Гидрохимическая оценка подземных вод

Размещено на http://www.allbest.ru/

Министерство сельского хозяйства РФ

ФГБОУ ВПО «Уральская государственная академия ветеринарной медицины»

Курсовая работа по гидрохимии на тему: Гидрохимическая оценка подземных вод

Выполнил:

Студент 307 группы

Матузюк А.В.

Проверил: Доцент, к.б.н.

Шакирова С.С.

Троицк 2015



Введение

Гидрогеология (от гидро - вода и геология) наука о подземных водах, изучающая их состав и свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами.

Гидрогеология тесно связана с гидрологией и геологией (в том числе и с инженерной геологией), метеорологией, геохимией, геофизикой и другими науками о Земле; опирается на данные математики, физики, химии и широко использует их методы исследования.

Все воды земной коры, находящиеся ниже поверхности Земли в горных породах в газообразном, жидком и твёрдом состояниях, называются подземными водами. Подземные воды составляют часть гидросферы - водной оболочки земного шара. Они встречаются а буровых скважинах на глубине до нескольких километров. По данным В.И. Вернандского, подземные воды могут существовать до глубины 60 км в связи с тем, что молекулы воды даже при температуре 2000о С диссоциированы всего на 2%. Приблизительные подсчёты запасов пресной воды в недрах Земли до глубины 16 километров дают величину 400 миллионов кубических километров, т.е. около 1/3 вод Мирового океана.

Накопление знаний о подземных водах, начавшееся с древнейших времен, ускорилось с появлением городов и поливного земледелия. Искусство сооружения копаных колодцев до несколько десятков метров было известно за 2000-3000 тысячи лет до н.э. в Египте, Средней Азии, Индии, Китае. В этот же период появилось и лечение минеральными водами. В первом тысячелетии до нашей эры появились первые представления о свойствах и происхождении природных вод, условиях их накопления и круговороте воды на Земле (в работах Фалеса и Аристотеля - в Древней Греции; Тита Лукреция Кара и Витрувий - в Древнем Риме, и др.). Изучению подземных вод способствовало расширение работ, связанных с водоснабжением, строительством каптажных сооружений (например, кяризов у народов Кавказа, Ср. Азии), добычей соленых вод для выпаривания соли путем копания колодцев, а затем и бурения (территория России, 12-17 века). Возникли понятия о водах ненапорных, напорных (поднимающихся снизу вверх) и самоизливающихся. Последние получили в 12 веке название артезианских - от провинции Артуа (древнее название "Артезия") во Франции.

В эпоху Возрождения и позднее подземным водам и их роли в природных процессах были посвящены работы многих ученых - Агриколлы, Палисси, Стено и др. В России первые научные представления о подземных водах как о природных растворах, их образовании путем инфильтрации атмосферных осадков и геологической деятельности подземных вод были высказаны М.В.Ломоносовым в сочинении «О слоях земных» (1763 г.).

До середины 19 века учение о подземных водах развивалось как составная часть геологии. Затем оно обособляется в отдельную дисциплину.

Общая гидрогеология изучает происхождение подземных вод, их физические и химические свойства, взаимодействие с вмещающими горными породами. Изучение подземных вод в связи с историей тектонических движений, процессов осадконакопления и дианогенеза позволило подойти к истории их формирования и способствовало появлению в 20 веке новой отрасли гидрогеологии - палеогидрогеологии (учение о подземных водах прошлых геологических эпох).

Динамика подземных вод изучает движение подземных вод пол влиянием естественных и искусственных факторов, разрабатывает методы количественной оценки производительности эксплуатационных скважин и запасов подземных вод.

Учение о режиме и балансе подземных вод рассматривает изменения в подземных водах (их уровне, температуре, химическом составе, условиях питания и движения), которые происходят под воздействием различных природных факторов (атмосферных осадков, и условиях их инфильтрации, испарения, температуры и влажности воздуха и почвенного слоя, влияния режимов поверхностных водоемов, рек, техногенной деятельности человека). Во второй половине 20 века начали разрабатываться методы прогноза режима подземных вод, что имеет важное практическое значение при эксплуатации подземных вод, гидротехническом строительстве, орошаемом земледелии и решении других вопросов.

Из 510 миллионов квадратных километров площади земного шара 361 млн. кв. км (70,7 %) занимают моря и океаны, образуя единый Мировой океан, остальные 149 (29,3 %) млн. кв. км занимает суша. В северном полушарии на долю суши приходится 39,3 % площади полушария, в южном - 19,1 %. Об удельном весе элементов влагооборота и их влиянии на общий оборот воды в природе можно судить по данным, приводимым ниже:

Таблица 1

Наименование показателя	Объем
Испарения с океана Испарения с суши суммарное испарение Осадки на поверхность океана Осадки на поверхность суши Суммарные осадки Сток рек и подземных вод	447,9 тыс. км3 70,7 тыс. км3 518,6 тыс. км3 411,6 тыс. км3 107,0 тыс. км3 518,6 тыс. км3 36,3 тыс. км3

Под влиянием солнечной энергии с поверхности Мирового океана испаряется в среднем около 450,0 тыс. км3 воды. Некоторая часть этой влаги в виде пара переносится воздушными течениями на материки. При определенных условиях водяные пары конденсируются и выпадают в виде дождя, снега, града и т.п. Выпавшие на сушу атмосферные осадки стекают по склонам местности, образуя ручьи и реки, которые несут свои воды вновь в Мировой океан.

Часть выпавших осадков испаряется, часть просачивается в землю, образуя подземные воды, которые подземным стоком поступают в ручьи и реки и, таким образом, также возвращаются в океан. Этот замкнутый процесс обмена между атмосферой и земной поверхностью называется круговоротом воды в природе.

Таким образом, водность рек, используемых в народном хозяйстве в качестве источников воды, тесно связана с влагооборотом Земли и зависит от распределения воды между отдельными элементами круговорота воды в природе.

1. Происхождение подземных вод

Подземные воды формируются в основном из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся (инфильтрующих) в землю на некоторую глубину, и из вод из болот, рек, озер и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, прогоняемой таким образом в почву, составляет по данным А.Ф. Лебедева, 15-20 % общего количества атмосферных осадков.

