Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ

БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

Кафедра динамической геологии

Курсовая работа

ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ

Чарыева Мердана Ибрагимовича

студента 1 курса,

Научный руководитель:

cтарший преподаватель Лапа И.С.

Минск, 2014



Оглавление

Введение

1. Происхождение подземных вод и их химический состав

1.1 Происхождение подземных вод

1.2 Химический состав подземных вод

2. Типы подземных вод

2.1 Безнапорные воды

2.1.1 Почвенные воды

2.1.2 Верховодка

2.1.3 Межпластовые воды

2.1.4 Грунтовые воды

2.2 Напорные или артезианские воды

3. Геологическая деятельность подземных вод и проблемы их загрязнения

3.1 Разрушительная деятельность подземных вод

3.2 Созидательная деятельность подземных вод

3.3 Проблемы загрязнения подземных вод

Заключение

Список использованных источников



Введение

Подземные воды являются геологическим объектом, изучение которого, методологически неправильно, а в ряде случаев и невозможно проводить в отрыве от исследования горных пород, геологических структур земной коры, их строения и истории развития, в отрыве от геологических процессов, происходящих в земной коре и мантии. Они также представляют собой водный объект, являясь частью единой гидросферы Земли.

Подземные воды ? это важное полезное ископаемое. Возможности использования этого ископаемого также чрезвычайно широки: использование пресных подземных вод для питьевого, хозяйственного и другого водоснабжения, минеральных (лечебных) вод, минеральных промышленных ? для получения ряда химических веществ, термальных ? для получения электроэнергии и теплофикации.

Актуальность данной работы достаточно высока, так как подземные воды широко распространены на нашей планете. Они являются основным источником пресной воды, но на данный момент подвергаются мощнейшему загрязнению.

Целью моей курсовой работы является изучение подземных вод. Задачами в свою очередь являются описание химического и биологического состава, видов залегания и происхождения, а также экологическая защита и профилактика загрязнения их человеком.

Курсовая работа делится на три главы. В первой описываются условия происхождения подземных вод и разнообразие их химического состава. Во второй главе основное внимание уделено изучению типов подземных вод по их залеганию в горных породах. И, наконец, в третьей главе рассказывается о геологической деятельности подземных вод и, как никогда актуальной, проблеме их загрязнения.

Личный вклад автора заключается в подробном изучении заданной темы, отборе материала и комбинировании информации, взятой из различных источников, а также в подборе графического сопровождения.

Для написания курсовой работы была использована литература из книг по общей геологии Н.В. Короновского, В.В. Добровольского, гидрологии В. А Кирюхина, В. А. Всеволожского и другой литературы многих других авторов. Также использовалась литература из интернет-источников, где в последующем также были взяты иллюстрации к курсовой работе.



1. Происхождение подземных вод и их химический состав

1.1 Происхождение подземных вод

По происхождению выделяют четыре основных типа подземных вод: инфильтрационные, конденсационные, ювенильные, седиментогенные.

Инфильтрационная теория зародилась в древние времена и в общем виде была высказана еще в сочинении римлянина Марка Виртрувия Поллиона « De architectura». Окончательно она оформилась благодаря трудам французского физика Мариотта в 1717 г. Эта теория объясняет образование подземных вод просачиванием (инфильтрацией) вглубь Земли атмосферных осадков и поверхностных вод. Просачиваясь по крупным трещинам и порам, вода задерживается на водонепроницаемых слоях и дает начало подземным водам. Процесс инфильтрации атмосферных осадков весьма сложный. Питание подземных вод инфильтрационным путем изменчиво во времени и определяется природными условиями района: рельефом, водопроницаемостью пород, растительным покровом, деятельностью человека и т. д. При понижении уровня подземных вод испарение с их поверхности уменьшается, а на некоторой глубине становится равной нулю. В этих условиях величина инфильтрационного питания подземных вод возрастает. Инфильтрационный путь образования подземных вод является основным для подземных вод, залегающих в зоне активного водообмена, в районах с достаточно высоким количеством атмосферных осадков[1].

Конденсационная теория предполагает возникновение подземных вод в связи с конденсацией водяных паров, которые проникают в поры и трещины из атмосферы. Многочисленные экспериментальные исследования показали, что атмосферная вода может проникать в горные породы как в капельно-жидком состоянии, так и в виде пара (в меньших количествах). В районах с небольшим количеством атмосферных осадков (пустыни, сухие степи) роль конденсации водяных паров в образовании и питании подземных вод существенно возрастает[5].

Ювенильные воды ? подземные воды, образующиеся непосредственно из магмы. Эта идея в форме гипотезы была освещена в научных трудах австрийского ученого Э. Зюсса. Он утверждал, что внедрение магмы из больших глубин земной коры в верхние ее горизонты всегда сопровождается выходом на поверхность (по трещинам или жерлам вулканов) летучих соединений, в том числе паров воды. Такие подземные воды, впервые попавшие с больших глубин на дневную поверхность Земли или в верхние ее горизонты, Э. Зюсс назвал ювенильными, т. е. впервые попавшими в условия земного существования. Одним из доказательств образования ювенильных вод таким путем считался состав летучих компонентов продуктов современной вулканической деятельности. При извержении некоторых вулканов пары воды достигали 6 ? 8 % по весу от общей массы продуктов извержения[4].

Седиментогенные подземные воды (лат. "седиментум" ? осадок) - это высокоминерализованные (соленые) подземные воды в глубоких слоях осадочных горных пород. Происхождение таких вод, большинство исследователей связывают с захоронением вод морского генезиса, сильно измененных под влиянием давления и температуры. Они могут быть образованы одновременно с морским осадконакоплением, в этом случае их называют сингенетическими. Другой вариант их происхождения может быть связан с проникновением вод морских бассейнов в ранее сформированные породы, также в последующем захороненные новыми отложениями. Такие воды называют эпигенетическими (греч. "эпи" ? на, после). Седиментогенные воды нередко называют "погребенными", или реликтовыми (лат. "реликтуc" ? остаточный). Ученые отводят существенную роль в формировании глубинных пластовых вод так называемым элизионным процессам (лат. "элизио" ? выжимание), т. е. выжиманию под влиянием давления и температуры из иловых морских осадков седиментогенных вод в водопроницаемые песчаные и другие слои. Такие воды могут называться перемещенными[10].

