Зональность подземных вод. Авторский взгляд

Размещено на http://www.allbest.ru/

1

Размещено на http://www.allbest.ru/

Зональность подземных вод. Авторский взгляд

Александр Н. Павлов

Зональность - это планетарное свойство подземных вод, определяющее форму их пространственно-временного размещения в недрах Земли. Здесь требуется внести ясность в физику наших представлений о зональности. С одной стороны, мы говорим, что в том или ином направлении минерализация и состав подземных вод, темп водообмена, постепенно меняются. Например, с севера на юг в соответствии с климатической и почвенно-растительной зональностью минерализация грунтовых вод возрастает, воды гидрокарбонатные и мягкие становятся жесткими, потом сульфатными и хлоридными. Или, минерализация подземных вод увеличивается с глубиной вообще, а такие, по направлению погружения водоносных горизонтов, более древние воды обычно имеют минерализацию выше, чем воды молодые и т.д. Такая точка зрения на зональность, вообще говоря, делает необязательным само понятие зоны, а, строго говоря, такое понятие исключает, предполагая плавное и постепенное изменение свойств, а равно и условий их определяющих. Действительно, строя график обычной зависимости минерализации М от глубины Н и вычисляя коэффициент М/Н, мы строим либо линейную, либо показательную функцию. Когда же, наряду с минерализацией, описывается изменение химического состава подземных вод, мы говорим о зонах, поскольку состав вод воспринимается нами в терминах той или иной классификации и обусловлен естественной сменой солевого состава, контролируемой растворимостью веществ.

Таким образом, зональность подземных вод трактуется и как плавное изменение свойств и как существование квазиизолированных групп с достаточно резкими границами между ними. В целом можно сказать, что, когда мы прослеживаем изменение одного параметра (минерализации, концентрации конкретного иона, температуры, глубины залегания грунтовых вод и т.п.) вполне естественной выглядит модель непрерывного процесса, когда же мы воспринимаем подземные воды как многопараметрический образ, естественней выглядит модель дискретного процесса. При этом, говоря о непрерывности или дискретности изменений, мы имеем в виду либо пространственные, либо временные коэффициенты. Причем, если с пространственными координатами вопрос более или менее ясен, то временные понятия требуют специального обсуждения.

Обзор основных методов определения возраста подземных вод, данный А.Н.Павловым [2008], показал, что в настоящее время в гидрогеологии применяется довольно много возрастных категорий, которые требуют упорядоченности и генетического осмысливания, а также разработки единого подхода к их вычислению как хронологических величин.

Изучение режима грунтовых вод показало, что питание их дискретно, при этом изменения химического состава, вызванные поступлением метеогенных вод и процессом испарения, с глубиной затухают. В потоке грунтовых вод выделяется верхняя зона активного водообмена, подвергающаяся наиболее сильному влиянию метеогенных факторов по сравнению с его нижележащими частями. Последнее обстоятельство позволяет утверждать, что в вертикальном разрезе поток грунтовых вод является разновозрастным: у его поверхности находятся воды более молодые, чем в нижних слоях. Кроме того, в силу движения вод в самом потоке ниже активной зоны вниз по течению также должно происходить «старение вод».

Таким образом, очевидно, что для грунтовых вод речь может идти, по крайней мере, о двух возрастных понятиях: о времени водообмена для водоносного горизонта в целом и о времени пребывания метеогенных вод в трещинах и порах водовмещающих пород от момента их попадания в грунтовый поток до момента появления в точке опробования. В первом случае следует говорить о полном водообмене или максимальном возрасте грунтовых вод данного водоносного горизонта или бассейна грунтовых вод, во втором - о возрасте грунтовых вод на данном участке.

Для подземных вод глубоких горизонтов земной коры возрастная схема значительно усложняется. Для них характерна длительная история геологического развития, в течение которой направление движения подземных вод может неоднократно меняться, происходит перераспределение напоров, перестраивается тектонический план водоносных комплексов и т.д. Среди этих вод могут быть выделены воды эндогенные и экзогенные. Первые образуются в пределах магматических очагов и подкорковых зон, проникая в литосферу вместе с магмой или другим путем. Однако, среди вод, распространенных на доступных для нас глубинах, доля вод эндогенного происхождения чрезвычайно мала.

Экзогенные же воды подразделяются на седиментогенные и инфильтрогенные, а каждая из этих групп на талассогенные (морского генезиса) и метеогенные (атмосферного генезиса). Основная масса седиментогенных вод относится к талассогенным, а большинство инфильтрогенных вод - к метеогенным. На движение вод глубоких частей земной коры влияет не только гидростатический напор, но целый ряд других, зачастую более мощных факторов, в первую очередь таких, как геостатическое и геотектоническое давление.

Из временных категорий для вод глубоких горизонтов чаще всего используют понятие возраста, определяемого с помощью тех или иных радиогенных «часов», среди которых наиболее популярен гелий-аргоновый метод. Однако использование таких «часов» связано с многочисленными трудностями, часто принципиального порядка. Пожалуй, наиболее серьезная из них состоит в том, что определяется не возраст вод, а время накопления дочернего элемента, скорость образования которого в том или ином радиоактивном ряду известна. В реальных природных условиях в подземных водах радиоактивное равновесие редко сохраняется, а характер его нарушения, как правило, точному учету не поддается. Поэтому возраст воды со временем, которое показывают радиогенные «часы», совпадает только в случае почти полной изоляции пласта, т.е. только тогда, когда возраст вмещающих пород и вод совпадают. Кроме того, само понятие возраста воды в условиях взаимодействия инфильтрогенных и седиментогенных вод становится неясным, поскольку при этом возникают новые воды, момент появления которых и определяет возрастные датировки.

Пожалуй, самыми обобщенными и потому достаточно универсальными хронологическими характеристиками можно считать зоны водообмена: активного, затрудненного и весьма затрудненного.