Проникновение вод в грунты (водопроницаемость), слагающих земную кору, зависит от физических свойств этих грунтов. В отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы: водопроницаемые, полупроницаемые и водонепроницаемые или водоупорные.

К водопроницаемым породам относятся крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески, трещиноватые породы и т.д. К водонепроницаемым породам - массивно- кристаллические породы (гранит, порфир, мрамор), имеющие минимальную впитывать в себя влагу, и глины. Последние, пропитавшись водой, в дальнейшем ее не пропускают. К породам полупроницаемым относятся глинистые пески, лесс, рыхлые песчаники, рыхловатые мергели и т.п.

Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится в верхнем слое осадочных пород. В нем по характеру водообмена с поверхностными водами выделяют три зоны: зону свободного водообмена (верхнюю), зону замедленного водообмена (среднюю) и зону весьма замедленного водообмена (нижнюю). Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. Это - древние воды. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, иод и другие вещества.

1.1 Конденсационная теория

В IV в. до н.э. древнегреческий философ Аристотель высказал мнение, что хотя источником всех вод на Земле является влага атмосферы, питание рек происходит двояким путем: во-первых, дождевыми водами, которые в большем количестве выпадают в горах, во-вторых, и главным образом водами, которые образуются в многочисленных земных холодных пустотах в результате конденсации в них паров воды из воздуха, поступающего из атмосферы. Таким образом, он (Аристотель) явился родоначальником конденсационной теории.

В XIX в. (1877 г.) эту теорию особенно горячо пропагандировали О. Фольгер и его сторонники. Он утверждал, что в холодных пористых породах верхних слоев Земли происходит конденсация (сгущение) водяных паров воздуха, которая в итоге приводит к накапливанию подземных вод.

По теории Фольгера, процесс конденсации протекает следующим' образом. Атмосферный воздух, содержащий водяные пары, проникает в поры почвы и нижележащих слоев горных пород и, соприкасаясь там с более холодной поверхностью частиц, отдает им часть своей влаги. Таким образом, на частицах пород происходит конденсация водяных паров воздуха, подобная росе, осаждающейся по утрам на охлажденной поверхности Земли.

Гипотеза Фольгера имела много слабых сторон. В частности, при конденсации, как известно, выделяется тепло, которое уже через сравнительно короткое время должно повысить температуру пород зоны аэрации настолько, что дальнейшая конденсация станет невозможной. Подсчитано, что для образования столба воды высотой всего 2 мм необходимо, чтобы каждые полусутки (12 ч) через 1 м2 поверхности земли ПРОХОДИJIО 1000 м3 воздуха, а в течение других полу суток возвращался в атмосферу. Следовательно, линейная скорость движения воздуха должна быть 83,3 м/ч. Такого активного воздухообмена между атмосферой и породами зоны аэрации нигде никто еще не наблюдал. Были и другие серьезные возражения против гипотезы Фольгера, которая имела умозрительный характер и не была подтверждена опытами.

Только русский ученый А.Ф. Лебедев в результате широко поставленных экспериментальных работ и наблюдений на опытном поле (1907-1919 гг.) доказал возможность конденсации водяных паров воздуха в порах горных пород [5]. Принципиальным отличием доказательства Лебедева от гипотезы Фольгера является правильный анализ причин, вызывающих конденсацию влаги. А.Ф. Лебедев объясняет этот процесс разностью упругости водяных паров атмосферного и почвенного воздуха или водяных паров, находящихся в различных слоях зоны аэрации; разностью, вызывающей перемещение водяного пара из пространства с большей упругостью в пространство с меньшей упругостью. Такое передвижение влаги при, относительной влажности воздуха, равной 100%, приводит к ее конденсации на поверхности частиц горной породы.

Упругость водяных паров, насыщающих воздух, как известно, увеличивается с повышением температуры. В зимнее время верхние "слои почвы имеют более низкую температуру, чем нижние, поэтому водяные пары зимой поднимаются снизу вверх, увеличивая влажность почвенного слоя. А.Ф. Лебедев подсчитал, что за холодный период года почва получает дополнительное питание за счет передвижения водяных паров снизу в виде слоя воды высотой до 66-¬80 мм. В теплый летний период передвижение водяных паров происходит сверху вниз, поскольку летом почва получает большое количество солнечной энергии и с поверхности сильно прогревается. В Центральных Каракумах, например, в июле температура поверхности почвы в отдельные дни достигает 700 С.

К аналогичным выводам пришел Ф.П. Саваренский, проводивший опытные работы в Муганской степи.

Теория А.Ф. Лебедева, основанная на большом числе хорошо организованных и тщательно проведенных лабораторных и полевых исследований, внесла много нового в вопрос о процессах перемещения и накопления влаги в почвах и горных породах. Однако в выводах А. Ф. Лебедева все же остаются некоторые недоказанные положения.

Кан уже было отмечено, в настоящее время в результате длительных исследований и многочисленных наблюдений можно считать установленным, что основным видом питания подземных вод, находящихся в зоне активного водообмена, является инфильтрация атмосферных осадков.

В районах с малым количеством атмосферных осадков существенное значение на питание подземных вод может оказывать конденсация.

О величине конденсационного питания подземных вод имеются ценные сведения в работе В.Н. Чубарова. Тан, для некоторых районов пустыни Каракум в котловинах заросших песков расчетом установлена величина конденсации, равная 17,8 мм в год.

На участке гидрогеологической станции «Феофания», организованной в лесостепной зоне Украинской ССР, К.Д. Ткаченко при тщательном изучении процесс, а конденсации влаги удалось определить раздельно как конденсацию, происходящую за счет паров воды, проникающих из атмосферного воздуха, так и конденсацию формирующегося за счет паров почвенного воздуха. Многочисленными исследованиями в климатических условиях названной станции установлено, что за период с мая по октябрь Конденсация составила 13,56 мм. Эта конденсация происходит только в верхнем слое почвы мощностью 10 см, и она не оказывает существенного влияния на увлажнение почвы.