1.2 Химический состав подземных вод

Вода в горных породах бывает нескольких видов:

1. Кристаллизационная вода находится в составе кристаллической решетки некоторых минералов, например в гипсе ? CaSO₄ * 2Н₂О (21 % воды по массе), мирабилите Na₂S0₄*10Н₂О (56 % воды по массе). Если эти минералы нагревать, то вода высвобождается из кристаллической решетки.

2. Вода в твердом виде встречается в многолетнемерзлых породах в виде кристаллов и прожилок льда. Лед образуется и при сезонном промерзании воды, содержащейся в горных породах.

3. Вода в виде пара содержится в воздухе, который находится в порах горной породы.

4. Прочносвязанная вода располагается в виде молекулярной прерывистой пленки на поверхности мельчайших частиц таких пород, как глины и суглинки. Эта пленка удерживается силами молекулярного сцепления и не может стечь с поверхности частицы.

5. Рыхлосвязанная вода представляет собой более толстую пленку из нескольких слоев молекул воды на частице породы. Эта вода обладает способностью перемещаться от более толстой пленки к менее толстой.

6. Капельно-жидкая (гравитационная) вода уже обладает способностью свободно перемещаться в горной породе по трещинам и порам под действием силы тяжести, начиная с верхнего почвенного слоя.

7. Капиллярная вода, как следует из названия, находится в тончайших капиллярных трубочках или порах, в которых удерживается силами поверхностного натяжения с образованием менисков. Капиллярная вода обычно располагается выше уровня грунтовых вод, и при этом она может подниматься вверх от этого уровня на 1,5?3 м. Капиллярная кайма, будучи связана с уровнем грунтовых вод, колеблется вместе с ним.

Выше уровня грунтовых вод может располагаться еще одна неширокая кайма капиллярно-подвешенной воды, удерживаемой в тонких порах почвы и подпочвенных горизонтов суглинков и глин[3].

В подземных водах содержится множество веществ, различных по своей природе, состоянию (фазовому, агрегатному), химическому составу, физическим, физико-химическим и другим свойствам.

Можно выделить 2 группы ингредиентов вещественного состава вещества: живое и неживое. Как живое, так и неживое вещество состоит из одних и тех же химических элементов, количество которых в подземных водах чрезвычайно велико. Всего же в подземных водах определяют до 70 элементов, из которых лишь небольшая часть присутствует в значительных количествах[7].

Кроме водорода и кислорода (как образующих воду, так и входящих в состав других соединений) основными элементами состава подземной гидросферы являются:

1) углерод, хлор, сера, азот, кремний, образующие главным образом анионы, а также газы и органические вещества;

2) натрий, кальций, магний, калий, реже железо, представляющие собой основу катионного состава подземных вод. Кроме них в подземных водах часто встречаются Р, F, Вг, В, I, Sr, As, Pb, Zn, Ag, Hg, Sb, Ni, Co, Rb, Cs, Se, Cr, U, Ra, Li и др. подземный вода гидросфера геологический

Основой элементного состава живого вещества являются те же С, О, Н, N, S, Р, в меньшей степени К, Са, Na, Mg, Fe, Si. Некоторые микроорганизмы подземных вод могут аккумулировать в клетках, их оболочках и капсулах огромные количества Fe, S, Si, Са, Р.

Минеральные и органические вещества, поступающие в воду из горных пород, постоянно реагируют между собой и с веществами среды, выпадают в осадок, обогащаются газами или теряют их и т.д.

Основой химического состава всего многообразия природных вод Земли (дождевых, речных, морских, океанических, подземных) является весьма ограниченный набор ионов. Различия же, свойственные химическому составу вод Земли, определяются множеством сочетаний этих ионов и их абсолютным (масса) и относительным (%) содержанием. Одно- и многоатомные ионы, входящие в этот набор, образованы преимущественно высококларковыми элементами, природные соединения которых в литосфере обладают наибольшей растворимостью. Это анионы: S0₄^2- НСО₃, СО₂, катионы: Na⁺,Mg^{2 +}, Са^{2 +}, К⁺, а также кремнекислота H₄SiО₄, которая присутствует в подземных водах преимущественно в молекулярной форме.

Перечисленные ионы, являющиеся типичными для большинства природных, в том числе подземных, вод и, как правило, преобладающие в их составе, называют макрокомпонентами. Их определение наряду с некоторыми показателями качества и физико-химического состояния воды является обязательным при любых гидрогеологических исследованиях. В меньших количествах (обычно первые мг/дм³) присутствуют в химическом составе воды, и редко преобладают такие ионы, как NH₄ ⁺, Fe²⁺, Fe³⁺, NO, NO₃, H₃PO₄ (иногда Br, I, F, Sr, Al), - их называют мезокомпонентами. К микрокомпонентам относят ионы, присутствующие в водах в микроколичествах -- обычно до сотен мкг/дм₃: Pb, Zn, Си, As, Sb, Sn, Ag, Mo, Co, Ba, радиоактивных (Ra, U, Rn, Th), а также Be, Se, Rb, N i, Cs, L i, M n, V и др.[8].

Суммарное содержание растворенных в воде минеральных веществ называют общей минерализацией. О ее величине судят по сухому или плотному остатку (в мг/л или г/л), который получается после выпаривания определенного объема воды при температуре 105?110°С. В природных условиях общая минерализация подземных вод исключительно разнообразна. Встречаются подземные воды с минерализацией от 0,1 г/л (высокогорные источники) до 500?600 г/л (глубокозалегающие воды Ангаро-Ленского артезианского бассейна). Общая минерализация ? один из главных показателей качества подземных вод.