На фоне общей структуризации гидросферы зональность подземных вод выглядит как продукт ее более глубокой дифференциации, как форма внутренней структуризации такого крупного ее элемента как мегагруппа литосферы [Павлов,2007]. Нет оснований сомневаться, что принципы структуризации на всех уровнях макрочленения должны сохраняться неизменными. Это означает, что на зоны подземных вод мы должны смотреть как на квазиизолированные многопараметрические множества, границы между которыми выполняют как запрещающие, так и разрешающие функции. Причем последние возникают в периоды возбуждения и разрыва границ на участках, где появляется избыток кинетической энергии в одном множестве по отношению к другому.

С таких позиций внутренняя организованность каждой зоны должна определяться как реализация квантовых принципов формирования гидросферы [Павлов, 2007], а каждая зона должна отражать квантовый характер перераспределения энергии в процессе формирования подземных вод. Поэтому вслед за традиционным выделением зон гидрохимических и зон гидродинамических необходимо ставить вопрос об их пространственно-временной связи, основанной на общих энергетических затратах. Такого рода задача выводит нас на уровень общефизических проблем: связи материи, пространства, времени и энергии. В нашем случае рассматривается материальная система порода-вода в определенных пространственных и временных координатах, ограничивающих то, что мы называем зоной подземных вод. Существование этой материальной системы в данных пространственно-временных рамках определяется некоторой порцией энергии, представляющей собою долю общеземного кванта, получаемого Землей через каждые 0.5 (теоретически через каждые 1.38·10⁸ лет), [Павлов, 2007]. Очевидно, что в такой задаче решение будет состоять не в выделении зон активного, затрудненного и весьма затрудненного водообмена, не в установлении сопутствующих этим гидродинамическим зонам химических типов подземных вод, а в установлении энергосодержания пространственно заданной подсистемы и соответствующих ему значений минерализации и расхода подземных вод. В связи с этим полезно перейти и к другой терминологии. Но в начале поясним нашу мысль. Представим себе следующую гидрогеологическую ситуацию:

1. Выделен водоносный горизонт меловых известняков, содержащий воды с минерализацией около 10 г/л.

2. Палеогидрогеологические реконструкции установили, что эти известняки образовались в условиях моря нормальной солености.

3. Гидродинамическим методом (скажем, по картам гидроизопьез, коэффициентов водопроводимости и водоотдачи) определено время полного водообмена в 25 тыс. лет.

На первый взгляд, в той ситуации все обстоит благополучно и в общепринятой терминологии данный водоносный горизонт может быть отнесен к зоне затрудненного водообмена: [Павлов, 1977]. Но попробуем на это благополучие посмотреть с другой стороны, рассуждая таким образом:

1. Известняки образовались в море нормальной солености. Это означает, что первичные седиментогенные воды (сингенетичные известнякам) имели минерализацию порядка 35 г/л.

2. Меловой период закончился около 70 млн. лет назад. Если принять, что гидродинамическое раскрытие этого горизонта произошло сразу после мелового периода, то нетрудно оценить число полных водообменов в горизонте - 2800 (разумеется, если принять постоянным темп водообмена).

Спрашивается, как в пласте сохранились воды с минерализацией 10 г/л? Здесь может спасти только одно допущение (конечно, если не сомневаться в исходных данных): гидродинамическое раскрытие горизонта произошло совсем недавно, менее чем 25 тыс. лет назад. В этом случае ни одного полного водообмена совершиться не могло, произошла лишь частичная замена седиментогенных вод на метеогенные, при этом процесс смешения протекал крайне активно.

Но тогда возникает еще один вопрос уже понятийного и терминологического порядка: что такое определяемое различными методами время водообмена и можно ли этой величиной пользоваться при характеристике гидродинамических зон, особенно без датировок раскрытия водоносного горизонта?

Приведенный пример показывает, что правильнее говорить не о времени водообмена, а о потенциальном времени водообмена, которое в общем случае характеризует возможности, но не их реализацию. Кроме того, без датировок начала инфильтрационного этапа в развитии водоносного горизонта потенциальное время водообмена не дает информации о характере гидродинамической его раскрытости. Очевидно, что одни и те же потенциальные возможности в одних случаях могут быть реализованы полностью, а в других частично. Наверное, поэтому все попытки оценивать границы гидродинамических зон по гидрохимическим критериям оказались неудачными.

Мы предлагаем другой путь: не искать связь между по-разному установленными и, вообще говоря, разными зонами (разными по параметрам и соответственно по границам), а выделять новые зоны, назовем их гидрогеологическими. В основу их выделения положим пространственные параметры, определяемые физико-географическими условиями - базисом денудации, средними отметками дренируемого массива горных пород и площадью их распространения. Для всей суши Земли эти характеристики можно разделить на три группы:

1. Уровень современного океана. Средняя высота суши Н₁= 0.76 км. Площадь периферийной части суши (с речным и подземным стоком) = 116.8·10⁶ км².

2. Бровка современного шельфа (древний базис денудации). Средняя глубина шельфа Н₂=0.13 км. Площадь дренируемых пород , где - средняя площадь шельфа 28·10⁶ км²; = 144.8·10⁶ км².

3. Подошва континентального склона. Средняя отметка этого базиса, к сожалению, не оценена, однако многочисленные его измерения показывают, что он находится на глубинах порядка 2 км. Площадь же ограниченного им массива пород может быть принята равной величине .

Оценим усредненное энергосодержание дренируемых пород континентов до отметки минус 2 км. Для этого воспользуемся схемой расчета приведенной иною в [Павлов, 2007].