В последние годы большинство исследователей конденсационную теорию рассматривают совместно с инфильтрационной, поскольку влага при этих видах питания имеет атмосферный генезис.

1.2 Инфильтрационная теория

Инфильтрационная теория происхождения подземных вод возникла одной из первых.

Первое ее изложение относится к 1 в. до н.э. (Марк Витрувий Поллио). В XVII-XVIII вв. она была поддержана и научно обоснована П. Перро, Э. Мариоттом, Э. Галлеем, А. Валлисниери, М.В. Ломоносовым и др. Великий русский ученый М.В. Ломоносов (XVIII в.) писал об образовании подземных вод за счет инфильтрации атмосферных осадков: « ... что в рудники и жилы воды из гор самих с минералами вытекают, то явствует из § 68 и далее; чтож оная вода верховая от дождей, 'то изведали сами рудокопы, кои уверяют, что в сухие и бездождевые годы минеральные воды в рудниках не так одолевают, как в дождливые».

Таким образом, Ломоносов по существу высказал мысль о питании подземных вод за счет поглощения (инфильтрации) атмосферных осадков и увязал это явление с геологическими процессами, протекающими в «слоях земных». Он утверждал, что атмосферная вода «с .. глубоко в Землю проницая, выводит с ключевою водою глубоко потаенные минералы».

Суть этой теории заключается в том, что подземная вода формируется путем проникновения (инфильтрации) в глубь Земли дождевых и талых вод. Разнообразие Химического Состава вод объяснялось. растворением и выщелачиванием горных пород.

В настоящее время инфильтрационная теория признается наиболее достоверной в отношении происхождения и формирования большинства пресных и некоторых типов минеральных вод.

1.3 Седиментационная теория

Эта теория так же, как и инфильтрационная, зародилась в глубокой древности, когда пытались установить прямую связь между водами океанов, морей и подземными водами. Инфильтрационная теория не могла объяснить происхождения высокоминерализованных вод и рассолов глубоких слоев осадочных толщ.

В первоначальной формулировке по этой теории предполагалось, что высокоминерализованные воды в породах являются остаточными (реликтами) водами древних морей, которые образовались одновременно с отложением осадков в морских бассейнах и сохранившие свой состав в неизменном виде до настоящего времени.

В такой упрощенной форме происхождения подземных вод эта теория называлась реликтовой, или погребенной. Подобные представления на происхождение и формирование соленых вод оказались вскоре в явном противоречии с данными геологической :истории формирования осадочных образований, а также и гидрогеологическими и гидрогеохимическими фактами.

Среди русских и советских геологов и гидрогеологов в отношении возможности сохранения вод древних морей в осадочных толщах и участии их в формировании соленых вод и рассолов существуют различные ТОЧJ(И зрения. Большинство исследователей (Н.И. Андрусов, В.И. Вернадский, А.Д. Архангельский, Н.К. Игнатович, А.Н. Бунеев, Г.Н. Каменский, К.И. Маков, А.М. Овчинников и др.) считают вполне возможным сохранение в определенных естественных условиях на больших глубинах измененных при высоких давлениях и температурах соленых вод морского генезиса. Они полагают, что в природных условиях широко распространены воды морского генезиса, образовавшиеся одновременно с осадконакоплением (сингенетические) или проникшие в ранее сформировавшиеся осадки из морских бассейнов (эпигенетические) и подвергшиеся глубокой метаморфизации в процессе диагенеза осадков. Подобные взгляды исследователей положили начало историко-геологическому направлению в выяснении происхождения соленых вод и рассолов глубокозалегающих осадочных толщ.

Другие концепции формирования соленых вод и рассолов в толщах земной коры в той или иной степени допускают или даже полностью отрицают участие вод морского генезиса в их формировании. Из них необходимо отметить гипотезы внутрипластового испарения (В.А. Сулин, М.Е. Альтовский и др.), фильтрационного эффекта (Д.С. Лоржинский и др.), гравитационной дифференциации ионов (В. Филатов), трансляционного передвижения ионов (О.Я. Самойлов, Д.С. Соколов) и молекулярно-диффузионного массопереноса (С.И. Смирнов).

Гипотезы внутрипластового испарения и гравитационной дифференциации ионов подверглись резкой критике и в настоящее время считаются несостоятельными. Гипотеза формирования соленых вод в результате фильтрационного эффекта пока не имеет твердого обоснования.

Гипотезы трансляционного движения молекул воды и ионов и особенно молекулярно-диффузионного массопереноса в формировании солености подземных вод и гидрогеохимической зональности .артезианских бассейнов заслуживают внимания и дальнейшего изучения.

1.4 Ювенильная теория

Ювенильная означает юная. Так называют воду, выделяющуюся из магмы и до своего появления на поверхности Земли еще не участвовавшую в общем круговороте воды. Как уже отмечалось, на ранних этапах образования Земли и гидросферы вода явилась результатом дегазации мантии. Таким образом, по генезису, основываясь на гипотезе А.П. Виноградова, все воды на Земле являются ювенильными. Однако такое предположение оказалось возможным высказать только в наше время, когда накоплен огромный исследовательский материал. Тем не менее, даже в настоящее время этот вопрос нельзя считать окончательно решенным.

В XVI в. Агрикола высказал мысль, что в земной коре могут сгущаться пары воды, идущие снизу с больших глубин. Это предположение в то время не получило развития и поддержки.

В 1902 г. известный австрийский геолог Э. 3юсс выступил с ювенильной теорией происхождения подземных вод. Согласно его последним взглядам образование многих минеральных вод, особенно горячих и газирующих, происходит за счет выделения паров из магмы, которые, конденсируясь в более холодных сферах, поднимаются по глубоким тектоническим трещинам и разломам и появляются на поверхности в виде минеральных источников.

Детальное изучение минеральных и термальных вод (высоко-температурных) источников, проведенное Н.Н. Славяновым, А.М. Овчинниковым, С. Набоко и другими исследователями, не подтверждает, однако, ювенильного происхождения глубоких подземных вод. Напротив, многие данные указывают на то, что глубокие термальные и минеральные воды нередко тесно связаны с водами верхней зоны земной коры и имеют атмосферный или морской генезис.