Водородный показатель (рН) дает представление об общем щелочно-кислотном состоянии воды и, как и минерализация, является одной из ее важнейших интегральных характеристик. От щелочно-кислотного состояния воды зависят многие гидрохимические процессы: осаждение и растворение, миграционная способность, характер микрофлоры и др.

Жесткость воды обусловлена наличием в ней соединений кальция и магния. Жесткая вода плохо мылится, образует накипь, непригодна для многих производств (сахарного, кожевенного). Различают пять видов жесткости: общую, карбонатную, некарбонатную, устранимую (временную), неустранимую (постоянную). Количественной мерой общей жесткости является сумма миллиграмм-эквивалентов (в международных единицах ? миллимолей) кальция и магния в единице объема (мг-экв/л или ммоль/дм³).

Устранимая жесткость в отличие от карбонатной (расчетной) определяется экспериментально и представляет собой разность между содержанием соединений кальция и магния до и после длительного (1 час) кипячения. Эта величина обычно на 1?1,5 ммоль/дм³ меньше карбонатной благодаря тому, что часть карбонатов кальция и магния остается в растворе, а из той части, которая выпадает в осадок при кипячении, некоторое количество растворяется вновь. Неустранимая и некарбонатная жесткость обусловлены наличием сульфатных, хлоридных или иных солей кальция и магния, а также их гидроксидов и определяются по величине разности между общей жесткостью и соответствующим ее видом. По величине общей жесткости различают воды: очень мягкие (жесткость до 1,5 ммоль/дм³), мягкие (1,5?3), умеренно жесткие (3?5,4), жесткие (5,4?10,7) и очень жесткие воды (более 10,7 ммоль/дм³). Мягкими являются грунтовые воды Севера, воды, связанные с кристаллическими породами, дождевые. Повышенной жесткостью обладают воды известняков, доломитов и других карбонатных пород. Для питьевых целей используют подземные воды с жесткостью до 7 мг-экв/дм³[1].

Агрессивность ? показатель способности воды к разрушению материалов (цемента, бетона, металлов) строительных сооружений. Различают несколько видов агрессивности: углекислотную, выщелачивания, общекислотную, сульфатную, а также вызывающую коррозию металлов.

Углекислотная агрессивность проявляется в разрушении карбоната кальция, входящего в состав бетона, под действием так называемой агрессивной, т.е. избыточной по сравнению с равновесной, части свободной угольной кислоты. Содержание СО₂ растет с уменьшением рН природных вод. СО₂ определяют по номограммам или экспериментально. Агрессивную углекислоту нейтрализуют методами стабилизации с помощью СаСО₃, Са(ОН)₂, Na₂C0₃.

Общекислотная агрессивность свойственна водам при низких величинах рН. Ионы Н⁺, нейтрализуя гидроксид-ионы, образующиеся при диссоциации Са(ОН)₂ цементного камня, способствуют его дальнейшему растворению. Поэтому допустимые значения рН воды, контактирующей с нормальным (некислотостойким) бетоном без специальных покрытий, не должны быть ниже 5,0?6,3.

Сульфатная агрессивность присуща водам с высоким (более 280 мг/дм³) содержанием сульфат-иона и обусловлена опасностью разрушения (вспучивания) несульфатостойких сортов бетона за счет образования сульфатных соединений большего объема (например, гидросульфоалюмината кальция, который называют "бетонной бациллой", или гипса ? при содержании сульфатов более 1 г/дм³).

Магнезиальная агрессивность вызывается процессами катионного обмена Са²⁺ бетона на Mg²⁺ воды, которые приводят к образованию в теле бетона рыхлого осадка гидроксида магния. Она наблюдается при содержании магния в водах более 750 мг/дм³. Степень сульфатной и магнезиальной агрессивности определяют экспериментально.

Агрессивность воды, являющаяся причиной коррозии металлов, и в первую очередь железа, имеет электрохимическую, химическую и биохимическую природу. Электрохимическая агрессивность вызывает разрушение (окисление) металла при образовании микрогальванических токов между этим металлом и электролитами воды или кислородом водяного пара, химическая связана с кислородом воды, а также с кислотами и щелочами в ее составе, биохимическая ? с деятельностью железобактерий. Все виды этой агрессивности приводят к образованию ржавчины и разрушению сооружений, механизмов, скважин и т.д. [2].

Основные ингредиенты химического состава: 1) растворенные минеральные вещества; 2) органические вещества; 3) газы; 4) изотопы; 5) антропогенные компоненты-загрязнители. Учитывая, что вещества последних двух групп всегда относятся к одной из трех первых, то необходимо отметить некоторую некорректность такого разделения, сделанного для удобства изложения. Растворенные минеральные вещества в первую очередь представлены макрокомпонентами состава подземных вод. Хлор-ион преобладает в составе морских и океанических вод и, участвуя в процессах седиментации и галогенеза (солеобразования в лагунных условиях), является основным анионом седиментационных вод артезианских бассейнов и вод, формирующихся в результате растворения соляных толщ и засоленных пород. Он может поступать в воды с вулканическими эксгаляциями и глубинными метаморфогенными флюидами, а также при разрушении газово-жидких микровключений в магматических породах, содержащих хлоридные рассолы. Некоторое количество хлора содержится в атмосферных осадках, особенно вблизи морских и океанических побережий (эоловые процессы). Наконец, огромные количества хлора поступают в подземную гидросферу с бытовыми и промышленными стоками [9].

Высокая растворимость природных соединений хлора и его геохимическая "инертность" (он не сорбируется, не усваивается микроорганизмами, не окисляется и не восстанавливается), а также способность к разупорядочиванию структуры воды и понижению внутреннего структурного давления раствора обусловливают его прекрасные миграционные свойства и способность к накоплению в глубоких подземных водах. Содержание хлора в подземных водах имеет наибольший для макрокомпонентов диапазон ? от тысячных долей г/дм³ в грунтовых водах Севера до 340?360 г/дм³ в рассолах. В грунтовых водах содержание хлора возрастает с севера на юг до 10?30 г/дм³ в аридной зоне. В разрезе содержание хлора, как правило, растет с глубиной.

