С подземными водами связаны

Взаимосвязь подземных и поверхностных вод и окружающая среда

Вторая конференция партнеров и пользователей «Геолинк Консалтинг»

И.С.Пашковский, «Геолинк Консалтинг»

Окружающая среда — это довольно вместительное понятие, имеющее к тому же различное толкование. Тем не менее, ясно, что основой формирования ландшафта определенной природной зоны (включая реки, озера, почвы, растительный и животный мир), являются особенности водного баланса поверхности суши. В конечном итоге рассмотрение этого баланса сводится к проблеме взаимосвязи подземных и поверхностных вод.

Рассмотрим часть круговорота воды в природе. И начнем этот обзор с процесса поступления воды в подземные воды, который мы называем инфильтрацией.

За многолетний период инфильтрационное питание подземных вод, как правило, характеризуется его среднемноголетней величиной, которую по аналогии с осадками будем называть нормой питания. В последнее время именно эта величина и считается естественными ресурсами подземных вод.

Для больших территорий это практически основная и часто единственная приходная статья баланса.

Суммарное питание подземных вод должно быть равно их суммарной разгрузке, так как приходная и расходная статьи баланса за многолетний период в естественных условиях сбалансированы. Поэтому суммарное питание подземных вод может быть определено также по сумме расходных элементов их баланса (физическое испарение и транспирация, родниковый сток, разгрузка в поверхностные водотоки и водоемы, отток в соседние водоносные системы). На практике суммарное питание, часто, определяют по такой расходной статье баланса, как «подземный сток в реки». При этом, поскольку не вся вода, поступающая путем инфильтрации в подземные воды, разгружается в реки, оцененная таким образом величина, как правило, бывает меньше, чем суммарное питание. Это связано с тем, что частично подземные воды разгружаются за счет суммарного испарения и транспирации в пределах пониженных участков территории (например, в поймах рек), частично перетекают в глубокие водоносные горизонты и разгружаются за пределами территории, где происходит их питание.

Разгрузка подземных вод в реки подчиняется определенному иерархическому принципу. В пределах крупных гидрогеологических структур малые реки дренируют в основном верхние горизонты. При этом часть инфильтрационного питания, расходуется на фильтрацию в более глубокие водоносные горизонты, которые дренируются уже крупными реками на более низких отметках [7] (См. рис.1).

Именно поэтому модуль разгрузки подземных вод в реки имеет тенденцию к увеличению с ростом размеров речного бассейна, что хорошо видно на графике зависимости минимального меженного стока рек от площади речного бассейна (Рис.2). Этот график хорошо известен как иллюстрация к работе [1], выпущенной по материалам ГГИ.

Как следует из анализа этих графиков, характеризующего довольно обширные и различные географические зоны, общим для них является то, что полное дренирование водоносных комплексов происходит в бассейнах, размеры которых превышают 1000-2000 кв. км.

Как будет показано ниже, эта закономерность, выявленная для многих рек Центральных районов Европейской части России, связана с характером соотношения вертикальных и горизонтальных фильтрационных проводимостей всего комплекса водоносных горизонтов верхней зоны активного водообмена и соотношением базисов дренирования рек различного порядка.

Для доказательства этого положения проведено тестовое моделирование такой водонапорной системы для условий, близких к Московскому артезианскому бассейну.

Рассматривалась система из 4-х водоносных комплексов с водопроводимостью, увеличивающейся с глубиной (50, 100, 200 и 400 м 2 /сут) при различных значениях вертикальной водопроводимости слабопроницаемых слоев (от 2*10 -6 до 4*10 -5 1/сут). Характерные размеры бассейнов рек и отметки базиса дренирования составляли соответственно: 4км-200м, 8км-180м, 16км-160м и 40км-140м. Норма инфильтрационного питания, принятая при моделировании составляла 5л/с.км 2 или 150 мм/год.

Результаты этого моделирования показаны на рис.3. Как видно, характер зависимости изменения модуля подземного стока в реки от площади водосбора по своему виду близок к эмпирической кривой, показанной на рис.1. При этом четко выявляется связь величины разгрузки с коэффициентом перетекания, характеризующего соотношение между горизонтальными и вертикальными проводимостями: В=, где Т — некоторое среднее значение водопроводимости водоносных горизонтов, m — мощность слабопроницаемых слоев и k — их коэффициент фильтрации.

