Круговороты підземних вод в земної коре

КРУГОВОРОТЫ ПІДЗЕМНИХ ВОД У ЗЕМНОЇ КОРЕ.

Подземные води є у земної корі у рідкої і газоподібної формах, а й адсорбуються гірськими породами, і навіть входить у кристалічну грати багатьох мінералів, беручи участь одночасно у постійних круговоротах.

Количественная оцінка мас води.

Прежде ніж можливість перейти до кількісної оцінці мас підземних вод, що у круговоротах, необхідно досить надійно визначити їх кількість в земної корі.

Наиболее достовірно оцінена маса води, зосередженого лежить на поверхні Землі - 1.3· 1024 г; основна значна її частина утворює Світовий океан. менш точно оцінюється кількість води в земної корі, хоча спроб отримати відповідне значення було чимало. Постаралися зробити те й ми.

Количество хімічно пов’язаної води (структурної), котра міститься в осадочном покрівці, сторопіло інших оболонках земної кори, прийнято з даним найповнішої і докладною зведення А. Б. Ронова, А. А. Ярошевского [1, 2]. Маси вільних і майже фізично пов’язаних вод (адсорбированных) розраховані, виходячи з умови повного заповнення ними порового простору гірських порід. Був використаний великий фактичний матеріал, отриманий при бурінні на континентах й у океані. З аналізу лабораторних досліджень кернового матеріалу визначено особливості зміни з глибиною пористости основних типів осадових порід у межах платформенных і геосинклинальных блоків континентів, опадів субконтинентальной та океанічної кори. Загалом у осадової оболонці земної кори міститься, за нашими даними, 3.0· 1023 р, тобто. приблизно 4.5 рази менше, ніж у сучасному океані.

Более складна оцінка кількості води в гранітній і базальтовій оболонках. Аби вирішити проблеми було притягнуті результати теоретичних досліджень А. Б. Ронова, Ф. А. Летникова і У.Файфа. Загальна кількість підземних вод у тих оболонках приблизно 4.3· 1023 г. Сумарна кількість всіх типів природних вод, які у земної корі, за нашими даними, становить 7.3· 1023 г, близько 50% від безлічі поверхневою гідросфери (табл.1).

(статечні показники зліва-направо — 24, 20, 20, 20).

Глобальные потоки підземних вод.

Подземные води є рухливу фазу земної кори й у постійному круговерті. Відомості про глобальному круговерті природних вод для поверхневих циклів, включаючи массоперенос підземних вод у верхній гідродинамічної зоні активного водообміну, віддавна увійшли до шкільні підручники. У той самий час відбуваються круговороти вод глибоких горизонтів земної кори. Оцінюючи массоперенос цих вод, ми розглядали форми існування, тобто. зв’язок між рідкої та міцної фазами (підземними водами і гірськими породами), і навіть вплив тиску і температури, які обмежують існування таких зв’язків. Виділяються три основних типи массопереноса підземних вод: гідрогеологічний, реалізований вільними потоками; литогенетический, визначається фізично пов’язаної водою, і геологічний, обумовлений перенесенням і виділенням води, що входить у кристалічну грати мінералів [3].

Гидрогеологический цикл круговороту є пересування вільних вод від галузі харчування до місць їх розвантаження на земної поверхні. У ньому виділяються потоки зони активного водообміну, пов’язані з верхніми частинами земної кори і дренируемые місцевої эрозионной мережею, і потоки глибокого уповільненої водообміну, розвантаження яких ввозяться найбільш врізаних долинах великих річок, улоговинах озер чи прибережних частинах морських басейнів. Маса вод, що у гидрогеологическом циклі, підрахована із хорошою влучністю і становить для верхньої зони 9.6· 1018г/год, та нижньої - 0.6· 1018(табл.2).

(статечні показники у шапці - 24, 24; в стовпці - 18, 15, 15, 15, 15, 15, 18, 15).