Сульфат-ион поступает в подземные воды из сульфатсодержащих минералов пород: гипса, ангидрита, мирабилита, глауберита и других, при окислении сульфидных минералов, прежде всего различных сульфидов железа (марказита, гидротроиллита, пирита). Одним из источников сульфат-иона являются атмосферные осадки, поскольку при сжигании угля, всегда содержащего сульфиды, например, тепловыми электростанциями или при единовременных выбросах сернистого газа промышленными предприятиями в атмосфере фактически образуется серная кислота значительной концентрации ("кислые дожди"). Аналогичные следствия могут иметь извержения вулканов. В отличие от хлора сульфат-ион активно участвует в биохимических циклах микроорганизмов, в процессе которых он может как поступать в подземные воды, так и выводиться из них. Химическое осаждение из подземных вод в общем случае определяется растворимостью его основных соединений, в частности гипса (около 2г/дм³). Однако на эту величину сильно влияет присутствие других соединений как в сторону увеличения (например, NaCl до четырех раз), так и в сторону уменьшения (MgSО₄ до четырех раз). Содержание сульфат-иона в подземных водах изменяется от первых мг/дм³ в грунтовых водах Севера до нескольких десятков г/дм³ в пластовых водах артезианских бассейнов, в зонах окисления сульфидных месторождений и в районах регионального развития сульфатных пород.

Гидрокарбонат- и карбонат-ионы системы поступают в подземные воды при растворении с участием углекислоты атмосферного, биохимического, термометаморфического генезиса ? слаборастворимых карбонатных минералов кальцита (СаС0₃) и доломита (CaMg(СО₃)₂), широко распространенных в литосфере (известняки, доломиты, карбонатный цемент в песчаниках, глинах и др.). Вторым крупным источником этих ионов является углекислота термометаморфического, биохимического, вулканического, атмосферного генезиса или связанная с промышленно-хозяйственной деятельностью человека. Кроме того, ионы НСО, могут поступать в воды при гидролитическом разложении алюмосиликатных минералов (полевых шпатов, гидрослюд) с участием углекислоты.

Натрий-ион, как и хлор, в связи с высокой растворимостью его основных природных соединений незначительным участием в биохимических процессах и слабыми гидратационными и сорбционными свойствами прекрасно мигрирует и накапливается в подземных водах, в том числе в рассолах. Содержание его в подземных водах изменяется от нескольких миллиграммов до сотен граммов в 1дм³ в глубоких водах. Содержание натрия в питьевых водах не должно превышать 0,2 г/дм³. Существуют нормативы и для оросительных, технических вод и др. Калий-ион в отличие от натрия активно участвует в биохимических процессах, легко сорбируется, быстро связывается в труднорастворимые соединения в коре выветривания, захватываясь кристаллической решеткой глинистых минералов. Поэтому, несмотря на очень высокую растворимость его минералов, содержание его, особенно в верхней части гидрогеологического разреза, незначительно. В рассолах концентрации составляют десятки и даже сотни г/дм³.

Кальций-ион поступает в воды при растворении кальцита, доломита, гипса, гидролитическом разрушении плагиоклазов, т.е. минералов с относительно слабой растворимостью. Он участвует в биохимических процессах и хорошо сорбируется. В связи с этим он может преобладать в катионном составе гидрокарбонатных грунтовых вод при содержании до 0,4 г/дм³, в сульфатных грунтовых и артезианских водах при содержании до нескольких граммов на 1 дм³.

Магний-ион в подземных водах очень редко является преобладающим, он характеризуется довольно слабой миграционной способностью и практически не накапливается, несмотря на высокую растворимость его сульфатных и хлоридных соединений. Причинами этого являются его высокие сорбционные и гидратационные свойства, участие в процессе доломитизации карбонатных пород, а также возможность встраивания его (в связи с малыми размерами) с высокой энергетической "выгодой" в кристаллические решетки вторичных минералов [9].

Природные карбонаты магния (доломит, магнезит) растворимы мало, в связи с чем магний, наряду с кальцием, может являться одним из основных компонентов состава слабоминерализованных грунтовых вод гидрокарбонатного состава. В рассолах содержание магния, как правило, не превышает нескольких десятков г/дм³. Кремнекислота имеет существенное значение в химическом составе наименее минерализованных грунтовых вод Севера, термальных азотных и щелочных вод. Природные соединения группы кварца (кремнезем и др.) относятся к группе наименее растворимых: растворимость кварца при 25°С составляет всего 6,5 мг/дм³, аморфного кремнезема ? немного более 100 мг/дм³.

Кроме изотопов кислорода и водорода воды наиболее существенное значение имеют природные стабильные изотопы серы (32S, 34S), углерода (12С,13 С) и другие. Стабильные изотопы используют для выяснения генезиса химического состава подземных вод, например по более высокому содержанию 2Н и 18О можно дифференцировать воды седиментационного генезиса и инфильтрационные [14].

Природное водорастворенное органическое вещество (ВРОВ) подземных вод представлено комплексом разнообразных соединений. Это различные углеводороды, в том числе ароматические, смолы, масла, сложные эфиры. Кетоны, амины, гумусовые вещества, фенолы, карбоновые кислоты, а также углеводы, белки, липиды и др. Весовое количество разнообразнейших по составу, строению и размерам молекул ВРОВ, содержащихся в подземных водах, обычно характеризуют величиной содержания их основного элемента ? С_орг. Косвенной характеристикой содержания ВРОВ в подземных водах является величина окисляемости, под которой понимают содержание ВРОВ, способных окисляться кислородом. Она выражается миллиграммами кислорода в 1 дм³ и характеризуется названием реагента-окислителя: бихроматная, перманганатная и др.[15].