Прокомментируем этот рисунок. С ростом коэффициента перетекания, то есть с уменьшением проводимости слабопроницаемых слоев увеличивается роль верхних водоносных горизонтов в дренировании всей системы и уменьшается роль нижних горизонтов. Сопоставляя рис.2 и рис.3, можно полагать, что для центрального региона коэффициент перетекания В составляет порядка 8км. Именно при таком значении мы приходим к полному дренированию системы при площади водосбора 1000-2000км 2 . Вообще говоря, эта ситуация удовлетворяет критерию L>5B, где L — характерный размер бассейна. Действительно, при выполнении этого соотношения мы получаем F>(5B) 2 , что дает F>1600 км 2 .

Из полученных результатов следует еще один интересный вывод, который касается подземного питания малых рек, наиболее уязвимой части природного ландшафта.

На рис. 4 показано, в какой мере естественные ресурсы участвуют в питании малых рек в зависимости от коэффициента перетекания. Рост этой доли естественно наблюдается с уменьшением проницаемости слабопроницаемых слоев.

Обратим внимание на цифры! При значениях В 2 ), что составляет правда менее 1/3 естественных ресурсов, заметного изменения режима верхних водоносных горизонтов не наблюдается. В этой ситуации эксплуатация каменноугольных водоносных горизонтов компенсируется уменьшением подземной разгрузки в крупные реки (рядом с которыми, как правило, и расположено большинство водозаборов) и собственно за счет расхода рек, формирующегося в пределах всего водосбора, в том числе и расхода всех притоков, включая естественно и малые реки.

Следует сказать, что если подобная ситуация характерна в целом для региона, то на отдельных участках мы можем встретить и другую обстановку, где в слабопроницаемых отложениях имеются размывы и связь между верхними и нижними горизонтами более тесная и влияние эксплуатации подземных вод может повлиять на компоненты ландшафта.

В каком же взаимодействии находятся подземные воды и окружающая среда. И почвы и растительность и в конечном итоге животный мир находятся в тесном взаимодействии с подземными водами. Их режим в естественных условиях является производной и от климата, и от характера почвы и растительного покрова, и от условий дренирования, которые мы рассмотрели ранее.

Соответственно антропогенные изменения в какой-либо из перечисленных компонент в большей или меньшей степени повлечет изменение изменения в других. Для оценки возможных изменений, в том числе и на поверхностном стоке, рассмотрим, как влияет положение уровня на водный баланс ландшафта.

Для характеристики этого баланса рассмотрим зависимость составляющих водный баланс ландшафта от глубины залегания подземных вод. На рис.5 и рис.6 показаны зависимости, характеризующие питание подземных вод и сезонную амплитуду колебания уровня. Как видно, с увеличением средней глубины залегания уровня подземных вод норма питания увеличивается, стремясь к некоторой постоянной величине, которую предлагается называть потенциальным питанием. При близком залегании уровня баланс подземных вод может быть отрицательным. В общем виде эта зависимость может быть охарактеризована экспоненциальной зависимостью [2], модификацию которой для моделирования предложил Рошаль А.А.:

где W₀ — питание при залегании уровня у самой поверхности земли (для большинства районов W₀ 2 ) с рассмотрением всех водоносных горизонтов, вовлеченных в процесс водообмена и эксплуатации. Эта задача может быть решена только с помощью региональных моделей на базе специальной режимной сети. На этом уровне детальности целесообразно рассматривать составляющие водного баланса, осредненные за многолетний период. Для этой цели, в частности, целесообразно использовать зависимость нормы питания подземных вод от глубины их залегания. Следует только иметь в виду, что при этом на модели необходимо воспроизводить первый от поверхности водоносный горизонт.

Задачи локального уровня, направленные на оценку влияния антропогенной деятельности на окружающую среду, целесообразно решать на специальных полигонах, исследования на которых должны быть сосредоточены на решении конкретных задач, характерных для данного региона. В частности для изучения условий формирования естественных ресурсов подземных вод созданы т.н. водно-балансовые полигоны. Они имеют достаточно давнюю историю. Достаточно упомянуть Каменностепский полигон, на котором исследования начаты более 100 лет назад по инициативе Докучаева, полигон Малая Истра (Истринский опрный пункт), где исследуется влияние лес на сток подземных и поверхностных вод.