Литогенетический цикл круговороту підземних вод залежить від фізичному зв’язуванні води під час седиментации, наступному перенесення її разом із породами на більш глибокі частини осадових басейнів, де під час досягнення певних температур і тисків поступово переходить частково в вільне, а частково в хімічно пов’язане стан. Є дві основні галузі литогенетических массопотоков: континентальна і океанічна.

При зануренні і ущільнення порід у осадових басейнах континентів фізично пов’язана вода перетворюється на вільне стан. Інтенсивність цього процесу становить 4.4· 1015г/год. Більшість вод вступає у водоносні горизонти й у остаточному підсумку потрапляє на земну поверхню. Перетворення пов’язаних вод в вільні обумовлює виникнення зон аномально високих шарових тисків, у яких часто формуються нафтові поклади. Що стосується перевищення гідростатичного тиску над литостатическим (тобто. міцністю) гірські породи тріскаються та води проникають у вышележащие товщі. Надалі відбувається їхнє розвантаження на земної поверхні чи морських акваторіях — як грязьового вулканізму.

В межах океанічного блоку земної кори фізично пов’язані води осадових порід (I сейсмічного шару) у процесі дрейфу літосферних плит і наступного субдукции опускаються з вміщуючими їх породами під континентальну кору. Утворюються острівні дуги й активні околиці континентів, де у остаточному підсумку вода також перетворюється на вільне стан, беручи участь у формуванні гідросфери цих активних структур. Інтенсивність виділення вільних вод оцінена (з вмісту у породах пов’язаної води та максимального часу на їхнє існування ~200 млн років) в 0.4· 1015г/год.

Геологический цикл массопереноса підземних вод характеризується послідовними процесами гідратації мінералів і в міру занурення гірських порід подальшим дегідратацією під час регіонального метаморфізму.

На континентах вода пов’язані з гранитно-метаморфической оболонкою. Спрямовані вниз фізично пов’язані води, котрі виділяються в осадових басейнах, — основне джерело гідратації порід на ранніх етапах метаморфізму. Глибші горизонти характеризуються зростанням тиску і температури і відповідно вищими стадіями метаморфізму. У умовах хімічно пов’язані води переходить до вільне стан. Інтенсивність цього процесу невелика і як приблизно 0.04· 1015г/год. Формування зон обводнених разуплотненных порід, розкритих Кольській сверхглубокой свердловиною на глибині 6−8 км не більше Балтійського щита, очевидно, пов’язані з подібними процесами.

Более динамічний геологічний цикл массопереноса підземних вод з вулканогенно-осадочными і базальтовими породами (II і III сейсмічних верств) океанічній кори. Він характеризується процесами гідратації основних порід у ході рифтогенеза, перенесенням гидратированных порід у результаті дрейфу літосферних плит і наступного дегідратацією при регіональному метаморфизме в зонах занурення під континентальну кору. Маса що виділяються у своїй вільних вод (з змісту хімічно пов’язаної води в породах океанічній кори і максимального часу на їхнє існування ~200 млн років) поцінована в час 0.4· 1015г/год. Які Утворюються після цього високотемпературні флюїди — джерело харчування гидротерм острівних дуг і політично активних континентальних околиць і з діючих сил розвитку вулканічних процесів. Маса щорічно які виникають при виверженні порід ~6· 1015г/год, середнє зміст води в магмі приблизно 3%; при грубому підрахунку виявляємо, що у вулканічному процесі бере участь ~0.2· 1015г/год води.

Особенности фазових переходів води при високих температур і трещиноватость порід призводять до формуванню в зонах острівних дуг і політично активних континентальних околиць гидротермальных конвективных ячей, спадне ланка яких — холодні океанічні чи метеорні води (атмосферні опади). Висхідний ж ланка ячей складається із трьох основні джерела: фізично і хімічно пов’язаних вод, які виділяються з осадових і вулканічних порід океанічного блоку земної кори, і навіть вранішнього потоку нагрітих підземних «колишніх» метеорних вод. Сумарний висхідний гидротермальный массопоток на підставі даних про конвективном винесення тепла подібними системами оцінено у 4· 1015 г/год. Приблизно 15% гидротермального массопотока (0.6· 1015г/год) припадає на вивільнюваних пов’язаних вод, інші ж 85% (3.4· 1015 г/год) — частку низхідній і висхідній гілок гидротермальных вод метеорного походження.