Вначале вычислим объем потенциально дренируемых пород: =3.78·10⁶ км³

От объема перейдем к массе (). При этом обратим внимание читателя, что средняя мощность потенциально дренируемой толщи континентальных пород (2.76 км) практически совпадает со средней мощностью осадочного чехла континентальной коры (~3 км) [Белоусов, 1975]). Средняя плотность этого чехла может быть принята 2.7 г/см³, а объемная плотность скелета =2.0 г/с³ [Приклонский, 1952]. 7.56·10²³ г

Примем соотношение различных типов пород, составляющих эту массу, и долю воды в ней как и ранее [Павлов, 2007]. Минерализацию воды примем 35 г/л, исходя из того, что большинство осадочных пород континента образовалось в море нормальной солености. Заметим, кстати, что минерализация воды существенно не влияет на получаемый результат. В итоге энергосодержание пород, дренируемых третьим базисом денудации, окажется равным: =3.12·10²⁵ ккал?13·10³⁵ эрг.

В соответствии со схемой квантования осадочная оболочка Земли получила последний квант энергии, приблизительно равный только что сделанной оценке [Павлов, 2007]. Вообще-то такое совпадение можно было ожидать, поскольку, как мы отмечали, мощность потенциально дренируемых пород континентов близка мощности их осадочного чехла. Тем не менее, расчет был полезен, оказавшись своего рода контролем для ранее выполненных оценок величин .

Теперь воспользуемся уравнением кванта стока (см. [Павлов, 2007]):

Напомним, что оно связывает относительную частоту гидрографа стока () с относительной его площадью на графике , показывая, что с увеличением частоты возрастает мощность выброса и сток становится более сосредоточенным во времени. При этом

,

(=0, =0).

Понимая, что площадь гидрографа представляет собой объем стока за время , нетрудно понять: если вместо расхода воды () на оси ординат показывать ионный сток (), а последний через величину перевести в энергетические характеристики, то параметр окажется энергосодержанием ионного стока, и мы сможем записать

Тогда уравнение кванта стока примет вид:

=2.5

В соответствии с (по В.И.Гуревичу и А.Н.Павлову, 1963) запишем:

где =3,85 ккал/г, - минерализация воды, г/л, - расход потока подземных вод, см /год, - период кванта стока, годы. И далее

В соответствии со схемой квантового характера получения Землей энергии = 1,38·10⁸ лет. Этот интервал рассматривается нами как инвариантный для подземных вод и вмещающих их пород. Величина же параметра определяется начальным энергосодержанием рассматриваемой подсистемы вода-порода. Это означает следующее:

1. Общеземная система вода-порода получает квант энергии = 12·10³⁵ эрг (2,88·10²⁵ ккал). Примем его инвариантным, по крайней мере, для фанерозоя (по оценкам [Павлов, 2007]).

2. На любую конкретную подсистему вода-порода (как часть всей системы) приходится своя порция общего кванта энергии, которая может быть оценена как энергосодержание толщи () при начальных условиях, соответствующих обстановке ее седиментогенеза: минеральная часть в виде слабоуплотненного ила (масса ее в дальнейшем, естественно не меняется), содержание воды 50% от объема всей системы (принимается по данным Н.Б.Вассоевича [1960] об уплотнении глин), минерализация и состав воды определяются из палеогеографических условий осадконакопления (воды нормальной солености, рассолы, воды опресненных лагун, пресные воды).

Дальнейшее развитие подсистемы сопровождается потерей полученной порции энергии (). Причем оставшееся количество энергии () по отношению к начальному запасу пропорционально времени , ограничивающему существующий квант стока (кривую гидрографа) по отношению к инвариантному времени.

зональность подземная вода

Теперь воспользуемся этим уравнением для оценки модуля стока в выделенных нами объемах горных пород континентальной коры.

Массив пород над первым базисом денудации (над уровнем современного океана) назовем гидрогеологической зоной I. Объем дренируемых пород этой зоны () составит:

=88.8·10⁶ км³

Ориентируясь на данные Н.Б.Вассоевича [1960] среднюю объемную плотность пород примем =1.5 г/см³ [Приклонский, 1952]. Тогда их масса () будет равна:

=1.33·10⁶

Имея в виду принятые нами ранее начальные условия =35г/л, =50%, получим энергосодержание (см. расчет [Павлов, 2007]).

ккал

Далее, воспользуемся средним значением минерализации вод для зоны активного водообмена =0.235 г/л (см. [Павлов, 1977]), полагая, что гидрогеологическая зона I более или менее с ней совпадает.

см³/год

или

мм/год

(у М.И.Львовича [1974] подземный сток всех рек земного шара оценивается величиной 112 мм/год (32% от общего речного стока 350 мм/год).

По-видимому, можно принять, что для гидрогеологической зоны I активность водообмена оценивается величиной мм/год, где 1.

Теперь рассмотрим гидрогеологическую зону II, находящуюся между первым и вторым базисами денудации =18.8·10⁶ км³

Для расчета массы этого объема примем среднюю объемную плотность пород =1.85 (в соответствии с кривой уплотнения глин Н.Б.Вассоевича [1960] и оценками объемного веса пород В.А.Приклонского [1952]). =3.48·10²² г.

Начальные условия сохраняем прежние, поскольку для массивов таких масштабов как континенты частные отклонения, связанные с локальными опреснениями и засолонениями бассейнов осадконакопления, можно считать уравновешенными до уровня условий нормальной солености. =1.53·10²⁴ ккал

К сожалению, средняя минерализация вод этой зоны нам неизвестна. Если принять, что она изменяется в пределах от 1 до 10 г/л, то модуль подземного стока будет изменяться в следующих пределах (мм/год): 0.8<<8

Для простоты восприятия эти значения полезно округлить до порядков величин: мм/год, где 1<10.

Энергосодержание гидрогеологической зоны III, находящейся ниже второго базиса денудации, можно оценить как разность между полным квантом осадочного чехла континентов 2.88·10²⁵ ккал и суммой энергосодержаний зон I и II. =2.12·10²⁵ ккал

Среднюю минерализацию вод этой зоны, вероятно, можно принять равной 35 г/л, поскольку здесь происходит как элизионный водообмен, приводящий к возрастанию минерализации исходных вод нормальной солености, так и инфильтрационный водообмен, приводящий к разубоживанию нормальных концентраций. Тогда, соответствующий этим условиям модуль стока окажется равным: ? 3 мм/год т.е. того же порядка, что и для гидрогеологической зоны II.