На водно-балансовых полигонах должны решаться задачи, связанные с оценкой влияния ландшафтных условий (экспозиции и крутизны склонов, характера растительного покрова, строения зоны аэрации и др. факторов) на режим подземных вод, поверхностный и подземный сток. И, наоборот, на этих же полигонах целесообразно проводить специальные геоботанические работы по выявлению связи между растительностью и характером водного режима почвы и зоны аэрации. Для выявления и осмысления этих связей целесообразна разработка специальных моделей, с помощью которых можно было бы воспроизводить часть кругооборота воды, начиная с ее выпадения в виде осадков и снега и заканчивая речным стоком [3,4,5,6]. Поскольку предметная область для этих моделей значительно шире, чем для чисто гидрогеологических В.М. Шестаков предложил называть такие модели геогидрологическими.

Очень важно, чтобы исследования на полигонах были бы на определенном этапе увязаны с регионалными исследованиями. Это возможно путем согласования как результатов наблюдений, так и моделей, разрабатываемых на различных уровнях.

Однако следует заметить, что и региональные и локальные модели требуют развития именно в части воспроизводства на них условий питания и разгрузки подземных вод. По моему мнению, эти проблемы далеко нельзя считать разработанными окончательно. Многие стороны изучаемых нами процессов мы еще не умеем воспроизводить на моделях. Достаточно упомянуть только наблюдаемую изменчивость меженного стока.

Мне представляется, что сейчас при разработке программ мониторинга и полигонов, мы имеем возможность сделать наши исследования более целенаправленными.

Источник

Геологическая деятельность подземных вод

Все воды, находящие ниже поверхности твёрдой Земли называют подземными подами. Эти воды связаны с поверхностными и атмосферными, образуя глобальный круговорот вод.

В толщах горных пород и минералах вода содержится в различных формах.

1. Вода в форме пара. Этот вид воды присутствует в воздухе, заполняющем трещины и пустоты между частицами породы.
2. Вода в форме льда. Лёд в почвах и породах может присутствовать как в виде отдельных кристаллов, так и в форме скоплений льда (линз, прослоев). Наиболее широко эта форма нахождения воды распространена в области развития многолетней мерзлоты.
3. Кристаллизационная и конституционная вода. Эти виды вод являются составными частями минералов, входя в их состав в виде молекул или (OH) — -групп, то есть находятся в химически связанном состоянии.
3.1. Кристаллизационная вода. Этот вид воды входит в состав минералов в виде молекул H₂O в постоянном для каждого минерала количестве (например, гипс – CaSO₄ . 2H₂O, мирабилит – Na₂SO₄ . 10H₂O).
3.2. Цеолитная вода. Цеолитная вода входит в состав минералов в виде молекул Н₂О, число которых в составе минерала непостоянно и может меняться в широких пределах без нарушения физической однородности минерала. Этот вид воды характерен для минералов группы цеолитов, относящихся к каркасным алюмосиликатам. Их особенностью является наличие больших полостей (занимающих до 50% объема) в структуре каркаса, вмещающих катионы Ca 2+ , Na + , K + и молекулы воды. В зависимости от условий (температуры, влажности) количество молекул воды в составе минерала изменяется. Цеолитная вода часто рассматривается как разновидность кристаллизационной.
3.3. Конституционная вода. Присутствует в минералах не в молекулярной форме, а в форме гидроксильной группы (OH) — , занимающей определенную позицию в кристаллической решетке минерала. Этот вид воды может быть выделен только с полным разрушением структуры минерала.
4. Физически связанная вода. Этот вид воды присутствует на поверхности частиц. Разделяется на две разновидности.
4.1. Прочносвязанная (гигроскопическая). Образуется при адсорбции частицами молекул воды из паров. Гигроскопическая вода окутывает поверхность частиц сплошной или прерывистой плёночкой и очень прочно удерживаемой на них (под давлением до 10000 атм).
4.2. Слабосвязанная (пленочная). Располагается поверх прочносвязанной, образуя на поверхности частиц «вторую плёнку». Сила связи между собственно пленочной водой и гигроскопической водой, окутывающей частицы пород, относительно слабая. В силу этого пленочная вода находится в жидком состоянии (обладая при этом повышенной вязкостью) и способна медленно передвигаться от частиц с большей толщиной плёнок к частицам с меньшей толщиной плёнок.
Этот вид вод широко распространен в почвах. В породах наибольшее содержание физически связанной воды отмечается в глинах (наиболее тонкодисперсных породах).

5. Свободная вода.