Наконец, необхідно коротко зупинитися на массопотоке води з мантії. Мантийный флюїд можна як суміш водневого і вуглеводневої компонентів. При міграції, що з висхідній гілкою конвекції речовини мантії, відбувається окислювання які його складають, що у остаточному підсумку призводить до синтезу води, маса якої наближено становить 0.25· 1015 г/год.

Таким чином, кількісну оцінку структури основних массопотоков підземних вод в земної корі показує, що домінують води, формують гідрогеологічний цикл круговороту. Його массопотоки понад три-чотири порядку перевищують маси фізично пов’язаних (адсорбированных) вод, що виділяються під час литогенетического циклу, і чотири-п'ять порядків — маси хімічно пов’язаних вод (входять до структури мінералів), вивільнюваних у процесі геологічного циклу круговороту.

Вместе про те перехід таких вод у вільне стан, реалізований в товщі земної кори, має виключно велике геологічне значення. З такими процесами пов’язані істотні зміни речовини гірських порід, формування родовищ з корисними копалинами (зокрема і горючих), і навіть розвиток низки ендогенних, часто катастрофічних, явищ.

Влияние підземних вод, на зміна рівня Каспію.

В цієї частини статті спробуємо показати, як отримані досить загальні дані можна використовувати під час вирішення конкретних питань.

Наиболее підходящої моделлю виявився Каспійський осадовий басейн. Він привертає мою увагу, з одного боку, як найбільша нафтогазоносна провінція, з другого — у зв’язку з різким зміною рівня моря, що сталося межі 70−80-х років. Значне підвищення рівня Каспію стало великим сюрпризом для гідрологів, що намагалися пояснити цього прикрого феномена зміною водного балансу Землі. Геологи ж, котрі підключаться до вирішення проблеми, пов’язують це явище особливостям тектонічного розвитку Каспійській западини. Так Н. А. Шило та інших. висловив припущення зв’язок рівня Каспію з напругами в земної корі: відходом води з його акваторії в надра при розтягненні і надходженням — при стискуванні.

Впадина Каспійського морів (територія, зайнята акваторією моря) витягнута в меридиональном напрямі. Довжина її близько 1200 км, а ширина — близько 320 км. Загальна маса води в Каспійському море сягає 0.8· 1020 р, сама ж середня глибина — 160 м.

.

Баланс підземних вод осадового чохла Південної мегавпадины Каспійського басейну, 1020 г. Римськими цифрами є такі: I — Каспійське море, II — плиоцен-четвертичный осадовий комплекс, III — доплиоценовый осадовий комплекс..

.

Баланс підземних вод осадового чохла Каспійській западини. Римськими цифрами є такі: I — Прикаспійська синеклиза; II — Туранська плита; III — область альпійської складчатости Середнього Каспію; IV — область альпійської складчатости Південного Каспію; V — Каспійська западина. Легенда згори донизу — маса вод, захоплених ході седиментацией, виділилися при еволюції осадового чохла, збережених в осадочном чехле..

.

Современный орієнтовний баланс природних вод літосфери. 1 — маса природних вод, які у окремих ланках гідросфери і оболонках земної кори; 2 — перенесення вільних природних вод, г/год; 3 — перехід природних вод з вільного в пов’язане стан, г/год; 4 — перехід природних вод з пов’язаного у вільне стан, г/год..

(Статечні показники у певом стовпці: 2, 21, 21, 20, 20, 20).

