцием и

logP_CO2 = 0,04T - 1,97 для вод ненасыщенных кальцием.

где P_CO2 – парциальное давление двуокиси углерода, T – среднегодовая температура воздуха.

Присутствие в составе рассматриваемых вод космогенных радиоактивных изотопов позволяет оценивать их возраст. Эти изотопы образуются в верхних слоях атмосферы в результате ядерных реакций между ней­тронами космического происхождения и атомами атмосферы, преимущественно с азотом, аргоном и кислородом. Образующиеся нестабильные изотопы имеют ограниченный срок жизни. Большая часть этих изотопов сразу после образования окисляется. Среди этих окислов только CO₂ и тритий находятся в атмосфере в свободном состоянии. Остальные относительно быстро адсорбируются в аэрозолях и удаляются из атмосферы. Перспективными являются ⁷Be, ¹⁰Be, ²²Na, ³¹Cr, ³⁶Xe, ³He и другие.

Возраст вод зоны свободного водообмена, как правило, не превышает 10 тыс. лет, а их полное обновление происходит в среднем каждые 330 лет.

Органическое вещество

Органическое вещество в подземных водах зоны гипергенеза минерализуется и в конечном итоге превращается преимущественно в двуокись углерода. Последняя в природных водах образует гидрокарбонатный ион. Поэтому большая часть биогенной составляющей грунтовых вод представлена карбонатами и гидрокарбонатами. Только в северных широтах, в условиях вечной мерзлоты, тундр и тайги органическое вещество выносится с поверхности в очень короткий летний период относительно ограниченным объемом воды. В этих условиях при очень низких температурах оно не успевает минерализоваться до карбонатов и образует сложные органические кислоты, преимущественно фульво и гуминовые.