Ниже третьего базиса денудации располагается гидрогеологическая зона IV, водообмен в которой обусловлен геологическими формами круговорота воды (см. [Павлов, 2007]). Для этой зоны величину рассматриваем как суммарную работу гравитационной конвекции, производимой за один геологический цикл. С.А.Ушаков и М.С.Красс [1972] оценивают ее величиной 7.2·10²⁴ ккал. Минерализацию вод в этой зоне, по-видимому, следует принять выше минерализации нормальной океанической воды. Во-первых, эта зона находится на отметках ниже подножия континентального склона, а во-вторых, такие процессы как серпентинизация перидотитов и другие формы гидратации минералов приводят к повышению минерализации вод, участвующих в этих процессах [Павлов, 2007]. Максимальная цифра, полученная нами, была равна 465 г/л. Примем промежуточное значение минерализации =250 г/л. Соответствующее этим условиям значение модуля стока на всю площадь земного шара 510·10⁶ км² составит =4·10^-2 мм/год, т.е. можно говорить, что для гидрогеологической зоны IV мм/год, где 1<10.

Перед тем, как двигаться дальше, необходимо сделать некоторое разъяснение относительно понятия модуля стока. Говоря об этой характеристике, мы имеем в виду любые формы круговорота, т.е. водообмен, связанный не только с фильтрацией, но также с молекулярным, адсорбционным, конвективным и другими видами массопереноса. Иными словами, используя термин «модуль стока», мы говорим не о том, каким образом переноситься вода, а о том, каков темп водообмена.

Теперь попробуем сделать некоторые обобщения относительно выделенных гидрогеологических зон. Полученные результаты по темпам водообмена перепишем в строку (мм/год):

Вспомним, что границы между зонами были заданы на основе физико-географических условий земной поверхности (в соответствии с гипсографической кривой и понятием базиса денудации), которые позволяли лишь ожидать их гидродинамическое различие, но не гарантировали его. Оценки величины показали, что зоны II и III по активности водообмена практически не отличаются. Видимо, зоны II и III целесообразно объединить в одну вторую гидрогеологическую зону. В результате останется три зоны, для которых предлагаются следующие индексы:

· Г-1 - верхняя гидрогеологическая зона с базисом денудации, определяемым уровнем современного океана и интенсивностью водообмена порядка мм/год.

· Г-2 - средняя гидрогеологическая зона с базисом денудации, определяемым подножием континентального склона и интенсивностью водообмена порядка мм/год.

· Г-3 - нижняя гидрогеологическая зона, водообмен в которой определяется главным образом формами геологического круговорота с интенсивностью порядка мм/год.

Интересно, что относительно средней зоны верхняя и нижняя сопряженно симметричны:

и показатели степени у значений располагаются от нижней зоны к верхней по закону возрастающей арифметической прогрессии:

	Г-1	Г-2	Г-3
	-2	0	2
или	0	2	4

На основании данных, приводимых М.И. Львовичем [1974], вычислим модуль стока для поверхностных вод суши: = 3.410² мм/год

и для вод атмосферы: 110⁵ мм/год

Нетрудно видеть, что интенсивность поверхностного стока того же порядка, что и в гидрогеологической зоне Г-1, а интенсивность атмосферного водообмена может быть оценена как мм/год (1<10)

Исходя из того, что атмосферные воды это одна из составных частей гидросферы Земли, можно получить:

Г-3	Г-2	Г-1	Г-А
0	2	4	6

(где Г-А - зона атмосферного круговорота).

В результате позволительно утверждать, что зональность гидросферы по интенсивности водообмена подчиняется закону

где - член ряда показателей степени у величин , - номер члена в ряду, - разность прогрессии, равная 2. По-существу, это ряд четных чисел (а₁ = 0).

Таким образом, мы пришли к довольно серьезным результатам, показав, что зональность подземных вод это форма структуризации гидросферы, материализованная через связь массы, пространства, времени и энергии. Эта связь описывается простой линейной функцией, в соответствии с которой изменение логарифмов интенсивности водообмена в направлении от нижних зон к верхним подчиняется закону ряда четных чисел.

Получены, безусловно, нетривиальные результаты и было бы интересно проверить возможности их использования при различных масштабах членения подземной гидросферы. Рассмотрим несколько примеров, для чего обратимся к материалам, наиболее знакомым автору по его прежней деятельности, и начнем с достаточно крупного региона - центрального Предкавказья, при этом мы ориентируемся на случайный выбор, который ограничен лишь тем, в какой степени объект для примера изучен применительно к поставленной задаче. В пределах Центрального Предкавказья таким объектом может служить хадумский водоносный горизонт [Корценштейн, 1960]. Он относится к нижнемайкопским отложениям и представлен на центральном Предкавказье преимущественно глинами. Однако в районе ставропольского поднятия, которое мы взяли в качестве примера, хадумский горизонт существенно обогащен песчано-алевритовым материалом, нередко преобладающим над глинами. В гидрогеологическом отношении этот горизонт был изучен достаточно хорошо, что позволило Б.Н.Корценштейну оценить расход его подземных вод в пределах развития песчано-алевритовых фаций [1960]: =110⁶ м³/год

Попробуем оценить эту величину и мы, используя разработанную нами схему. По картографическому материалу, приводимому В.Н.Корценштейном, и по его оценкам средних мощностей ходумского горизонта в различных зонах развития песчано-алевритовой фации, получим объем пород =410¹⁷ см³

Мощность надхадумских отложений Майкопа в районе исследования меняется от 500 до 800 м, а неогенных пород - составляет в среднем около 250 м. Тогда по графику Н.Б.Вассоевича [4] среднюю пористость хадумского горизонта можно принять равной 30%. На основании данных В.А.Приклонского плотность сухой породы принимаем =1.8 [Приклонский, 1952]. В результате масса пород хадумского горизонта (в пределах района рассматриваемого В.Н.Корценштейном) оценивается как =7.210¹⁷ г а масса поровых вод =1.210¹⁷ г

Энергосодержание этих масс по моей схеме составит =310¹⁹ ккал

В хадумском горизонте развиты хлоридные натриевые воды с минерализацией в среднем около 25 г/л [Корценштейн, 1960]. Теперь) оценим расход этих вод: =0.910¹² см³/год, что составляет 0.910⁶ м³/год и соответствует слою годового стока 610^-2 мм.