На території, займаній сучасним Каспієм, виділяються три основних геолого-структурных елемента: у північній частині частини — південь Прикаспійської синеклизы, у центральній — Скифско-Туранская плита, ніяких звань і півдні - зона альпійської складчатости. Остання своєю чергою ділиться на Северо-Западную, прилягає до сході кінцевої частини Великого Кавказу, та Південну, яка була велику мегавпадину на базальтовому підставі.

Это районування і лягло основою наближеною оцінки мас підземних вод в осадочном чохлі Каспійського басейну. Потужність порід у ньому коштує від 5−6 км у зоні Скифско-Туранской плити до 30 км бегемотів у Південній мегавпадине. За нижню межу осадових відкладень прийнято різновікові породи консолідованого фундаменту.

Для кількісних розрахунків побудована наближена просторова модель Каспійського осадового басейну. Нею оцінили середні потужності, об'єм і маса порід осадового чохла для головних геолого-структурных елементів.

Для розрахунку кількості води в осадочном чохлі Каспію використовувалася методика, яку ми розповіли вище. Більшість параметрів (особливо значення пористости гірських порід різних типів) отримані за результатами буріння межах Дагестану, тобто. в безпосередній близькості до Каспію. З досить наближених розрахунків слід, що у осадової товщі Каспійського басейну міститься приблизно 11.9· 1020 г пов’язаних і вільних підземних вод, із яких останні доводиться 7.4· 1020 г, що практично нічого значно перевищує масу води Каспійського морів (0.8· 1020 р). Причому переважна більшість цих вод (5.3· 1020г) зосереджена Южно-Каспийской западині [4].

Геологическая історія Каспійській западини щонайтісніше пов’язана з розвитком океанічних і морських басейнів, й у першу чергу Тетиса. Еволюція Південного Каспію була пов’язані з морської седиментацией [5]. У Середньому і Північному Каспії ж таки існували окремі перерви в морському осадконакоплении. Але вони не зіграли значної роль формуванні осадової товщі, і для наших розрахунків можна припустити, основна маса осадового чохла в присутності природних поверхневих вод. Осаждаясь, мінеральну речовина захоплює значну кількість фізично пов’язаних вод [6].

За час існування западини осадовими породами при седиментации захоплено більш 40.7· 1020 г вільних і майже фізично пов’язаних вод. У тому числі 7.4· 1020 г збереглися до нашого часу. Велика ж його частина (33.3· 1020г) під час еволюції западини виділилася і вчинила знову на океанічні і морські акваторії (табл. 3). У межах Північного Причорномор’я та Середнього Каспію складові балансу невеликі і порівняно близькі одна одній. Різко виділяється Південний Каспій, частку частку якого припадає приблизно 2/3 маси підземних вод. У осадової товщі Південної мегавпадины Каспію за 185 млн років еволюції було акумульовано 24.9· 1020 г вільних і майже фізично пов’язаних підземних вод. У процесі розвитку басейну 19.6· 1020 р повернули назад, причому 6.2· 1020 г їх за останні 5 млн років.

Если розподілити весь обшир води, выделившуюся з верхнього поверху осадової товщі Південного Каспію, площею сучасного Каспію, то «за 5 млн років має був утворитися шар потужністю 1.68 км. Розрахунок носить, звісно, умовний характер, позаяк у неминучого у протягом аналізованого відрізка часу Каспій мав іншу, ніж у сучасну епоху, площа акваторії, іноді велику, інколи ж меншу.

Попробуем також оцінити сумарний підйом рівня Каспію через те ж среднеплиоцен-четвертичное час. І тому було використано криві зміни рівня Каспію, побудовані Ю. Г. Леоновым із колегами по сейсмостратиграфическим даним [7]. Було зафіксовано 23 досить тривалих етапу підйому рівня тривалістю від 20 до 600 тис. років, з амплітудою від 10 до 580 м.

Суммарная величина всіх підйомів рівня Каспію за 5 млн років дорівнює 1.8 км, тобто. досить близька до верстви підземних вод, виділилися з среднеплиоцен-четвертичных відкладень лише Південної западини за ж період.