В настоящее время большинство исследователей не отрицают возможность образования какого-то количества ювенильной воды в магматических очагах. Однако доля их в общем балансе подземных вод, по-видимому, незначительна.

Ф.П. Саваренский указывает на другие возможные источники образования подземных вод. Известно, что довольно многие минералы и горные породы содержат в своем составе химически связанную гидратную кристаллизационную воду.

Горные породы и минералы, содержащие химически связанную воду, при изменении физико-химических условий равновесия могут выделить часть воды. Так, горные породы и минералы выделяют воду при тектоническом погружении. При обратном процессе, т. е. при поднятии горных пород в верхние зоны земной коры или, например, при вынесении минеральных соединений на поверхность подземными водами, образуются другие минералы, содержащие химически связанную воду. Следовательно, в недрах земли подземная вода может переходить в связанную воду, которая при соответствующих условиях вновь станет капельно-жидкой и поступит в общий круговорот воды.

2. Классификация подземны вод

По условиям залегания выделяют три типа подземных вод: верховодку, грунтовые и напорные, или артезианские.

Верховодкой называются подземные воды, залегающие вблизи поверхности земли и отличающиеся непостоянством распространения и дебита. Обычно верховодка приурочена к линзам водоупорных или слабо проницаемых горных пород, перекрываемых водопроницаемыми толщами. Верховодка занимает ограниченные территории, это явление - временное, и происходит оно в период достаточного увлажнения; в засушливое время гола верховодка исчезает. Верховодка приурочена к первому от поверхности земли водоупорному пласту. В тех случаях, когда водоупорный пласт залегает вблизи поверхности или выходит на поверхность, в дождливые сезоны развивается заболачивание.

К верховодке нередко относят почвенные воды, или воды почвенного слоя. Почвенные воды представлены почти связанной водой. Капельно-жидкая вода в почвах присутствует только в период избыточного увлажнения. подземный вода верховодка

Грунтовые воды. Грунтовыми называются воды, залегающие на первом водоупорном горизонте ниже верховодки. Обычно они приурочены к выдержанному водонепроницаемому пласту и характеризуются более или менее постоянным дебитом. Грунтовые воды могут накапливаться как в рыхлых пористых породах, так и в твёрдых трещиноватых коллекторах. Уровень грунтовых вод представляет собой неровную поверхность, повторяющую, как правило, неровности рельефа в сглаженной форме: на возвышенностях он ниже, в пониженных местах - выше. Грунтовые воды перемещаются в сторону понижения рельефа.

Уровень грунтовых вод подвержен постоянным колебаниям. Как отмечалось выше, на него влияют различные факторы: количество и качество выпадающих осадков, климат, рельеф, наличие растительного покрова, хозяйственная деятельность человека и многое другое.

Грунтовые воды, накапливающиеся в аллювиальных отложениях - один из источников водоснабжения. Они используются как питьевая вода, для полива. Выходы подземных вод на поверхность называются родниками, или ключами.

Напорные, или артезианские воды. Напорными называют такие воды, которые находятся в водоносном слое, заключенном между водоупорными слоями, и испытывают гидростатическое давление, обусловленное разностью уровней в месте питания и выхода воды на поверхность. Область питания у артезианских вод обычно лежит выше области стока воды и выше выхода напорных вод на поверхность Земли. Если в центре такой чаши, или мульды, заложить артезианскую скважину, то вода из нее будет вытекать в виде фонтана по закону сообщающихся сосудов.

Размеры артезианских бассейнов бывают весьма значительными - до сотен и даже тысячи километров. Области питания таких бассейнов зачастую значительно удалены от мест извлечения воды. Так, воду, выпавшую в виде осадков на территории Германии и Польши, получают в артезианских скважинах, пробуренных в Москве; в некоторых оазисах Сахары получают воду, выпавшую в виде осадков над Европой.

Артезианские воды характеризуются постоянством дебита и хорошим качеством, что немаловажно для её практического использования.

Подробнее на каждом из типов подземных остановимся ниже.

2.1 Верховодка

Верховодкой называются подземные воды, залегающие в породах зоны аэрации на линзах водоупорных пластов на сравнительно небольшой глубине от поверхности земли и имеющие в плане ограниченное распространение. Верховодка обычно насыщает различные пористые четвертичного возраста породы - пески, покровные суглинки, лёссы и др. Следует добавить, что верховодка встречается также и в верхней части :коры выветривания скальных пород. Кроме того, верховодка распространена в районах многолетней мерзлоты, где она в зимнее время полностью перемерзает. Мощность пород, насыщенных верховодкой, обычно невелика (в среднем 0,4-1,0 М), местами она достигает 2-5 м. Водоупором для верховодки служат нередко линзы морены и выклинивающиеся водонепроницаемые или слабопроницаемые пласты другого генезиса, на

Рис. 1 - Линза марены с верховодкой: 1 - песок; 2 - песок водоносный;, 3-суглинок с валунами; 4 - глина неровной поверхности которой она получает наибольшее развитие

В однородных легкопроницаемых и невлагоемких породах (крупнозернистых песках, трещиноватых породах) условия для формирования верховодки неблагоприятны. В глинах верховодка также обычно не образуется. Обусловлено это тем, что вследствие набухания коллоидов верхний слой глин небольшой толщины сравнительно быстро насыщается водой и становится непроницаемым для дальнейшей инфильтрации воды с поверхности.

Заметное влияние на формирование верховодки оказывает характер рельефа. Так, на склонах, особенно на крутых, где благоприятны условия для поверхностного стока и неудовлетворительны для инфильтрации, верховодка не формируется или образуется маломощный слой верховодки на короткое время. Наилучшие условия для верховодки создаются на плоских водоразделах и степных пространствах с местными понижениями (западинами), куда стекают дождевые воды и где задерживаются талые снеговые воды. Иногда воды верховодки обнаруживаются на речных террасах. Так, в бассейне одной из рек на второй террасе в тонкозернистом илистом песке наблюдалось сезонное скопление подземных вод, которые в мелких колодцах в засушливое время года иссякали.

