Факторы формирования химического состава подземных вод

 

Свойства и химический состав подземных вод во многом зависят от их генезиса. По особенностям происхождения выделяют воды атмосферного генезиса, морского, магматического и метаморфического. В целом основная масса вод Земного шара является продуктом дегазации мантии. Эти процессы продолжаются и в настоящее время, наиболее ярко проявляясь при вулканической деятельности и внедрении интрузий. Выделяющиеся при этом воды называются магматическими или ювенильными. Воды морского генезиса формируются в процессе осадконакопления в океанах, морях, лагунах в результате уплотнения осадков и захоронения вод в их толще. Воды метаморфического генезиса в основном представлены возрожденными (дегидратациоными) водами, которые выделяются из минералов и горных пород в результате их преобразования из связанного состояния в свободное (переход гипса в ангидрит и др.).

Основная и наиболее широко используемая часть подземных вод, находящаяся в верхних слоях земной коры имеет атмосферный генезис. Эти воды образуются за счет инфильтрации атмосферных осадков, речных и озерных вод в горные породы, инфлюации (втекания) названных вод по трещинам и каналам в горные породы, конденсации водяных паров в трещинах горных пород. Поскольку наибольшее значение в формировании вод атмосферного генезиса принадлежит инфильтрации атмосферных осадков эти воды называют инфильтрационными. Дальнейшая трансформация химического состава подземных вод зависит от гидрогеохимических факторов и эволюцию геологической структуры, которые обуславливают развитие физико-химических процессов в водоносном горизонте. Эти процессы очень многочисленны и разнообразны, но основными являются следующие.

Выщелачивание и растворение очень близки по значению, но связанные с ними процессы различны по своему воздействию. Выщелачиванием обычно называют процесс перехода какого-либо элемента из минерала без нарушения его кристаллической решетки. А растворением – переход всех элементов, входящих в состав минерала в раствор, с разрушением кристаллической решетки.

Смешение вод с различной минерализацией и химическим составом в природе имеют широкое распространение. В смешении могут участвовать весьма большие объемы взаимодействующих вод. Большинство природных вод являются сложными смесями различного состава и генезиса. Нередко смешение вод сопровождается сложными физико-химическими процессами и выпадением из раствора различных минералов (карбонатов, кремнезема и др.).

В результате выпадения солей из воды образуются воды резко отличные от исходных. Выпадение солей из воды имеет место не только при смешении вод, но и при изменении термодинамических параметров, так как при этом обязательно происходит нарушение соотношения между основными компонентами системы. В результате некоторые вещества оказываются в количествах существенно превышающих или меньших произведения растворимости.

Диффузией называется перемещение вещества в какой-либо среде в направлении убывания его концентрации, обусловленное тепловым движением молекул. Движение происходит под влиянием градиента концентраций от мест большего содержания вещества к участкам меньшего содержания и приводит к выравниванию содержания растворенного вещества во всем объеме.

Концентрирование вод заключается в увеличении хорошо растворимых в них веществ в результате расходования воды на испарение, транспирацию или промораживание. Формирование вод различного состава зависит от исходной воды подвергшейся выпариванию и степени ее концентрирования. Состав и последовательность выпадения в осадок минеральных соединений при выпаривании, например, морской воды таковы:

- кальцит CaCO₃;

- гипс CaSO₄;

- галит Na Cl;

- эпсомит MgSO₄*7H₂O;

- карналлит MgHCl₂*KCl*6H₂O;

- бишофит MgCl₂*6H₂O.

Катионный обмен связан с физико-химической поглотительной способностью тонкодисперсных пород (глин) с диаметром частиц менее 0,02 мм. Совокупность органоминеральных частиц, обладающих поглотительной способностью называется поглощающим комплексом. Общее количество ионов, способных к обмену, характеризует емкость поглощения. Она может оказаться различной даже для одного и того же иона, находящегося в различных условиях. На нее оказывает влияние pH и Eh растворов, строение ионов, концентрация в растворе и так далее.

Микробиологическое преобразование солевого и газового состава воды может происходить в водоносных горизонтах на самых различных глубинах, так как микроорганизмы обнаружены в земной коре вплоть до глубины 7 км.

Техногенез. В последние десятилетия все активное влияние на состав подземных вод оказывает деятельность человека. Причем, это относится не только к наиболее широко используемым и чувствительным к поверхностному загрязнению грунтовым водам, но и к сравнительно глубоко залегающим. Факторы техногенного воздействия на подземные воды можно разделить на способствующие уменьшению количества вод, снижению качества (загрязнение) и комплексные. Подземные воды обеспечивают до 20% общего водопотребления. Прогрессирующее загрязнение поверхностных и подземных вод приводит к тому, что они будут одним из наиболее дефицитных полезных ископаемых к середине 21 века.

Антропогенное воздействие на литосферу и подземные воды достигает глубин 5-7 км (хотя чаще проявляется на глубинах до 50-100 м) и охватывает более половины площади планеты. В результате устойчивое загрязнение охватывает до 5% используемых подземных вод. Химический состав подземных вод изменяется вследствие загрязнения атмосферы, поверхностных водоемов, снежного покрова, почв, накопления отходов производства и быта (свалки, терриконы), применения удобрений, пестицидов и ядохимикатов, нарушения технологии и режима орошения (приводящего к увеличению минерализации земель и вод), сброса промышленных и хозяйственно-бытовых стоков (на поля фильтрации, пруды-отстойники, накопители, хвостохранилища и др.), подземной разработки полезных ископаемых и захоронения отходов, использования токсичных строительных материалов, утечек из канализации и нефтепроводов, продвижения морской воды на сушу по водоносным горизонтам, которые выходят на дне акваторий (в результате откачки пресных вод и понижения пластового давления) и т.д.