5.1. Капиллярная вода. Капиллярная вода располагается в тонких трещинах и порах пород и удерживается в них силами поверхностного натяжения.
5.2. Гравитационная вода. К этому виду относятся воды, перемещающиеся (фильтрующиеся) под действием силы тяжести и напорного градиента в толще пород по сообщающимся порам и трещинам. Образование гравитационных вод происходит при насыщении всех пор и трещин породы водой.

Анализ приведённой выше классификации вод в горных породах позволяет выделять среди их две главные группы – связанные и подвижные (свободные) воды. Все природные воды, находящиеся ниже поверхности Земли в подвижном состоянии называются подземными водами.

​Происхождение подземных вод

По происхождению подземные воды разделяются на 4 типа.
Инфильтрационные воды образуются путём просачивания с поверхности дождевых и талых вод, а также вод поверхностных водоёмов.
Седиментационные воды – воды, захороненные вместе с осадками в процессе осадкообразования.
Конденсационные воды — подземные воды, образовавшиеся в результате конденсации парообразной воды. Эндогенные воды – воды, поступающие из недр планеты; их образование связано с процессами отделения водяных паров от магмы и их конденсации (ювенильные воды), процессами

Классификация подземных вод по залеганию и их динамика

Переходя к рассмотрению особенностей залегания и динамики подземных вод необходимо отметить, что горные породы существенно различаются по водопроницаемости. Водопроницаемость определяется пористостью (или трещиноватостью) пород (являющейся отношением объёма всех пор к объёму породы), размером пор или трещин, их связью между собой. Наибольшая водопроницаемость присуща крупнообломочным рыхлым породам (галечникам, гравию), а также сильно трещиноватым породам независимо от их происхождения. Слои горных пород, насыщенные гравитационной водой, образуют водоносные горизонты. В зависимости от характера пустот в водоносных горизонтах подземные воды делятся на следующие разновидности:

• поровые — заполняющие пространство между частицами рыхлых пористых обломочных пород (песков, галечников);
• трещинные — залегающие в трещинах массивных скальных пород (кристаллические породы, песчаники, массивные известняки);
• карстовые (трещинно-карстовые) — залегающие в пустотах и полостях, образованных в результате растворения пород (присутствуют в растворимых породах — солях, гипсах, известняках, доломитах).

Водопроницаемость снижается по мере уменьшения размера частиц, уплотнения и цементации породы, уменьшения степени её трещиноватости. Практически водонепрницаемыми — водоупоными горизонтами — являются нетрещиноватые массивные породы и глины. Необходимо отметить, что пористость глин может достигать очень высоких значений (до 60% общего объёма породы), однако, ввиду тонкодисперсности породы, поры между слагающими её частицами имеют капиллярный характер и вода в них удерживается силами поверхностного натяжения, не фильтруясь через породу.

По условиям залегания, питания и движения среди подземных вод выделяются несколько разновидностей.

Наиболее близко к поверхности располагаются почвенные воды, образующиеся за счёт увлажнения почв атмосферными осадками и конденсации влаги из воздуха. Это воды висячие, не подстилаемые водоупорными горизонтами. Они имеют большое значение в питании растений и процессах выветривания содержащихся в почве минералов, но хозяйственного значения не имеют.

Ниже зоны почвенных вод располагается толща практически сухих пород, содержащих в небольших количествах плёночную воду. Если в этой толще имеются прослои или линзы водоупоров, то в периоды обильной инфильтрации (просачивания) атмосферных и поверхностных вод (периоды дождей, таяния снега, половодий и пр.) над ними происходит образование временных скоплений гравитационных вод. Мощность пород, насыщенных такими водами не превышает обычно 1 м. Эти временные водоносные горизонты называются верховодки.

Первый от поверхности Земли постоянно существующий в пределах рассматриваемой территории водоносный горизонт называется горизонтом грунтовых вод. Верхняя граница зоны постоянного насыщения пород грунтовыми водами носит название зеркала (или уровня) грунтовых вод. Питание грунтовых вод осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков, талых вод, вод поверхностных водоёмов. Мощность водоносного горизонта непостоянна и изменяется как по площади (в зависимости от рельефа), так и во времени (в зависимости от количества атмосферных осадков, режима водоёмов). Колебание уровня грунтовых вод во времени определяет наличие так называемой зоны периодического насыщения, находящейся непосредственно над зоной постоянного насыщения и являющейся водоносной в периоды повышения уровня грунтовых вод.