На территориях городов и крупных промышленных площадках образованию верховодки способствуют также многочисленные понижения, ямы, старые котлованы, оставшиеся от прежних строительных работ и засыпанные отвалами строительного грунта. Иногда на территориях городов верховодка наблюдается в так называемых «культурных» слоях, подстилаемых влажными песками.

Режим верховодки всецело зависит от количества инфильтрующихся атмосферных осадков, а на территориях городов и промышленных площадках - и от так называемых «хозяйственных вод». С речными водами верховодка, как правило, не имеет гидравлической связи. Но вследствие невыдержанного (прерывистого) залегания моренных суглинков и наличия размывов (гидрогеологических окон) среди моренного поля верховодка местами может иметь в ременную гидравлическую связь с грунтовыми водами.

Продолжительность существования верховодки зависит от размеров и мощности подстилающих полупроницаемых влагоемких пород и условий питания. При небольших размерах и малой мощности относительного водоупора верховодка существует сравнительно недолго. За этот короткий срок воды верховодки фильтруются через полупроницаемые породы линзы и стекают за ее пределы в краевых частях. С увеличением размеров и мощности линзы сроки существования верховодки возрастают. При неглубоком залегании верховодки от поверхности земли значительная часть ее вод может быть израсходована на испарение (см. рис. 1).

Ввиду не значительной мощности водонасыщенных слоев и зависимости от местных условий питания верховодка, как правило, образует лишь временное скопление воды, которое исчезает в засушливое время года или с устранением искусственного источника питания. Поэтому вода верховодки используется лишь для водоснабжения отдельных хозяйств в сельской местности и иногда для сезонного водоснабжения мелких предприятий. Колодцы, вскрывшие верховодку, обнаруживают наибольшую водообильность - весной, после снеготаяния, или в осеннее время, в период обильного выпадения осадков.

Качество вод верховодки различно. В районах избыточного увлажнения эти воды слабо минерализованы (гидрокарбонатные кальциевые), в районах засушливых (чаще в южных) - сильно минерализованы и относятся к хлоридному тому натриевому типу. На территориях городов и населенных пунктов воды верховодки вследствие неглубокого залегания от поверхности подвержены сильному загрязнению.

При строительных работах наличие верховодки является неблагоприятным фактором. В последние годы на территориях некоторых городов и промышленных площадках для устранения вредного влияния верховодки применяется дренаж, который устраивается не только вокруг отдельных зданий, но и на значительных территориях, примыкающих к промышленным площадкам.

2.2 Грунтовые воды

Еще в 1900 г. С.Н. Никитин в своей работе «Грунтовые и артезианские воды Русской равнины» дал вполне четкое определение грунтовых вод. Согласно этому определению, к грунтовым водам следует относить воду, « ... образованную за счет поглощенных атмосферных осадков в первом от поверхности водоносном горизонте, расположенном в подпочве или в более глубоких коренных породах на первом от поверхности водонепроницаемом слое, воду, оставшуюся свободной, за удовлетворением наименьшей влагоемкости водоносной породы».

Таким образом, к грунтовым водам относятся воды первого от поверхности водоносного горизонта, залегающие на выдержанном водонепроницаемом пласте. Сверху грунтовые воды обычно не перекрываются водонепроницаемыми породами, а водопроницаемый пласт они заполняют не на полную мощность, поэтому поверхность грунтовых вод является свободной, ненапорной. При вскрытии грунтовых ВОД буровой скважиной или колодцем их уровень устанавливается на той глубине, на которой они были встречены.

На отдельных участках, где имеется локальное водоупорное перекрытие, грунтовые воды приобретают местный небольшой напор, величина которого определяется положением уровня грунтовых вод на примыкающих участках, не имеющих водоупорного перекрытия. Области питания и распространения грунтовых вод, как правило, совпадают.

Постоянно существующие грунтовые воды имеют широкое, почти повсеместное распространение в природе; распространены они преимущественно в отложениях четвертичного возраста и существуют в том или ином районе длительное время. Условия залегания грунтовых вод разнообразны и определяются физико-географическими, геолого-литологическими, геоморфологическими и многими другими местными факторами.

Грунтовые воды чувствительны ко всем изменениям, происходящим в атмосфере. В зависимости от количества выпадающих атмосферных осадков уровень грунтовых вод испытывает значительные колебания: в сухое время и засушливые годы он понижается, в дождливое время и влажные ГОАЫ повышается. Уровень грунтовых вод зависит также от атмосферного давления. С течением времени изменяются качественный состав и температура грунтовых вод.

Грунтовые воды легкодоступны для использования. Наиболее широко распространена эксплуатация их неглубокими копаными колодцами в сельских местностях. Но, залегая на незначительной глубине, грунтовые воды подвержены загрязнению.

Поверхность грунтовых вод носит название зеркала, или скатерти, грунтовых вод. Относительно однородные по литологическим особенностям и водным свойствам пласты горных пород, содержащие грунтовые воды, называются водоносным горизонтом или водоносным пластом. Водонепроницаемую породу, подстилающую водоносный пласт, принято называть водоупорным, или водоупорным ложем. Мощность водоносного горизонта (h) определяется расстоянием по вертикали от уровня грунтовых вод до кровли подстилающего водоупорного пласта.

К особому типу подземных вод относят межпластовые ненапорные воды, которые сверху и снизу ограничены водонепроницаемыми пластами. Водопроницаемый пласт эти воды насыщают не полностью. На отдельных -ограниченных по размерам участках они могут полностью заполнять водой водопроницаемый пласт и даже иметь местный напор. Эти воды образуют как потоки так и бассейны подземных вод и гидравлически связаны с грунтовыми водами (рис. 2).

Рис. 2 - Схема залегания потока межпластовых напорных вод: 1 - пески; 2 - песок водоносный; 3 - глина; 4 - уровень межпластовых вод

2.3 Артезианские воды

Артезианскими называют подземные воды, находящиеся в водоносных горизонтах (комплексах), перекрытых и подстилаемых водоупорными или относительно водоупорными пластами, и обладающие напором, который обусловливает подъем уровня воды над их кровлей при вскрытии воды скважинами или другого вида выработками. При благоприятных геоструктурных и гидрогеологических условиях скважины дают фонтанирующую воду.