Таким образом, запасы имеющихся в нашем распоряжении чистых подземных вод уменьшаются не столько в результате их изъятия (объем воды, содержащейся в зоне гипергенеза, изменяется не значительно) сколько в результате загрязнения и нерационального использования.

 

Динамика подземных вод

 

Движение воды в пористой среде, как правило, не имеет ничего общего с течением на поверхности и называется фильтрацией. Фильтрация происходит через систему открытых, сообщающихся пор, каналов и трещин, которые имеют самую различную форму, размеры и расположение друг относительно друга. Поэтому движение воды рассматривают обобщенно и его характеристики получают не для отдельных точек порового пространства или каналов пористой среды, а для некоторого сечения (F) в целом. При этом важнейшей характеристикой движения воды в пористой среде является скорость фильтрации (V):

V=Q/F

Интенсивность движения определяется не только площадью пор, через которые свободная гравитационная вода имеет возможность передвигаться, но и разностью гидростатического давления. На основании опытов было установлено, что количество воды Q, фильтрующейся в единицу времени, прямо пропорционально площади сечения F, разности уровней ^h, под действием которых происходит фильтрация, и обратно пропорциональна длине пути фильтрации ∆l. отношение ∆h/∆l, показывающее изменение уровня по пути фильтрации, называют напорным или гидравлическим градиентом (коэффициентом). Используя это понятие, скорость фильтрации можно записать в следующем виде:

V=ki (закон Дарси)

Где k – коэффициент фильтрации, характеризующий водопроницаемость горных пород, величина которой зависит от размеров межпоровых промежутков зернистых пород и ширины трещин в скальных. Для ориентировочной характеристики коэффициентов фильтрации основных литологических разностей можно использовать данные таблицы 3.2.

Для характеристики водоотдачи водоносных горизонтов наряду с коэффициентом фильтрации используется коэффициент водопроводимости Т, равный произведению коэффициента фильтрации на мощность водоносного горизонта (m), измеряемую в метрах:

T=km

 

Таблица 3.2 - Коэффициенты фильтрации различных грунтов

 

Название грунта	Коэффициент фильтрации (k), м/сут
Глина	0,001 – 0,01
Суглинки	0,01 – 0,1
Супеси	0,1 – 0,5
Песок глинистый	0,5 – 1
Песок мелкозернистый	1 – 5
Песок среднезернистый	5 – 15
Песок крупнозернистый	15 – 50
Песок с галькой	50-100
Галечник	100 – 200

 

В песчаных грунтах вода находится в свободном виде. При этом выделяют гравитационную и капиллярную. Движение начинается сразу же при наличии гидравлического градиента.

Глина является водоупорной породой и коэффициент фильтрации у нее К ‹ 0,001 м/сут, так как вода в глинистых грунтах находится в прочно связанных состояниях. Каждая твердая частица отрицательна, а молекула воды – диполь, т.е. имеет + и -. В результате формируется:

1) прочно связанная вода;

2) рыхло связанная вода.

Поэтому фильтрация воды в глинистых грунтах, где нет свободной воды, а вода только связанная, происходит только при наличии внешнего давления (гидравлического градиента). Причем в глинистых грунтах она происходит за счет движения молекул воды от одной глинистой частицы к другой. Согласно исследованиям, фильтрация воды в вязких (тугопластичных) глинистых грунтах начинается только лишь при достижении градиентов напора некоторого начального значения, преодолевающего внутреннее сопротивление движению, оказываемое водно-коллоидными пленками.

Коэффициент фильтрации приближенно можно определить по формуле Маслова:

К_ф = 1000 d² ₁₀м/сут.,

где d₁₀ - диаметр частиц песка, меньше которого в совокупности исследуемой массы содержится 10%.

Более точно определяется в лаборатории на приборе по зависимости:

К_ф = м/сут, где

Q – количество воды, протекающей через грунт, см³; F – сечение фильтрующей трубки (потока), см²; T – время протекания объема воды Q, сут.; I – гидравлический градиент; R – температурная поправка R = 0,7+0,03*t (t – температура воды, град.С).

В полевых условиях К_ф определяют методом налива воды в скважину, если нет в ней воды, или методом откачки, если в скважине есть уровень. При откачке воды из скважины понижается статический уровень до динамического. В результате вокруг скважины формируется депрессионная воронка, параметры которой для совершенной скважины рассчитывают по зависимости:

Q =

где Н – высота статического уровня, м; h – высота динамического уровня, м; R – радиус депрессионной воронки, м; r – радиус скважины, м.

R = 1,95 (Н – h) , м.

Приведенные расчеты можно использовать для откачки водопритоков в строительные котлованы, а также для водопонижения уровня грунтовых вод при сооружении строительных конструкций ниже этого уровня (подземные переходы, колодцы очистных сооружений, проходка траншей и т.п.).