Подземные воды всегда содержат те или иные газы в растворенном состоянии. При изменении термобарических условий растворенный газ может выделиться в свободной форме, т.е. вода становится двухфазной системой. В этих случаях говорят о воде, содержащей кроме растворенного свободный газ. Примером может служить "вскипание" воды при откачке или самоизливание газосодержащей минеральной воды, обусловленное переходом растворенного газа в свободное состояние в связи с резким уменьшением давления при подъеме воды с глубины на поверхность. Свободный (или спонтанный) газ выделяется в виде пузырьков различной величины, если общее давление растворенных в данной воде газов превышает пластовое давление. Растворимость газов значительно снижается с ростом минерализации [11].

Живое вещество подземных вод представлено преимущественно микроорганизмами животного и растительного происхождения размером обычно не более 1 мкм, среди которых преобладают бактерии. Бактерия, как правило, состоит из одной клетки с твердой оболочкой и имеет более или менее постоянную форму: сферическую, палочковидную, извитую. Клетка на 75?85% состоит из воды. По способу получения энергии для осуществления обмена веществ. Все микроорганизмы делятся на две крупные группы: фототрофы, использующие энергию солнечной радиации, и хемотрофы, источником энергии для которых служат различные химические соединения. Микроорганизмы горных пород и почв, так называемые литотрофные, в подавляющем большинстве являются хемотрофами. Микроорганизмы различаются по способности существовать и развиваться в различных температурных условиях. Жизнедеятельная микрофлора обнаружена даже в криопэгах ? переохлажденных рассолах Якутского артезианского бассейна, имеющих отрицательную температуру. Есть сведения о наличии бактерий в перегретых водах. Для каждого вида бактерий существует интервал температур, в пределах которого этот род может существовать. При крайних значениях температур бактерии существуют в угнетенном состоянии, а наибольшая активность их и размножение наблюдаются в пределах определенного температурного интервала. Наиболее распространенными и важными в гидрогеохимическом отношении группами литотрофных микроорганизмов являются: окисляющие соединения серы (тионовые, серобактерии), восстанавливающие соединения серы (сульфатредуцирующие), метанобразующие и углеводородокисляющие, нитрифицирующие и денитрифицирующие, железобактерии [8].

Подземные воды - это важный элемент гидросферы Земли. Они являются объектом изучения ученых на протяжении многих лет. Подземные воды отличаются по своему происхождению, химическому составу, присутствию (или же отсутствию) органических веществ и т.д. Наличие того или иного вещества в составе существенно влияет на физические и химические свойства воды. Применение подземных вод в каких-либо целях возможно только после тщательного химического и биологического анализа.



2. Типы подземных вод

2.1 Безнапорные воды

2.1.1 Почвенные воды

По условиям залегания в земной коре подземные воды подразделяют на верховодку, грунтовые и межпластовые воды. Верховодка и грунтовые воды относятся к безнапорным водам и имеют свободную поверхность, давление на которую равно атмосферному. Межпластовые воды бывают ненапорными и напорными, последние иначе называют артезианскими. [3].

Верхняя часть земной коры в зависимости от степени насыщения водой пор горных пород делится на две зоны: верхнюю ? зону аэрации и нижнюю ? зону насыщения. Зона аэрации расположена между поверхностью земли и уровнем водоносным горизонтом. В этой зоне, непосредственно связанной с атмосферой и почвенным покровом, наблюдается просачивание атмосферных осадков и поверхностных вод вглубь, в сторону зоны насыщения. Поры горных пород в зоне аэрации лишь частично заполнены водой, остальная часть их занята воздухом. Зона аэрации играет важную роль в формировании подземных вод. Мощность зоны аэрации колеблется от нуля в заболоченных низинах, до нескольких сотен метров в горных районах с сильно расчлененным рельефом.

Непосредственно над поверхностью подземных вод располагается зона повышенной влажности - капиллярная кайма. Мощность каймы зависит от состава и структуры и других свойств горных пород. Зона насыщения горных пород расположена ниже уровня грунтовых вод. В этой зоне все поры, трещины, каверны и другие пустоты заполнены гравитационной водой.

Подземные воды в зоне насыщения циркулируют в виде грунтовых, артезианских, трещинных и других вод. Мощность зоны насыщения, так же как и зоны аэрации, изменяется соответственно изменению уровня грунтовых вод.

Почвенные воды заполняют часть промежутков между частицами почвы; они могут быть свободными (гравитационными), перемещающимися под влиянием силы тяжести или связанными, удерживаемыми молекулярными силами[12].

Порции почвенной воды, обладающие одинаковыми свойствами, называются категориями или формами почвенной воды. В истории почвоведения было много классификаций категорий воды, содержащейся в почве. Наиболее современной и полной является классификация Роде (1965):

Твёрдая вода - лёд, потенциальный источник жидкой и парообразной воды. Промерзание может быть сезонным и многолетним. Промораживание оптимально смоченной поверхности сопровождается улучшением структуры почвы за счёт спрессовывания комков и зёрен водой, замёрзшей в крупных порах и за счёт повышения коагуляции коллоидов и почти полным обесструктуриванием почвы, кроме того являющейся водоупором.

Рисунок 2.1 Зоны степени насыщения водой [2, c. 68] Зоны: I - аэрации; II - насыщения; 1 - капиллярная кайма; 2 - уровень грунтовых вод

Парообразная вода - содержится в почвенном воздухе порового пространства в форме водяного пара. Она передвигается от участков с высокой упругостью водяного пара к участкам с низкой упругостью (активное движение), а может передвигаться пассивно с током воздуха. Согласно исследованиям Лебедева, при влажности почвы выше максимальной гигроскопичности относительная влажность почвенного воздуха равна 100%.

Химически связанная вода. Включает конституционную и кристаллизационную. Первая входит в молекулу вещества гидроксильной группой, удаление её сопровождается распадом минерала. Наибольшее количество её содержится в глинистых минералах, поэтому по процентному её содержанию можно судить о степени глинистости грунта. Кристаллизационная или кристаллогидратная вода входит в состав веществ цельными водными молекулами, например гипс CaSO₄*2H₂O. Её удаление не вызывает распада вещества, но сопровождается изменением его физических свойств, например гипс становится непластичным. В больших количествах она содержится в солончаках (пухлость солончаков - из-за минерала мирабилита). Химически связанная вода (гидратная) не передвигается и недоступна растениям [10].