Артезианские воды получили свое название от провинции Артуа в Южной Франции (древнее латинское название - Артезия), где в ХII в. (1126 г.) впервые в Европе был пройден колодец, вскрывший самоизливающуюся воду [13]. Такие колодцы получили название артезианских. Затем артезианскими стали называть подземные воды и водоносные горизонты, в которых вода находится под избыточным давлением и при ИХ вскрытии изливается на поверхность.

В Древней Руси широко применялось бурение скважин для добычи рассолов. Так, в духовной великого князя Ивана Калиты (1338 г.) упоминается о «соляных колодезях» Соль-Галицка. Другие исторические записи указывают, что «водяные колодезю>, дающие пресную воду, существовали начиная с XVI в.

В дальнейшем по мере накопления материалов обнаружилось что не везде и далеко не всегда водоносный горизонт, в котором вода находится под гидростатическим давлением, дает самоизливающуюся воду. Кроме того, раньше артезианские воды связывали с мульдообразными геологическими структурами типа Парижского бассейна. Впоследствии выяснилось, что условия залегания артезианских вод являются. более разнообразными и сложными.

Артезианские воды широко распространены в пределах синеклиз, впадин, мульд, краевых и предгорных прогибов моноклинальных структур, а также в межгорных впадинах, синклинальных прогибах, грабенах и в зонах тектонических разломов. Они обычно вскрываются в породах дочетвертичного возраста, реже встречаются и в четвертичных отложениях.

В таком широком понимании артезианские воды рассматривают большинство исследователей (Г.Н. Наменский, А.М. Овчинников, Г.В. Богомолов, А.А. Карцев, П.П. Климентов и др.). В настоящее время нередко как синонимы используются термины «артезианский» и «напорный». Характерными особенностями артезианских вод являются следующие:

1) они залегают обычно глубже горизонта грунтовых вод в водоносных горизонтах и комплексах, подстилаемых и перекрытых водоупорными (или относительно водоупорными) пластами;

2) область питания и создания напора артезианских вод и область их распространения не совпадают и часто удалены один от другого на большие расстояния;

3) при вскрытии артезианского водоносного горизонта скважиной вода в последней поднимается выше кровли горизонта, Т. е. появление воды в скважине всегда отмечается глубже по сравнению с установившимся уровнем;

4) режим артезианских вод является более стабильным по сравнению с грунтовыми водами; на их режим физико-географические факторы оказывают меньшее влияние, чем на грунтовые воды; пьезометрический уровень мало подвержен месячным и сезонным колебаниям; температура вод с глубиной, как правило, возрастает;

5) артезианские водоносные горизонты обладают упругим режимом, который своеобразно проявляется при их эксплуатации .

6) по сравнению с грунтовыми артезианские воды менее подвержены загрязнению с поверхности в связи с тем, что они перекрываются относительно водоупорными породами.

3. Химический состав подземных вод

Хлорид-ион - важнейший показатель минерализации и генезиса подземных вод. Первичными их источниками являются магматические породы, в состав которых входят хлорсодержащие минералы. Значительное содержание поступает в воду в результате обмена с океаном через атмосферу, взаимодействия атмосферных осадков с почвами, особенно засоленными, а также при вулканических выбросах. Возрастающее значение приобретают промышленные и хозяйственно-бытовые сточные воды.

Хлорид-ионы обладают наибольшей миграционной способностью, что объясняется хорошей растворимостью солей, слабо выраженной способностью к сорбции на взвесях и потреблением водными организмами. В речных водах и водах пресных озер их содержание колеблется от долей миллиграмма до десятков, сотен, а иногда тысяч миллиграммов на литр, в морских и подземных водах содержание значительно выше - вплоть до пересыщенных растворов и рассолов.

Концентрация хлорид-ионов в подземных водах подвержена заметным сезонным колебаниям, коррелирующим с изменением общей минерализации воды. Эти колебания могут служить одним из критериев загрязненности водоема хозяйственно-бытовыми стоками. ПДК хлорид-ионов в подземных водах составляет 300 мг/л. Повышенное содержание ухудшает вкусовые качества воды, делает ее малопригодной для питьевого водоснабжения и ограничивает применение для многих технических и хозяйственных целей, а также для орошения сельскохозяйственных угодий.

Знание содержания и поведения хлорид-ионов в водах необходимо при решении вопросов их круговорота в природе и процессов соленакопления.

Большая часть (около 80%) подземных вод относится к гидрокарбонатному классу, т. к. среди главных анионов в них преобладают гидрокарбонаты. Содержанием гидрокарбонатных и карбонатных ионов обусловливается щелочность воды.

Щелочность - это концентрация суммы анионов слабых кислот (главным образом анионов угольной кислоты), присутствующих в воде.

Основным источником гидрокарбонатных ионов в подземных водах являются процессы химического выветривания и растворения карбонатных пород типа известняков, мергелей, доломитов. Значительные количества гидрокарбонатных ионов поступают с атмосферными осадками и грунтовыми водами.

В подземных водах гидрокарбонат-ионы присутствуют главным образом в растворенном состоянии. В речных водах их содержание колеблется от 30 до 500 мг/л. Концентрация этих ионов подвержена заметным сезонным колебаниям.

Главным источником сульфат-ионов в подземных водах являются процессы химического выветривания и растворения серосодержащих минералов, в основном гипса, а также окисления сульфидов и серы. Значительные количества поступают в водоемы в процессе отмирания организмов и окисления наземных и водных веществ растительного и животного происхождения и с подземным стоком.

Сульфат-ионы выносятся со сточными водами предприятий, с бытовыми стоками и водами, выносимыми с сельскохозяйственных угодий.

В подземных водах содержание сульфат-ионов колеблется от 5 до 60 мг/л. Повышенное содержание ухудшает органолептические свойства воды и оказывает физиологическое воздействие на организм. ПДК сульфат-ионов в природных водах составляет 500 мг/л.