Нетрудно убедиться, что цифра, полученная В.Н.Корценштейном на основании гидродинамических оценок, и цифра, полученная по моей схеме формирования гидрогеологических зон, практически совпадают, а хадумский горизонт может быть отнесен к зоне Г-3.

Следующий пример дадим по Азово-Кубанскому артезианскому бассейну, опираясь на монографию В.И.Клименко по оценке ресурсов подземных вод этого региона [1974]. Не будем приводить описание геологических и гидрогеологических условий бассейна, они достаточно подробно изложены в монографии. Приведем лишь необходимый для нас цифровой материал. Площади распространения водоносных комплексов возьмем также по В.И.Клименко:

	тыс. км2
Неогеновый	10.9
Палеогеновый	3.7
Меловой	4.6
Юрский	8.2

Теперь приведем расчеты подземного стока в этих комплексах по схеме формирования гидрогеологических зон.

Неогеновый водоносный комплекс

Объем дренируемых пород =1.8810¹⁹ см³

Ориентируясь на среднюю мощность комплекса (как среднюю глубину залегания) по графику Н.Б.Вассоевича [1960] оценим среднюю пористость 0.30. По ней найдем объем и массу воды в комплексе

=0.5610¹⁹ см³

=0.5610¹⁹ г,

а также среднюю объемную плотность пород [Приклонский, 1952] = 1.9 г/см³.

Далее подсчитаем =1.881.910¹⁹38.7+0.5610¹⁹20.1=1.4910²¹ ккал

Значение средневзвешенной по мощностям горизонтов минерализации вод неогенового комплекса составляет = 0.89 г/л

Теперь оценим средний расход подземных вод неогенового комплекса

=1.2610¹⁵ см³/год,

или =126010⁶ м³/год

=116 мм/год=1.1610² мм/год

Нетрудно видеть, что полученный результат хорошо совпадает с воднобалансовыми и гидродинамическими решениями, находясь где-то между ними и составляя соответственно 0.78 и 1.16 от этих оценок. Кроме того, появляется возможность неогеновый водоносный комплекс Азово-Кубанского артезианского бассейна отнести к выделенной нами гидрогеологической зоне Г-1.

Аналогичным образом были подсчитаны величины подземного стока и для других водоносных комплексов Азово-Кубанского артезианского бассейна.

Результаты приведены ниже:

	106 м3/год	мм/год
Палеогеновый	67	18
Меловой	300	65
Юрский	19	2.3

Для мелового и юрского комплексов наши оценки практически совпадают с оценками В.И.Клименко, составляя от них соответственно 0.92 и 1.06. Оценки же по палеогеновому комплексу значительно расходятся, составляя 0.12 от балансовых значений и 0.18 от гидродинамических, т.е. практически на порядок ниже результатов, полученных традиционными методами. Такое несовпадение имеет разные причины и, как чаще всего бывает, может быть связано с точностью получения расчетных параметров. С точки зрения общих тенденций изменения пространственных характеристик у В.И.Клименко сток вод палеогенового комплекса создает общую закономерность уменьшения дренированности с глубиной, что вполне соответствует уменьшению активной пористости и трещиноватости пород, а также степени их денудационной раскрытости. Однако, воды палеогенового комплекса значительно более минерализованы, чем воды выше и нижележащих отложений, что, безусловно, свидетельствует о его меньшей промытости, а значит и меньшей интенсивности водообмена. И здесь цифра, полученная нами, выглядит более убедительной.

Можно сделать ориентировочную оценку подземного стока, Терско-Кумского артезианского бассейна, воспользовавшись для этого данными, приводимыми Р.Г.Джамаловым [1973]. Им рассмотрены в основном водоносные комплексы древнечетвертичных, плиоценовых и сарматских отложений. Мощность этих толщ меняется от нескольких до 4000 м. Структура бассейна сложная. Поэтому учесть ее изменчивость таким образом, чтобы подсчитать среднюю мощность названных отложений, в настоящее время мы не можем. Примем для расчетов ее значение в 2000 м. Общая площадь бассейна равна 75000 км². Тогда объем этих толщ составит =1.510²⁰ см³

Принимая среднюю глубину залегания, равную средней мощности, в соответствии с Н.Б.Вассоевичем [1960] и В.А.Приклонским [1952] получим: =0.20, =2.4

Тогда =3.610²⁰ г, =0.310²⁰ г, =1.4510²² ккал

Минерализация вод рассматриваемых комплексов весьма разнообразна и меняется от значений менее 1 (пресные воды) до слабоминерализованных 3-5 г/л достигая 10-15 г/л и даже 50 г/л в глубоких частях бассейна. Однако пресные воды преобладают. Строго вычислить среднюю минерализацию мы еще не можем. Примем ее равной 5 г/л. Тогда

=0.2210¹⁶ см³/год или 2.210⁹ м³/год (29 мм/год).

Общий расход, полученный Р.Г.Джамаловым [1973], составляет 1.410⁹ м³/год.

Теперь изменим характер наших примеров. Попробуем получить оценки подземного стока не для геологических структур, а для каких-либо речных бассейнов. Как и ранее воспользуемся опубликованными данными. В.П.Зверевым подсчитывался химический сток в зоне активного и затрудненного водообмена в бассейне р.Камы (выше г.Перми) [Миграция…, 1974]. Им рассмотрены гидрологические условия бассейна, приводятся площадь всего бассейна и площади распространения в нем сульфатных и соленосных пород, средние минерализации подземных вод. Глубина вреза р.Камы выше г. Перми меняется от 100 до250м [Миграция…, 1974].