Но необхідно пам’ятати розбіжність акваторій басейну Каспію у минулому і теперішньому. З іншого боку, джерелом вільних і пов’язаних вод осадового чохла Каспію можуть і потоки, частина яких захоранивается у процесі еволюції осадового басейну отже вже входить у водний баланс моря. І, насамкінець, аналізовані коливання рівня мають макрохарактер, а численні мікроколивання, тривалістю і від кількох до десятиліть, залежні тільки від кліматичних, а й інших чинників, зокрема і розвантаження підземних вод осадового чохла, під час розрахунків не враховуються.

Если допустити існування узвичаєного седиментогенного режиму на Каспійському басейні, то середні темпи виділення підземних вод з верхнього поверху осадової товщі Південного Каспію протягом останніх 5 млн років мають становити 0.1· 1015г/год. Але як недавно показав В. И. Дюнин, у сприйнятті сучасних осадових басейнах вертикальні массопотоки підземних вод переважають над горизонтальними, що ми, очевидно, і спостерігаємо не більше Каспію.

Высокой швидкістю накопичення опадів бегемотів у Південній улоговині Каспію пояснюється разуплотнение глинистих порід вже в порівняно невеликих (~2 км) глибинах процес формування аномально високих шарових тисків, створюють своєрідний гідродинамічний режим осадової товщі. У осадочном чохлі Каспію на відміну інших схожих районів зона разуплотнения порід існує і великих глибинах. Вона встановлена у Південної улоговині на глибинах 7−13 км [8]. Середня її потужність ~4 км, а при 10% пористости ця галузь повинна містити ~0.6· 1020 р води, що близько до масі води в сучасному Каспії. Очевидно, і є той резерв, який за сприятливі умови може вивантажуватися в акваторію Каспію. Маса цих вод, на чотири порядки більше маси води, визначальною щорічне підвищення (починаючи з 1978 р.) моря (1.1· 1016 г/год).

Какие ж висновки можна зробити висновки з наведених спостережень і обгрунтованість розрахунків? Підземні води, котрі виділяються з осадового чохла Південного Каспію, вносять певний внесок у піднесення неї. Та найшвидше вони одна з багатьох складових. Повністю пояснити підйом рівня протягом тривалого часу вони ж що неспроможні.

Подводя підсумок усього сказаного вище, відзначимо, що маса підземних вод в земної корі досить великий, і вони з різну швидкість беруть участь у постійному круговерті. Зазвичай, у наукової і особливо науково-популярній літературі розглядають круговорот підземних вод зони активного водообміну (гідрогеологічний з нашого класифікації), з яким пов’язані як проблеми водопостачання, і розвиток більшості екзогенних геологічних процесів. Але виявляється, що ні менше значення мають значення і массопотоки підземних вод глибших горизонтів. При певних тектонічних процесах можуть спричинить надходженню значних мас води в моря, регулюючи (у разі замкнутості останніх) їх науковий рівень, як і можливо відбувається на Каспії.

1. Ронов Г. Б. Осадові оболонки Землі. М., 1988.

2. Ронов Г. Б., Ярошевский А. А. // Геохімія. 1976. № 12. С.1763−1795.

3. Зверев В. П. Массопотоки підземної гідросфери. М., 1999.

4. Зверев В. П., Варванина О. Ю., Костикова І.А. // Геоэкология. 1998. № 5. С.93−99.

5. Зверев В. П., Костикова І.А. // Геоэкология. 1999. № 3. С.260−267.

6. Зверев В. П. Гидрогеохимия осадового процесу. М., 1993.

7. Леонов Ю. Г., Антипов М. П., Волож Ю. О. та інших. // Глобальні зміни природного довкілля. Новосибірськ, 1998. С.39−57.

8. Гулієв І.С., Павлинова Н.І., Роджанов М. М. // Літологія й придатні копалини. 1998. № 5. С.130−176.