Водоносные горизонты, залегающие ниже горизонта грунтовых вод, разделяющиеся пластами водоупорных пород называются межпластовыми водами. Последние, в свою очередь, разделяются на межпластовые безнапорные и межпластовые напорные (или артезианские) воды.

Таким образом, по условиям залегания можно выделить две главные зоны распространения подземных вод – зону аэрации и зону насыщения. Зона аэрации — пространство от поверхности Земли до зеркала грунтовых вод, в котором происходит инфильтрация вод с поверхности. К водам зона аэрации относятся почвенные воды и верховодки. Зона насыщения – пространство ниже зеркала грунтовых вод, где находятся постоянно действующие водоносные горизонты. К водам зоны насыщения относятся грунтовые и межпластовые воды.

Видеоролик о залегании и особенностях состава подземных вод («Водоканал», г.Санкт-Петербург):

Химический состав подземных вод

Подземные воды представляют собой природные растворы, содержащие свыше 60 химических элементов, а также микроорганизмы. Сумма растворенных в воде веществ, исключая газы, определяет её минерализацию (выражаемую в г/л или мг/л).

По степени минерализации подземные воды подразделяют (по классификации В. И. Вернадского) на следующие группы:

• пресные — воды с минерализацией до 1 г/л,
• солоноватые — от 1 до 10 г/л,
• солёные — от 10 до 50 г/л,
• подземные рассолы — более 50 г/л (в ряде классификаций принято значение 36 г/л, соответствующее средней солёности вод Мирового океана).

В основу классификации подземных вод по химическому составу положено соотношение наиболее распространенных в и их составе анионов (HCO — , SO₄ 2- , Cl — ) и катионов (Ca 2+ , Mg 2+ , Na + ). При описании химических типов вод сначала указывается анионный состав, при этом анионы указываются в порядке убывания; затем в аналогичном порядке приводится состав катионов.

Минерализация и химический состав подземных вод зависит от сочетания ряда факторов: происхождения вод, взаимодействия подземных вод с вмещающими породами, условий водообмена. Рассмотрим влияние этих факторов.

Происхождение вод. Инфильтрационные воды, образующиеся за счет поступления с поверхности, обычно имеют низкую минерализацию, по составу преимущественно гидрокарбонатные кальциевые и магниевые, обогащённые кислородом. Конденсационные воды пресные. Седиментационные воды, образованные за счёт захоронения древних вод морского происхождения, обычно наследуют особенности состава последних – они хлоридные натриевые или хлоридные кальциево-натриевые; захороненные воды ледниковых отложений ультрапресные. Состав эндогенных вод (и вод, развитых в зоне влияния потоков эндогенных флюидов) обладает большим разнообразием. Содержащиеся в их составе летучие компоненты (CO₂, HCl, H₂S и др.) придают им высокую агрессивность, способствующую выщелачиванию вмещающих пород и формированию сложного химического состава вод (например, известная группа Кавказских минеральных вод — «Ессентуки», «Новотерская» и др., связанных с областью внедрения неогеновых магматических пород).

Взаимодействие с вмещающими породами. Воды, фильтруясь через толщи пород, растворяют их, обогащаясь рядом элементов. Так при растворении соленосных толщ сложенных галитом (NaCl) воды приобретают хлоридный натриевый состав; при фильтрации через известняки — гидрокарбонатный кальциевый и т.д.

Условия водообмена определяют интенсивность участия подземных вод в гидрологическом цикле. В зоне интенсивного водообмена, где интенсивно протекают процессы круговорота вод («разбавление» вновь поступающими пресными инфильтрационными водами, разгрузка водоносных горизонтов родниками, относительно недолгое время взаимодействия с вмещающими породами) воды чаще гидрокарбонатные, богатые кислородом и азотом (газами воздушного происхождения), с низкой минерализацией. Зоне замедленного водообмена свойственны солоноватые воды многокомпонентного состава. Зона весьма замедленного водообмена, соответствующая нижней части артезианских бассейнов, представлена преимущественно солёными водами и рассолами (с минерализацией до 600 г/л), содержащим углеводородные газы и сероводород. В бассейнах Восточно-Европейской платформы мощность зоны пресных подземных вод варьирует от 25 до 350 м, солёных вод — от 50 до 600 м, рассолов — от 400 до 3000 м.