Таблица 1

Подземный сток в Азовское море со стороны Азово-Кубанского артезианского бассейна (ширина потока подземных вод на границе акватории принята =560 км [по данным В.И. Клименко [1974] с дополнениями автора, графа 8]

Водоносный комплекс	Порода	Общая мощность	Пьезометр. уклон	м/сут	Сток по балансу 106 м3/год	г/л	Сток 106 м3/год
1	2	3	4	5	6	7	8
Средне-верхне-плиоценовый	пески	490	0.0005	4.8	416	0.5	240
Понтический	пески, песчаники, известняки	180	0.0005	12	352	0.5	221
Верхнемиоценовый	известняки, песчаники, пески	780	0.0012	2.6	672	1.0	497
Среднемиоценовый	известняки, песчаники, пески, мергели	280	0.0008	2.6	168	1.5	119
Неогеновый	-	1730	-	-	1608	-	1077
Олигоценовый	пески, песчаники	600	0.0004	3.7	219	6.0	182
Эоценовый	песчаники, алевролиты, мергели, известняки	470	0.0004	2.6	176	4.0	100
Палеоценовый	мергели, алевролиты	450	0.0004		176	7.0	100*
Палеогеновый	-	1520	-	-	571	-	382
Верхнемеловой	пески, известняки	380	0.0020	-	39	3.0	-
Нижнемеловой	пески, песчаники, известняки	1900	0.0030	-	286	2,5	-
Меловой	-	2280	-	-	325	-	-
Юрский	песчаники, мергели, известняки	80	0.0040	-	18	2.5	-

*По аналогии с эоценовым горизонтом (близкие мощности, одинаковые пьезометрические уклоны, одинаковый сток по балансу).

Учитывая характер профиля всякой реки, примем среднюю глубину вреза 150 м. Известно, что река работает как несовершенная дрена, а это значит, что в нее поступают не только подземные воды, находящиеся выше местного базиса эрозии, но подтягиваются и более глубокие воды. По оценкам Замарина, полученным для несовершенного грунтового колодца мощность активной зоны участвующей в дренировании может почти удваиваться в сравнении со статическим столбом воды в дрене. Применительно к речной долине для оценки мощности дренируемых ею пород глубину эрозионного вреза (более точно, за вычетом мощности зоны аэрации) мы можем удвоить. Таким образом, мощность дренируемых пород принимается равной 300 м.

Для зоны активного водообмена средняя минерализация подземных вод, полученная Б.П.Зверевым, равна 0.19 г/л. Схема формирования гидрогеологических зон позволяет оценить подземный сток этой зоны = 1.310¹⁰ м³/год (78 мм/год)

У В.П.Зверева [Миграция…, 1974] водный сток равен 10¹⁰ м³/год.

Аналогичная оценка подземного стока проведена для зоны активного водообмена бассейна р. Чусовой (в области развития сульфатных пород).

Исходные данные:

Площадь бассейна	4.62104 км2
Глубина эрозионного вреза (по С.А.Сладконевцеву, 1973)	300 м
Мощность зоны дренирования	600 м
Средняя минерализация подземных вод	2.2 г/л
=0.4, =1.6

Получено = 67010⁶ м³/год (14 мм/год). У В.П.Зверева приводится значение расхода - 126010⁶ м³/год.

Для оценки подземного стока зоны замедленного водообмена в районе развития сульфатных пород необходимо оценить мощность этой зоны. По-видимому, ее можно рассматривать как разность между глубиной до подошвы сульфатных пород и глубиной активной зоны дренирования. В бассейне р. Чусовой сульфатные породы выходят на поверхность. Мощность же отложений кунгурского яруса в Предуральском прогибе достигает 1000 м при этом в разрезе появляются пласты каменной и калийной солей. Поскольку наши вычисления производятся на уровне порядков величин, примем 1000 м за подошву соленосных пород. Вычтя из этой цифры мощность зоны активного дренирования (600 м) и принимая, что половина полученной мощности приходится на пласты каменной и калийной солей (их известная максимальная мощность равна 500 м [Миграция…, 1974], получим мощности зоны замедленного водообмена:

200 м - для сульфатных пород

200 м - для соленосных пород.

Согласно Н.Б.Вассоевичу [1960] и В.А.Приклонскому [1952] получим соответствующие значения пористости и плотности скелета пород:

= 0.35, =1.7 для сульфатных пород

= 0.28, =1.9 для соленосных пород

В.П.Зверевым приведены средние минерализации: 2.2 г/л и 25.8 г/л.

С помощью схемы формирования гидрогеологических зон для областей замедленного водообмена получим следующие величины расходов подземных вод:

для сульфатной толщи - =23010⁶ м³/год (5 мм/год)

У В.П.Зверева =85110⁶ м³/год

для соленосной толщи - =2110⁶ м³/год (0.5 мм/год)

У В.П.Зверева =9510⁶ м³/год

Подобным же образом был оценен подземный сток для бассейна р. Волхова.

Для зоны активного водообмена мы получили =2.610⁹ м³/год (32 мм/год), при 8.310⁹ м³/год у А.И.Короткова и В.П.Зверева [Миграция…,1974]. Для зоны замедленного водообмена наша цифра =1510⁶ м³/год (0.2 мм/год), у А.И.Короткова и В.П.Зверева подземный сток равен 10.1610⁶ м³/год.

Приведенные примеры при всем их отличии друг от друга объединяла одна черта - это были крупные регионы, площадью в тысячи и десятки тысяч квадратных километров. Приведем несколько примеров для небольших участков.