Запах воды вызывают летучие пахнущие вещества, поступающие в воду в результате процессов жизнедеятельности водных организмов, при биохимическом разложении органических веществ, при химическом взаимодействии содержащихся в воде компонентов, а также с сельскохозяйственными и хозяйственно-бытовыми сточными водами.

Цветность подземных вод обусловлена главным образом присутствием

гумусовых веществ и соединений трехвалентного железа. Предельно допустимая величина цветности в водах, используемых для питьевых целей, составляет 35° по платиново-кобальтовой шкале. Взвешенные вещества. В соответствии с требованиями к составу и свойствам воды водных объектов у пунктов хозяйственно-питьевого и культурно-бытового назначения содержание взвешенных веществ в результате спуска сточных вод недолжно увеличиваться соответственно более, чем на 0,25 и 0,75 мг/дм3. Для водоемов, содержащих в межень более 30 мг/дм3 природных минеральных веществ,

допускается увеличение концентрации взвешенных веществ в пределах 5 %.

Величина рН воды является важным показателем качества вод. От величины рН зависит развитие и жизнедеятельность водных растений и организмов,

устойчивость различных форм миграции элементов. Величина рН также влияет на процессы превращения различных форм биогенных элементов, изменяет токсичность загрязняющих веществ. Концентрация ионов водорода подвержена сезонным колебаниям. Зимой величина pH для большинства подземных вод составляет 6,5-7,4, летом -7,4-8,88.

Растворённый кислород. В подземных водах содержание растворенного

кислорода варьирует в пределах от 5,72 до 12,82 мг/л при норме не более 4,0 и подвержено сезонным и суточным колебаниям. Суточные колебания зависят от интенсивности процессов его продуцирования и потребления и могут достигать 2,5 мг/л растворенного кислорода. Концентрация кислорода определяет величину окислительно-восстановительного потенциала и в значительной мере направление и скорость процессов химического и биохимического окисления органических и неорганических соединений.

Биогенные элементы. Биогенными элементами являются неорганические соединения азота (нитриты, нитраты), фосфор (фосфаты), кремний, железо в различных соединениях - необходимые для жизни растений питательные вещества, усваивающиеся в процессе фотосинтеза. Нитритный азот (NO2-) - неустойчивая неорганическая азотосодержащая форма, образующаяся в результате первой стадии нитрификации аммонийного азота. Нитратный азот (NO3-) - неорганическая азотосодержащая форма, являющаяся конечным продуктом минерализации органического вещества и важным санитарным показателем. Присутствие нитратов в концентрациях менее 0,5 мг/л не вызывает нарушения биохимических процессов в водоеме. Предельно допустимые

концентрации нитратов в подземых водах составляют 40 мг/л.

Содержание соединений фосфора зависит от соотношения интенсивности процессов фотосинтеза и биохимического окисления органических веществ.

Железо в подземных водах находится в растворенном и коллоидном состоянии. Растворенное железо представлено соединениями двухвалентного и трехвалентного железа, находящимися в ионной форме, в виде гидрокомплексов и комплексов с растворенными неорганическими и органическими веществами природных вод. Превышение ПДК по содержанию железа наблюдается в отобранных пробах.

Нефтепродукты. Повышенное содержание нефтепродуктов наблюдается в большинстве точек пробоотбора. Учитывая, что применяемые методы анализа определяют углеводороды как природного, так и техногенного происхождения, можно сделать вывод, что поверхностные воды имеют повышенный естественный фон по углеводородам.

Неорганические вещества. Сульфат-анион, хлорид-анион и катионы кальция, магния являются основной частью всей минерализации природной воды и своим происхождением тесно связаны с почвами и породами, с которыми соприкасается вода, и из которых выщелачивает их. Сульфаты присутствуют практически во всех подземных водах и являются одними из важнейших анионов. Ионная форма SO4- характерна только для маломинерализованных вод. При увеличении минерализации сульфатные ионы склонны к образованию устойчивых ассоциированных нейтральных пар типа CaSO4, MgSO4.

Хлориды являются преобладающим анионом в высокоминерализованных водах. В отличие от сульфатных и карбонатных ионов хлориды не склонны к образованию ассоциированных ионных пар. Из всех анионов хлориды обладают наибольшей миграционной способностью, что объясняется их хорошей растворимостью, слабовыраженной способностью к сорбции взвешенными веществами и потреблением водными организмами. Концентрации хлоридов и их колебания могут служить одним из критериев загрязненности подземных вод.



3.1 Гидрохимическая оценка

3.1.1 Определение хлорид-ионов

Меркуриметрический метод определения массовой концентрации хлорид-ионов основан на взаимодействии хлорид-ионов с ионами ртути (II) с образованием малодиссоциированного соединения хлорида ртути.

Избыток ионов ртути (II) образует с индикатором дифенилкарбазоном в кислой среде (рН = 2,5 ? 0,2) окрашенное в фиолетовый цвет комплексное соединение.

Стандартизация раствора нитрата ртути по раствору хлорида натрия

В коническую колбу для титрования наливают 90 см3 дистиллированной воды, приливают 10 см3 раствора хлорида натрия, перемешивают, добавляют 0,3 см3 смешанного индикатора, вводят по каплям раствор азотной кислоты до перехода окраски от синей к желтой, дополнительно приливают 1 см3 раствора азотной кислоты (для установления рН = 2,5) и титруют раствором нитрата ртути (II) до изменения желтой окраски на фиолетовую.

Точную концентрацию раствора нитрата ртути находят по формуле:

C = 0,05 · 10 / V , где

10 - аликвотная часть раствора NaCl, см3; С - концентрация раствора нитрата ртути(II), моль/дм3; 0,05 - концентрация раствора хлорида натрия, моль/дм3.

Выполнение измерений

100 см3 исследуемой воды переносят в коническую колбу для тирования, добавляют 0,3 см3 смешанного индикатора. Если анализируемый раствор окрашивается в желтый цвет, то добавляют по каплям раствор гидроксида натрия до перехода желтой окраски в синюю, затем вводят по каплям раствор азотной кислоты до желтого окрашивания раствора, дополнительно приливают 1см3 раствора азотной кислоты (анализируемый раствор должен иметь рН = 2,5 ? 0,2) и тируют раствором нитрата ртути (II) до фиолетового окрашивания.