Температура подземных вод

Грунтовые воды и неглубоко залегающие межпластовые воды испытывают сезонные колебания температуры. Воды, залегающие на уровне пояса постоянных температур, сохраняют неизменную температуру в течение всего года, равную среднегодовой температуре местности. Там, где средние годовые температуры отрицательные, вода в поясе постоянных температур круглый год находится в виде льда, Так образуется многолетняя мерзлота («вечная мерзлота»). В районах, где среднегодовая температура положительная, подземные воды пояса постоянных температур, наоборот, не замерзают даже зимой. Воды, циркулирующие ниже пояса постоянной температуры, нагреты выше среднегодовой температуры местности и за счёт эндогенного тепла. Температура вод в данном случае определяется величиной геотермического градиента и достигает максимальных значений в областях современного вулканизма (Камчатка, Исландия и др.), в зонах срединно-океанических хребтов достигая температур 300-400 0 С.

Источники. Классификация источников

Источниками (родниками, ключами) называют выходы подземных вод на поверхность суши или дно водоёмов.

Источники разделяются на следующие разновидности (по классификации М.Е. Альтовского, с упрощениями).
1. Постоянно действующие родники. Эти родники характеризуются непрерывной деятельностью в течение многих лет. По условиям питания подземными водами постоянно действующие родники могут быть нисходящими и восходящими. Нисходящие родники питаются безнапорными водами (грунтовыми и межпластовыми безнапорными водами). К нисходящим родникам относятся:

• экранированные родники — родники, образующиеся в результате перекрытия водоносного горизонта водоупорными породами или вследствие резкого уменьшения водопроницаемости водоносного горизонта;
• родники выклинивания, возникающие либо вследствие стратиграфического выклинивания питающего их водоносного горизонта, либо вследствие уменьшения его поперечного сечения;
• эрозионные родники, образующиеся в результате вскрытия водоносного горизонта долинами рек, оврагами, балками;
• карстовые родники.

Восходящие родники питаются напорными водами. Движение питающих их вод происходит снизу вверх под действием напорного градиента. К восходящим родникам относятся:

• эрозионно-напорные родники, возникающие вследствие эрозионного среза пластов с напорной водой;
• напорные родники, образующиеся главным образом в равниной местности в результате прорыва горизонтов артезианских вод в понижениях рельефа — долинах рек, оврагах, балках;
• напорно-газовые родники, образующиеся при прорыве напорных вод со значительным содержанием газов, способствующих подъёму воды снизу вверх;
• тектонически экранированные родники, образование которых связано с перекрытием напорного водоносного горизонта водоупорными породами вследствие разрыва и смещения блоков пород по разломам.

2. Сезонно действующие родники. Такие родники связаны с водами зоны аэрации, имеют резкие колебания дебита вплоть до полного иссякания, химического состава и температуры воды.

3. Ритмически действующие родники (в том числе гейзеры).
Гейзеры (от исландского «geysir», от «geysa» — хлынуть) – горячие источники, периодически выбрасывающие воду и пар. Распространены в областях современной или недавно прекратившейся вулканической деятельности, где происходит интенсивный приток эндогенного тепла.
Гейзеры имеют вид небольших усечённых конусов или чашеобразных углублений, связанных с трубообразными или щелеобразными каналами, подводящими воду.
Механизм действия гейзеров можно описать следующим образом. В подводящем трубкообразном канале, заполненном водой, происходит нагрев нижней части столба воды выше точки кипения. Но из-за давления вышерасположенной массы воды закипания не происходит, происходит её дальнейший разогрев. Наконец, температура повышается на столько, что в каком-то месте начинается кипение – образуются пузыри, поднимающиеся вверх по каналу и выталкивающие часть воды. Это приводит к резкому падению давления и, вследствие этого, мгновенному закипанию перегретой воды. Из канала выбрасывается пар и выталкиваемая им вода. Затем следует период покоя, соответствующий времени заполнения канала водой и её нагреву выше критической температуры. Заполнение канала происходит за счёт просачивания воды из боковых пород и, частично, за счёт выброшенной воды, попавшей после извержения обратно в канал.

4. Искусственные родники.