Бассейн р. Медвенки (правый приток р. Москвы в ее среднем течении). Формирование подземного химического стока в этом бассейне подробно описано В.П.Зверевым [Миграция…, 1974]. Сток здесь образуется в результате дренирования подземных вод только зоны активного водообмена. Река дренирует весь комплекс ледниковых отложений мощностью до 40-50 л и частично пески верхней юры и нижнего мела (20-25 м). Таким образом, принимая коэффициент работы реки как несовершенной дрены равный 2, получим мощность дренируемой толщи пород приблизительно 140 м. Площадь бассейна равна 40 км, средняя минерализация подземных вод - 0.3 г/л. По схеме формирования гидрогеологических зон получим подземный сток в бассейне р.Медведки равный 110⁶ м³/год (24 мм/год). В.П.Зверев приводит величину 2.0810⁶ м³/год.

Последний пример дадим по материалам Адлерской низменности, расположенной на Черноморском побережье Кавказа [Романика, Павлов, 1964].

С одной стороны здесь будут небольшие площади, с другой это новый регион, специфика которого состоит в том, что он относится к приморской территории, часть которой к тому же мелиорируется.

Низменность представляет собой аккумулятивную равнину, окаймленную с юго-востока, севера-востока и северо-запада холмистыми предгорьями, а с юго-запада омываемую морем. Она образована конусами выноса горных рек, сочлененных широкими морскими террасами, а также древними лагунами, отшнурованными от моря и выполненными песчано-глинистыми отложениями, илами и торфом.

Общая стратиграфо-литологическая ситуация территории, в пределах которой находится рассматриваемая низменность, может быть охарактеризована следующим образом. Тектоническая впадина средних размеров, ограниченная серией поднятий, выполнена терригенными отложениями палеогена и неогена. Депрессия несколько усложнена периклинальными окончаниями ограничивающих поднятий с образованием структур третьего порядка. Со стороны моря толща палеоген-неогеновых пород охвачена шлейфом песчано-галечных и глинисто-иловатых морских, лагунных и аллювиальных отложений, которые сформировали низменность.

Наиболее минерализованные воды (до 1.5-3.0 г/л) связаны с породами верхнего олигоцена и отложениями высоких морских террас, а наименее минерализованные - с отложениями неогена и нижней толщей аллювиалъно-морских галечников и песков. Кроме того, низкой минерализацией отличаются воды нижнего олигоцена и аллювиальных отложений главных рек. Повышенная минерализация присуща водам среднего олигоцена и отложений, выполняющих прибрежные долины.

Основное питание грунтовые воды Адлерской низменности получают за счет атмосферных осадков. Поэтому можно считать, что величина инфильтрационного питания достаточно полно характеризует подземный сток. Оценка этой величины была выполнена А.Н.Павловым. По данным режимного гидрохимического опробования им же были получены характеристики химического стока грунтовых вод [Миграция…, 1974].

Центральная часть низменности, именуемая Имеретинской долиной, мелиорируется. Её площадь составляет 1.510⁷ м², высота над уровнем моря меняется от 0.5 до 2 м. Одна из скважин, пробуренных в пределах этой долины, достигла плотика коренных пород на отметке - 54.43 м. Таким образом, можно считать, что мощность отложений, слагающих аккумулятивную террасу здесь составляет около 56 м. Изучение керна скважин показало, что песчано-галечная часть разреза имеет пористость около 43% и объемную плотность скелета - 1.54, в иловатых песках пористость меняется от 34.3 до 48.3%, плотность минеральной части - 2.72. Глинистые пески и супеси характеризуются пористостью 37.4% объемной плотностью скелета 1.71.6. Гидрогеологический разрез двухслоен: верхняя торфяная и песчано-глинистая часть разреза отделена от низшей песчано-галечной почти 20-метровой толщей древнечерноморских глин. Отложения Имеретинской долины относятся к лагунным и сингенетичные им воды, вероятно, имели минерализацию, близкую к минерализации морской воды. В период исследования средняя минерализация подземных вод этих отложений оценивалась величиной 0.55 г/л. По схеме формирования гидрогеологических зон расход подземных вод Имеретинской долины составляет 8.1 10⁴ м³/год. Мы уже писали, что Имеретинская долина мелиорируется. Мелиорация для нее сводится главным образом к осушению, поскольку в период питания происходит заболачивание долины. Однако существовавшая на период исследования осушительная система не обеспечивала расходов, которые предотвращали бы годовой подъем уровней. Балансовые расчеты, проведенные автором, показали, что величина этой необеспеченности на северном участке составила приблизительно 3.410³ м³/год, а для остальной площади - примерно 3.810⁵ м³/год. Именно эти величины и характеризуют питание грунтовых вод долины, эквивалентный ему расход и определяют соответствующую среднюю минерализацию подземных вод.

По другим частям Адлерской низменности, представляющим собой конуса выноса рек, такие оценки стока, а точнее не стока, но оценки связи пространственно-временных координат и массы через энергию, сделать нельзя, исходя из методологических соображений. В отличие от речных бассейнов долины рек являются зонами разгрузки подземных вод, дренами для окружающих территорий. В нашей схеме сами они не являются гидрогеологическими зонами, они лишь определяют (как области дренирования) формирование гидрогеологических зон.

Теперь подведем итоги по нашим примерам. Для удобства обсуждения все результаты сведем в таблицу 2. Примеры рассматривают довольно разнообразный круг гидрогеологических объектов: от артезианских бассейнов в целом (Терско-Кумский), через отдельные водоносные комплексы и речные бассейны до отдельного водоносного горизонта. Можно констатировать, что вычисленные нами величины подземного стока на уровне порядков совпадают с оценками, полученными традиционными методами - балансовым и гидродинамическим.

Расхождения связаны с выбором расчетных параметров, в нашем случае, таких как средние величины общей пористости, объемной плотности скелета пород, мощностей и минерализации воды. Эти характеристики трудно определить с хорошей точностью, однако при достаточно детальных исследованиях они, безусловно, могут быть получены.