Физически связанная или сорбированная вода - вода сорбированная на поверхности почвенных частиц, обладающих поверхностной энергией за счёт сил притяжения, имеющих различную природу. В зависимости от прочности удержания воды сорбционными силами выделяют различные ее типы. [12].

Прочносвязанная вода - вода, поглощённая почвой из парообразного состояния. Свойство почвы сорбировать парообразную воду называют гигроскопичностью, а поглощённую таким образом воду - гигроскопической. Она обладает высоким давлением (109 Па), неподвижна, не замерзает, не растворяет электролиты и не доступна растениям. Предельное количество воды, которое может быть поглощено из парообразного состояния при относительной влажности воздуха, близкой к 100%, называют максимальной гигроскопической водой. Она также не замерзает, не растворяет, высокое давление (50 атм) [3].

Рыхлосвязанная (плёночная) вода - вода, удерживаемая в почве сорбционными силами. По физическому состоянию неоднородна, представлена полимолекулярной плёнкой. Может передвигаться в жидкой форме от почвенных частиц с более толстыми водными плёнками к частицам, у которых они тоньше. В среднем для большинства почв процентное содержание рыхлосвязанной воды в пределах 7?15%, в глинистых - 30?35%, в песчаных падает до 3?5%. В почве присутствует в капиллярной и гравитационной формах. Капиллярная вода удерживается и передвигается в почвах в основном под влиянием капиллярных сил, которые начинают проявляться в порах с диаметром менее 8 мм, но особую силу получают при диаметре от 100 мкм до 3 мкм (лессовидные суглинки). Передвигается во все стороны, сила тяжести играет подчинённую роль, передвигается из зоны большего увлажнения в зону меньшего, из более нагретой в менее нагретую зону. Капиллярная вода доступна растениям и является основным источником их водного питания. Основной признак гравитационной воды - передвижение под действием силы тяжести. Характерно жидкое состояние, высокая растворяющая способность, возможность переносить в растворённом состоянии соли, коллоидные растворы, тонкие суспензии.

Делят на:

а) просачивающаяся - передвигается по порам и трещинам сверху вниз.

б) вода водоносных горизонтов - это грунтовая вода, почвенная вода (верховодка).

Присутствие большого количества гравитационной воды неблагоприятно сказывается на состоянии почв. Деление воды условно, т.к. вода в почве находится одновременно под воздействием нескольких сил, и, говоря о действии на воду сил той или иной природы, говорят об их преобладающем влиянии [9].



2.1.2 Верховодка

Верховодкой называют временное скопление подземных вод в зоне аэрации. Залегает она на небольшой глубине от поверхности земли и образуется над локальными водоупорами (или полуводоупорами), в роли которых могут быть линзы глин и суглинков в песке, прослойки плотных пород и т. д. [11].

В легко водопроницаемых невлагоемких породах (пески, галечники, трещиноватые породы) верховодка возникает сравнительно редко, так же как и в сильновлагоемких набухающих глинах. Наиболее типичны для нее различные суглинки и лессовые породы. Другой особенностью верховодки является возможность ее образования даже при отсутствии в зоне аэрации каких-либо водоупорных пропластков. Например, в толщу суглинков обильно поступает вода, но вследствие низкой водопроницаемости просачивание происходит



Рисунок 2.2 Различные формы связи молекул воды с частицами породы [11, c. 234] 1 - частицы почвы; 2 - молекулы воды; а - гигроскопическая вода при неполном насыщении; б - то же, при полном насыщении; в и г - пленочная вода: частица г при полном молекулярном насыщении с пленкой максимально возможной толщины; пленочная вода движется налево до выравнивания толщины пленки у обеих частиц; д - гравитационная волна, образующая каплю, которая стекает вниз под влиянием силы тяжести

замедленно и в верхней части толщи образуется верховодка. Через некоторое время эта вода рассасывается. На склонах верховодка практически отсутствует. Чаще всего она наблюдается на водораздельных равнинных участках, особенно в понижениях микрорельефа (степные блюдца, западины и т.п.), задерживающих талые снеговые и дождевые осадки [3].

По величине минерализации воды верховодки пестрые: от пресных (в северных районах) до солоноватых и соленых (в засушливых районах, с интенсивным испарением). Близость верховодки к поверхности земли часто приводит к ее загрязнению органическими соединениями. Водообильность незначительная, поэтому использование верховодки для водоснабжения ограничено: неглубокие колодцы в сельской местности, сезонное водоснабжение мелких предприятий. Для постоянного водоснабжения верховодка непригодна [5].

Верховодка представляет значительную опасность для строительства. Залегая в пределах подземных частей зданий и сооружений, она может вызвать их подтопление, если заранее не были предусмотрены меры дренирования или гидроизоляций. В результате значительных утечек воды (водопровод, канализационные сети, бассейны и др.) отмечено частое появление горизонтов верховодок на площадках многих объектов, расположенных в зоне распространения лессовых пород. Это представляет серьезную опасность, так как грунты оснований снижают свою устойчивость, затрудняется эксплуатация сооружений. При инженерно-геологических изысканиях, проводимых в сухое время года, верховодка не всегда обнаруживается, поэтому ее появление при отрывке котлованов, траншей может быть неожиданным [10].

2.1.3 Межпластовые воды

Межпластовыми водами называют водоносные горизонты, залегающие между двумя водоупорными слоями. В зависимости от условий залегания они могут иметь свободную поверхность или обладать напором. Межпластовые горизонты всегда имеют относительно слабопроницаемую (водоупорную) кровлю и подошву. В геологических структурах, сложенных слоистыми осадочными отложениями, межпластовые воды распространены на глубинах примерно от 10 м до 7 км и, вероятно, и на больших глубинах, предположительно до 15?20 км в глубоких платформенных структурах, сложенных осадочными породами (Предуральский прогиб, Прикаспийская впадина и др.) [11].