Отложения, связанные с деятельностью подземных вод

Фильтрующиеся подземные воды приводят к изменению пород, слагающих водоносные горизонты. Палеоводоносные горизонты после отмирания представляют собой относительно маломощные пласты (метры – первые десятки метров), несущие отчётливые следы интенсивных преобразований под действием подземных вод. Наиболее характерны проявления палеоводоносных горизонтов в виде ожелезнёных, омарганцованных, окремнённых, сульфатных пород, осветлённых полос в красноцветных толщах, реже обогащённых баритом или целестином горизонтов, расположенных среди водоупорных толщ иного состава. Специфичные породы, свойственные палеоводоносным горизонтам – это кольматолиты (франц. colmatage, от итал. colmata наполнение, насыпь), образующиеся путём вмывания глинистых и коллоидных частиц в водопроницаемые породы (обычно кольматации подвергаются пески).

Большая группа отложений связана с отложением вещества, поступающего с инфильтрующимися (просачивающимися) в зоне поверхностного гипергенеза подземными водами. Продукты поверхностного замещения субстрата веществом, привнесённым извне, объединяют понятием иллювий. Сложенные иллювием геологические тела образуют инфильтрационные коры. Наиболее широко распространены карбонатные, кремнистые и сульфатные (существенно гипосвые) коры. К группе инфильтрационных кор относятся также солонцы и солончаки.

Карбонатная кора (каличе, калькрет) предсталяет собой пласт карбонатных пород, образованных в ходе капиллярного поднятия и последующего испарения грунтовых вод. Такие образования характерны для аридных и субаридных районов, особенно для пустынных областей, подстилаемых карбонатными породами. Мощность таких образований обычно составляет десятки сантиметров – первые метры.

Кремнистая кора (силькрет) – пласт кремнистых (преимущественно халцедон-кварцевых) пород, образующихся в аридных условиях путём поступления к поверхности щелочных вод, богатых кремнезёмом. Мощностью силькрета достигает нескольких метров.

Сульфатная кора – пласт существенно глинистых обычно рыхлых пород, содержащих значительное количество комковатого гипса, а также известь и водорастворимые соли магния, натрия, калия. Образуется при испарении капиллярных вод, связанных с грунтовыми водами, насыщенными сульфатом кальция. Сульфатные коры мощностью до нескольких метров характерны для глинистых пустынь.

С выходами подземных вод на поверхность связно образование травертинов, обязанных своим происхождением осаждению карбоната кальция из воды углекислых источников. К выходам термальных вод с высокими концентрациями кремнезема приурочены гейзериты, состоящие из опала. Выносимые водами микроэлементы (бор, йод, мышьяк, литий, и др.) могут накапливаться в промышленных концентрациях, образуя месторождения.

Подземные воды как полезные ископаемые

Подземные воды являются полезным ископаемым. В отличие от других видов полезных ископаемых, запасы подземных вод возобновимы в процессе эксплуатации. Участки водоносных горизонтов или комплексов, в пределах которых имеются условия для отбора подземных вод, отвечающих установленным кондициям, в количестве, достаточном для экономически целесообразного их использования, называются месторождениями подземных вод.

По характеру использования подземные воды подразделяются на хозяйственно-питьевые, технические, промышленные, минеральные воды и термальные воды. К водам хозяйственно-питьевого типа, используемым для водоснабжения, относят пресные воды, отвечающие кондициям (с определёнными вкусовыми качествами, не содержащие вредных для здоровья человека веществ и микроорганизмов). Промышленные воды с повышенным содержанием отдельных химических элементов (I, Br, В и др.) представляют интерес в качестве источника этих элементов, а также используются в некоторых областях промышленности.

Особую группу составляют минеральные воды. Эти воды обладают повышенным содержанием биологически активных минеральных (реже органических) компонентов или специфическими свойствами (температура, радиоактивность и др.), благодаря которым оказывают на организм человека лечебное действие.

К особой категории относятся также месторождения гипертермальных вод (с температурой до 100 0 С и выше), связанные с областями современного вулканизма (Камчатка, Курильские острова и др.). Горячие воды таких месторождений используются геотермальными электростанциями и для теплоснабжения близлежащих населенных пунктов. При этом проблемой эксплуатации этих вод является их высокая минерализация и газонасыщенность, определяющие высокую химическую активность вод и интенсивное выпадение солей при охлаждении.

Для эксплуатации естественных источников и вод из глубоко залегающих водоносных горизонтов проводится каптаж. Каптаж (франц. captage, от лат. capto — ловлю, хватаю) — комплекс инженерно-технических мероприятий, обеспечивающий вскрытие подземных вод (а также нефти и газа), вывод их на поверхность и возможность эксплуатации. Простейшим типом каптажных сооружений является колодец, вскрывающий подземные воды неглубоко залегающих водоносных горизонтов.

Источник