Наши же примеры, напомним это читателю, преследуют не методическую цель, т.е. обсуждают не возможности конкурирования схемы формирования гидрогеологических зон с известными методами оценки подземного стока, а приводятся лишь в качестве внешнего оправдания найденной связи пространственно-временных гидрогеологических характеристик, массы и энергии. Пока можно утверждать, что на уровне таких внешних оправданий (напомним положение А.Эйнштейна, что всякое теория должна иметь внешнее оправдание и внутреннее совершенство) указанная связь существует.

Несколько слов следует сказать по поводу отнесения гидрогеологических объектов, взятых для примеров, к той или иной гидрогеологической зоне. Кроме первой, второй, пятой, девятой и четырнадцатой строк таблицы 2 все остальные в предложенные нами зоны (Г-1, Г-2, Г-3) в чистом виде не попадают. Скажем, зона активного водообмена р.Камы (строка 7), характеризуется модулем подземного стока 78 мм/год, т.е. попадает между нашими зонами Г-1 и Г-2, для которых модули определены соответственно в 10² и 10⁰ мм/год. Причина здесь лишь одна - случайный выбор объектов, каждый из которых входит в ту или иную гидрогеологическую зону земной коры, но не обязательно эту зону исчерпывает. К примеру, в Азово-Кубанском артезианском бассейне (см. табл. 2) зону Г-1, вероятно, образуют неогеновый, палеогеновый и меловой комплексы.

Таблица 2

Результаты оценок расходов подземных вод различных гидрогеологических объектов по схеме формирования гидрогеологических зон

Объект	Водоносный комплекс или горизонт	Площадь распр. тыс. км2	Подземный сток	Подземный сток (по А.Павлову)	Гидрогеолог. зона
			106 м3/год	Автор	106 м3/год	мм/год
1	2	3	4	5	6	7	8
Ставропольское поднятие	Хадумский	14. 1	1.0	В.Н.Корценштейн	0.9	610-2	Г-3
Азово-Кубанский артезианский бассейн	Неогеновый	10.9	1608-1077	В.И.Клименко	1260	1102	Г-1
	Палеогеновый	3.7	571-382	В.И.Клименко	67	18	Г-2
	Меловой	4.6	325	В.И.Клименко	300	65	Г-2
	Юрский	8.2	18	В.И.Клименко	19	2	Г-2
Терско-Кумский артезианский бассейн	Древнечетвертичный, плиоценовый, сарматский	75	1400	Р.Г.Джамалов	12200	29	Г-2
Бассейн р. Камы (выше г.Перми)	Зона активного водообмена	168	10100	В.П.Зверев	13000	78	Г-2
Бассейн р. Чусовой	Зона активного водообмена в районе сульфатных пород	46.2	1260	Б.П.Зверев	670	14	Г-2
	Зона замедленного водообмена: а) район сульфатных пород	46.2	851	В.П.Зверев	230	5	Г-2
	б) район соле-носньзх пород	25.5	95	В.П.Зверев	21	0.5	Г-3
Бассейн р. Волхова	Зона активного водообмена	80	8300	А.И.Коротков В.П.Зверев	2600	32	Г-2
	Зона замедленного водообмена	80	10	А.И.Коротков В.П.Зверев	15	0.2	Г-3
Бассейн р. Медвенки	зона активного водообмена	4010-3	2	В.П.Зверев	1.0	24	Г-2
Имеретинская долина	Лагунные отложения	1510-3	0.12	А.Н.Павлов	0.08	5	Г-2

Для них суммарный модуль стока состоит из величин одного порядка и равен 18310² мм/год. Вероятно, первая задача заключается в том, чтобы Земную кору расчленить на три типа гидрогеологических зон для разных типов геотектонических структур. И только потом конкретные гидрогеологические объекты можно будет отнести к той или иной зоне. Однако приведенные примеры показывают, что и обратный путь может дать интересные результаты.

Выводы

1. Зональность подземных вод - планетарное свойство гидросферы, определяющее форму их пространственно-временного размещения. Оно контролируется некоторой порцией энергии, представляющей собой долю общеземного кванта, получаемого Землей, через каждые 13810⁶ лет. Для формирования гидрогеологических зон этот интервал времени рассматривается как инвариантный.

2. Выделяются три гидрогеологические зоны Г-1, Г-2, Г-3. Их структуризация материализована через связь массы, пространства, времени и энергии. Эта связь описывается простой линейной функцией (аналогом известного уравнения де Бройля), в соответствии с которой изменение логарифмов интенсивности водообмена в направлении от нижних зон к верхним подчиняется закону ряда четных чисел.

Литература

1. Белоусов В.В. Основы геотектоники. - М.,1975. - 262 с.

2. Вассоевич Н.Б. Опыт построения типовой кривой гравитационного уплотнения глинистых осадков.// «Новости нефтяной техники геологии», 1960, №4.

3. Джамалов Р.Г. Подземный сток терско-Кумского артезианского бассейна. - М.,1973.- 95 с.

4. Клименко В.И. Оценка ресурсов подземных вод в сложных гидрогеологических условиях (на примере Азово-Кубанского артезианского бассейна). - М.,1974. - 92 с.

5. Корценштейн В.Н. Гидрогеология газоносной провинции Центрального Предкавказья. - Павлов М.,1960. -261. с.

6. ЛьвовичМ.И. Мировые водные ресурсы и их будущее. - М., 1974. - 448 с.

7. Миграция химических элементов в подводных водах СССР. - М., 1974. - 229 с.

8. Павлов А.Н. Геологический круговорот воды на Земле. Л., 1977. - 143 с.

9. Павлов А.Н. Пространственно-временная структура гидросферы. - МПб., 2007. - 173 с.

10. Павлов А.Н. Временные категории в гидрогеологии. - СПб., 2008. - 103 с.

11. Приклонский В.А. Грунтоведение. Т.2.- М.,1952. - 371 с.

12. Романика Л.И., Павлов А.Н. Режим грунтовых вод Адлерской низменности.-М.,1964. -102 с.

13. Ушаков С.А., Красс М.С. Сила тяжести и вопросы механики недр Земли. - М., 1972. - 157 с.

Размещено на Allbest.ru

...