В верхней части геологического разреза, выше уреза поверхностных вод основных дрен территории, проницаемый пласт, залегающий между двумя "водоупорами", может быть насыщен водой не на всю мощность. Такие водоносные горизонты называются межпластовыми безнапорными (со свободной поверхностью). Встречаются сравнительно редко. Уровень этих вод располагается ниже кровли первого водоупора, т. е. водопроницаемый слой не имеет полного заполнения. По условиям передвижения и характеру напоров эти воды аналогичны грунтовым водам. Однако область питания межпластовых вод не совпадает с областью их распространения. Питание вод происходит на участках выхода водоносного пласта на дневную поверхность или путем фильтрации из рек и других поверхностных водотоков и водоемов [9].

2.1.4 Грунтовые воды

Грунтовыми называют воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта, выдержанного по площади и расположенного на первом водоупорном слое. Грунтовые воды имеют свободную поверхность, т. е. сверху они не перекрыты водоупорными слоями. Свободную поверхность грунтовых вод называют зеркалом (в разрезе ? уровнем). Слой или пласт горных пород, насыщенный подземной водой, именуют водоносным слоем (пластом) или водоносным горизонтом. Расстояние от водоупора до уровня подземных вод называется мощностью водоносного горизонта (пласта) [5].

Грунтовые воды в силу наличия свободной поверхности ? ненапорные. Иногда при вскрытии грунтовых вод скважинами и другими выработками наблюдается местный (обычно небольшой) напор. Возникает он при проходке скважинами прослоев водоупорных пород, залегающих в толще водоносного слоя. Питание грунтовых вод происходит за счет инфильтрации (просачивания) атмосферных осадков и конденсации водяных паров, а также поступления воды из поверхностных водоемов (рек, озер и т. д.). Значительно реже грунтовые воды подпитываются со стороны глубокозалегающих напорных вод. Территория, на которой происходит питание водоносного горизонта, называется областью питания. Для грунтовых вод характерно совпадение областей питания и распространения [14].

Грунтовые воды находятся в непрерывном движении, образуя грунтовые потоки. В отдельных случаях их залегание имеет форму грунтовых бассейнов. Грунтовые воды в бассейнах остаются неподвижными и имеют горизонтальную поверхность. В противоположность им грунтовые потоки имеют соответствующие уклоны своей поверхности. Уклон поверхности грунтового потока обычно соответствует уклону рельефа поверхности земли и направлен в сторону ближайшего понижения. Грунтовые воды движутся от водоразделов к речным долинам, оврагам, балкам и т. п. В местах выхода грунтовых вод на поверхность образуются родники, мочажины, заболоченность. Это места естественной разгрузки (дренирования) грунтовых вод [12].

Грунтовые воды имеют почти повсеместное распространение. Глубина залегания грунтовых вод, химический состав и температура зависят от многих факторов: геологического строения района, рельефа местности, климатических условий. В целом, зеркало грунтовых вод отражает рельеф земной поверхности. Наибольшая глубина залегания грунтовых вод отмечается на водоразделах, наименьшая ? в понижениях рельефа. Обычно грунтовые воды залегают на небольшой глубине ? от 2 до 10 м [9].

По степени минерализации воды преимущественно пресные, реже солоноватые и соленые, состав гидрокарбонатно-кальциевый, сульфатный и сульфатно-хлоридный.

Характерной особенностью грунтового потока речных долин является его незначительная ширина в сравнении с длиной. Водовмещающими породами являются песчаные и крупнообломочные аллювиальные (речные) отложения. В долинах равнинных рек это песок, песок с гравием, реже галечник, в долинах горных рек ? валуны, галечник и гравий с песчаным заполнителем. Сверху рыхлообломочные породы часто покрыты иловатыми суглинками, супесями и глинами [4].

Подземные воды в аллювиальных отложениях обычно безнапорны. Глубина залегания грунтовых вод ? от долей метра до 20 м и более (на повышенных участках долины). Мощность водоносной толщи пород обычно не превышает 20?35 м. Фильтрационные свойства аллювия крайне изменчивы, что связано с резкой неоднородностью пород по механическому составу. Наиболее водообильны крупнообломочные образования русловых отложений рек. Воды речных долин обычно пресные, гидрокарбонатно-кальциевые иногда с повышенным содержанием железа. Роль грунтовых вод речных долин в водоснабжении населенных пунктов и промышленных предприятий весьма значительна [3].

Подземные воды ледниковых отложений распространены в районах с избыточным увлажнением и невысоким испарением, поэтому питание их вполне обеспечено, а динамические запасы (естественные ресурсы) значительны. Грунтовые воды водно-ледниковых песков пресные с общей минерализацией 300-600 мг/л. В ряде районов они нуждаются в обезжелезивании и фторировании. Близкое залегание надморенных вод от поверхности земли требует тщательной охраны их от загрязнения. Наиболее перспективны для поисков подземных вод такие положительные формы современного рельефа, как песчаные озы, камы. Большие запасы пресных вод приурочены также к древним ледниковым долинам [3].

Условия формирования грунтовых вод в степях и пустынях неблагоприятны. Степи, а особенно полупустыни и пустыни в сравнении с другими районами бедны пресными фунтовыми водами и относятся преимущественно к зоне континентального засоления. Влага интенсивно испаряется здесь не только с открытой водной поверхности, но и с поверхности грунтовых вод, вызывая засоление почвенного покрова, образование солончаков и др. Ввиду слабой дренированности равнинных территорий, грунтовые воды движутся медленно, их минерализация, как правило, высокая. Все это создает значительные трудности при решении вопросов водоснабжения, особенно в полупустынях и пустынях. Однако и на их территориях, на отдельных участках могут быть обнаружены достаточные запасы пресных подземных вод [8].