Если после добавления смешанного индикатора анализируемая проба окрашивается в синий цвет, то, исключив добавление раствора гидроксида натрия, добавляют по каплям раствор азотной кислоты и далее как указано выше.

Холостое измерение проводят со 100 см3 дистиллированной воды, проводя через весь ход анализа.

Вычисления

Содержание хлорид-ионов Х (мг/дм3) рассчитывают по формуле:

X = (V1 - V0) · C · 35,45 · 1000 / V, где

V1 - объем раствора нитрата ртути (II), пошедший на титрование анализируемой прбы, см3; V0 - объем раствора нитрата ртути, пошедший на титрование холостой пробы, см3; С - концентрация раствора нитрата ртути; 35,45 - молярная масса хлорид-иона, г/моль; V - объем пробы, взятой на анализ, см3.

3.1.2 Определение гидрокарбонат-ионов

Титриметрический метод определения массовой концентрации гидрокарбонатов основан на взаимодействии гидрокарбонатных ионов с сильной кислотой с образованием слабой угольной кислоты, распадающейся в растворе на воду и свободный СО2.

Стандартизация раствора соляной кислоты

10 см3 раствора НС1 с концентрацией 0,05 моль/дм3 переносят в коническую колбу, добавляют 90 см3 свободной от С02 дистиллированной воды и 10 капель раствора индикатора. Титруют раствором буры до перехода окраски от малиновой к интенсивно зеленой.

Точную концентрацию раствора НС1 находят по формуле:

СK = CБ · VБ / VК, где

Ск - молярная концентрация раствора НС1 моль/дм3; СБ - молярная концентрация эквивалента раствора буры, моль/дм3; VБ - объем раствора буры, израсходованный на титрование, см3; VК - объем раствора НС1, взятый для титрования, см3.

Выполнение измерений

В коническую колбу вносят 100 см3 пробы. Добавляют 10 капель раствора индикатора и приливают такой объем раствора НС1, чтобы содержимое колбы приняло малиновую окраску. Затем добавляют еще 4 см3 раствора НС1 и удаляют С02 кипячением в течение 10 мин. Пробу охлаждают и титруют раствором буры до появления устойчивой зеленой окраски.

Вычисления

Содержание гидрокарбонат-ионов в пробе воды Х, мг/дм3, находят по формуле:

Х = 61,02 · (СК · VК - CБ · VБ) · 1000 / V , где

СК - молярная концентрация раствора НС1, моль/дм3; VК - объем раствора НС1, добавленный в пробу, см3; СБ - молярная концентрация эквивалента раствора буры, моль/дм3; VБ - объем раствора буры, пошедший на титрование, см3; V - объем пробы воды, см3; 61,02 - молярная масса гидрокарбонат-иона, г/моль.



3.1.3 Определение сульфат-ионов

Турбидиметрический метод основан на определении сульфат-иона в виде BaS04 в солянокислой среде с помощью гликолевого реагента. Гликоль, введенный в реакционную смесь при осаждении сульфата бария, стабилизирует образующуюся суспензию BaS04 и делает возможным турбидиметрическое микроопределение сульфатов.

Выполнение измерений

К 5 см3 исследуемой пробы прибавляют 1 - 2 капли раствора НС1 и 5 см3 гликолевого реагента, тщательно перемешивают. После 30 мин. экспозиции измеряют оптическую плотность раствора на фотоэлектроколориметре. Исследуемая проба воды с добавлением гликолевого реагента, приготовленного без BaCl2, является раствором сравнения. Содержание сульфатов находят по калибровочной кривой.



4. Методы оценки качества подземных вод гидрохимическими показателями

Для оценки качества воды используют как упрощенные, так и комплексные показатели.

4.1 Оценка качества воды упрощенными показателями

В настоящее время для упрощенной оценки степени загрязненности воды наибольшее распространение получили средние, экстремальные, относительные величины, а также показатели изменчивости.

4.1.1 Средние величины

Средние величины бывают простые и взвешенные. Средняя арифметическая - самый распространенный вид средней (простая величина). Она используется, когда расчет осуществляется по не сгруппированным статистическим

данным, где нужно получить среднее слагаемое. Средняя арифметическая (или среднее арифметическое) - это такое среднее значение признака, при получении которого сохраняется неизменным общий объем признака в совокупности [7].

Однако, при использовании среднего арифметического, автор данного пособия, ссылаясь на статью В.Л. Павелко [59], указывает, что среднее арифметическое является смещенной оценкой, ввиду того, что фактические концентрации ингредиентов распределены не по нормальному закону. О недостатках использования только среднеарифметических концентраций при анализе

гидрохимической информации также было упомянуто В.В. Циркуновым [82]. Данный автор утверждает, что при использовании средних арифметических значений отражаются только основные тенденции изменения гидрохимического режима подземных вод. Количественные расчеты с использованием средних арифметических значений могут иметь значительные ошибки. Это связано с тем, что распределение гидрохимических показателей (в том числе основных ионов и минерализации воды) далеко не всегда является нормальным. Любые измерения показателей качества воды сопровождаются рядом ошибок. Поэтому необходимо оценивать точность определения средней концентрации вещества. Для этого используется ошибка среднего арифметического (или стандарт среднего) S у

Возможные ошибки в определении средней концентрации возникают вследствие недостаточности проведенных за оцениваемый период измерений. В.В.Мороков в своей монографии «Природно-экономические основы регионального планирования охраны рек от загрязнения» рассчитывает ошибку среднего арифметического (или стандарт среднего) S у в зависимости от числа измерений концентрации в течение года [52]. При этом, значение среднего квадратического отклонения концентрации вещества за год было принято им для упрощения равным 1. При этом В.В. Мороков указывает на целесообразность отбора 24 проб в год (нижний предел частоты отбора). Получаемое при этом среднее значение концентрации за год имеет точность ± 20% [12, с.75].

...