Наибольший интерес для водоснабжения в предгорных районах представляют воды конусов выноса. Конус выноса ? это скопление рыхлообломочного материала (гальки, песка, гравия) в устьевой части горных потоков, в местах их выхода на равнину. Мощность грубозернистых отложений в конусе выноса огромна (от нескольких сот метров до 2?3 км) [6].

Пресные грунтовые воды распространены в головной части конусов выноса (области питания), сложенной крупнообломочным материалом и в зонах интенсивного выклинования. Запасы их значительны. В горных районах подземных вод меньше, чем в предгорных. Мощные потоки пресных грунтовых встречаются лишь в аллювиальных отложениях долин горных рек.

В целом, высоко оценивая роль грунтовых вод как источника питьевого водоснабжения, необходимо подчеркнуть, что грунтовые воды создают большие трудности при производстве строительных работ (заливают котлованы, траншеи и др.) и мешают нормально эксплуатировать различные здания и сооружения. В практике строительства чаще всего приходится принимать меры борьбы именно с грунтовыми водами [10].



Рисунок 2.3 Схема залегания грунтовой воды и ее соотношение с верховодкой [9, c. 141] I - зона аэрации; II - зона насыщения водой (грунтовая вода); III - водоупорное ложе; IV - зона капиллярного поднятия; V - верховодка; 1 - песок; 2 - водонасыщенный песок; 3 - глина; 4 - тяжелый суглинок; 5 - источник; 6 - направление движения грунтовых вод; 7 - зеркало, или уровень, грунтовых вод.

2.2 Напорные или артезианские воды

Межпластовыми напорными или артезианскими называют воды, залегающие между двумя водоупорными слоями и обладающие гидростатическим напором. В отличие от межпластовых ненапорных вод артезианские воды полностью насыщают водопроницаемый слой от подошвы до кровли. При вскрытии напорного водоносного пласта скважинами вода поднимается выше его водоупорной кровли, а при сильном напоре и низких абсолютных отметках земной поверхности может самоизливаться на поверхность с высотой фонтанирования до нескольких десятков метров. Название происходит от «Artesium» - латинского названия французской провинции Артуа, где эти воды использовались с XII века [15].

Артезианские воды обычно залегают на большой глубине и приурочены к синклинальным (прогнутым) геологическим структурам. При синклинальном залегании пластов создаются наиболее благоприятные условия для образования гидростатического напора. Напорные воды встречаются и при моноклинальном (односклоновом) залегании водоносных пластов, если последние резко изменяют свою водопроницаемость или выклиниваются. Они могут быть приурочены также и к зонам тектонических нарушений и разломов. Геологические структуры синклинального типа, содержащие один или несколько напорных водоносных горизонтов и занимающие значительные площади (до нескольких сотен тысяч квадратных километров), называют артезианскими бассейнами. При моноклинальном залегании слоев образуется артезианский склон. В артезианских бассейнах выделяют три области: питания, напора (распространения) и разгрузки. Область питания распространена в приподнятой части артезианского бассейна, в месте выхода водопроницаемых слоев на поверхность. На ее территории происходит инфильтрационное питание напорных вод и переход поверхностного потока в подземный. Подземные воды в этой области не обладают напором и относятся к типу грунтовых. В местах с низкими отметками рельефа (долины крупных рек, озерные впадины, побережья морей) обычно располагаются области разгрузки артезианских вод. Напорные воды разгружаются непосредственно в реки или отложения рек, под уровень моря или выходят на дневную поверхность, образуя родники и заболоченности. В области разгрузки напорные воды смешиваются с грунтовыми и становятся ненапорными. Общее направление движения артезианских вод - от области питания к области разгрузки. Основную площадь артезианского бассейна занимает область напора (распространения). На ее территории подземные воды находятся под постоянным напором, который возрастает по мере приближения к осевой части синклинального прогиба. Величина напора вод характеризуется пьезометрическим уровнем, т. е. уровнем, который устанавливается в скважинах при вскрытии напорных вод. Если пьезометрический уровень расположен выше поверхности земли, высоту столба воды над устьем (началом) скважин, т. е. высоту самоизлива, определяют наращиванием обсадных труб [10].

Напор воды создается благодаря перепаду отметок высот областей питания и разгрузки, т. е. обусловлен законом сообщающихся сосудов. Напорность связана также с упругими свойствами воды и вмещающих ее горных пород. Артезианские воды практически не загрязнены и, как правило, обладают значительной водообильностью. К недостаткам следует отнести необходимость в ряде случаев проходки очень глубоких скважин для вскрытия напорного водоносного горизонта [6].

Рисунок 2.3 Схема залегания артезианских вод [9, c. 156] 1 - область питания; 2 - водоносный слой; 3 - водонепроницаемые слои; 4 - самоизливающийся колодец; 5 - колодец, в котором напорная вода не изливается; 6 - пьезометрический уровень напорных вод



3. Геологическая деятельность подземных вод и проблемы их загрязнения

3.1 Разрушительная деятельность подземных вод

Подземные воды тесно связаны с водой атмосферы и наземной гидросферы - океанами, морями, озерами, реками. В природных условиях происходит постоянное взаимодействие этих вод, так называемый гидрологический круговорот. Одним из важнейших факторов, определяющих условное начало круговорота, является испарение воды с поверхности океанов, морей и поступление влаги в атмосферу. Наибольшее поступление влаги в атмосферу происходит за счет испарения в океанах. Часть образующегося водяного пара над океаном, конденсируясь, выпадает в виде осадков над самим океаном, завершая так называемый малый круговорот. В отличие от малого большой круговорот обусловлен водообменом между океанами и сушей, когда значительная часть водяных паров с океана переносится воздушными течениями на материки, где при благоприятных условиях, они конденсируются и выпадают в виде атмосферных осадков. Большая часть атмосферных осадков, выпадающих на материки, стекает по поверхности и вновь непосредственно или через реки попадает в океан, часть же осадков просачивается (фильтруется) в горные породы и идет на пополнение подземных вод, образующих подземный сток, и, наконец, некоторый объем вновь испаряется в атмосферу [6].