Материал: Общая гидрогеология Кирюхин В.А..docx101

испаряемость на большинстве континентов превышает ко­личество выпадающих осадков; особенно эта разница велика на Аф­риканском и Австралийском континентах, что свидетельствует об аридности климата; гумидный климат наблюдается в Европе и Юж­ной Америке;

атмосферные осадки, выпадающие на континентах, тратят­ся, в основном, на испарение и образование речного стока. По доле атмосферных осадков, расходуемой на образование речного стока, континенты выстраиваются в такой ряд: Южная Америка (41 %), Северная Америка (38%), Азия (37%), Европа (31%), Африка (17 %), Австралия (9 %). Количественно поверхностный сток в Юж­ной Америке в 2-20 раз больше, чем на других континентах.

По отношению испаряемости к количеству выпавших осад­ков выделяют пять климатических зон: избыточного увлажнения (при отношении этих показателей меньше 0,78), достаточного ув­лажнения (0,78-1), переменного (1-1,34), недостаточного (1,34-1,6), аридного (более 1,6).

Указанные климатические зоны совпадают с геоботаниче- скими зонами. Например, для европейской части России зона избы­

точного увлажнения совпадает с областью распространения хвой­ных и смешанных лесов. Зона достаточного увлажнения охватывает смешанные и лиственные леса. Зона переменного увлажнения гео­графически совпадает с лесостепью, а зона аридного увлажнения - с областью распространения степей и пустынь.

Знание климатической зональности дает ключ к пониманию природных процессов, происходящих в почвенно-покровных отло­жениях, зоне аэрации и верхних водоносных горизонтах. Эти зако­номерности в значительной мере определяют условия формирова­ния почв и подземных вод в верхней части гидрогеологического разреза. Такая связь чрезвычайно важна для изучения химической зональности грунтовых вод и для оценки влияния климатических условий на глубину залегания грунтовых вод, их температурный режим и ресурсы.

Поверхность суши весьма неоднородна. Ее образуют раз­личные виды ландшафта, отличающиеся рельефом, степенью леси­стости, заболоченности, озерности, густотой речной сети, почвенно­растительным покровом, геологической обстановкой, урбанизиро- ванностью территорий. Поэтому в конкретных регионах параметры водного баланса существенно не совпадают с усредненными данны­ми, приведенными выше. Конкретные данные по регионам могут быть получены по результатам наблюдений на гидрологических ме- теопостах, публикуемым в соответствующих бюллетенях, ежегод­никах и справочниках. Гидрогеологу об этом важно помнить, по­тому что формирование пресных вод начинается в атмосфере. Сна­чала влага испаряется с земной или водной поверхности, а после конденсации водяных паров возвращается на Землю в виде атмо­сферных осадков. Вот отсюда и начинается гидрогеологическая «бухгалтерия».

Несколько необычная ледово-балансовая обстановка созда­ется в районах развития покровно-ледового оледенения, в Антарк­тиде и Гренландии. Она определяется отношением процессов пита­ния, аккумуляции и абляции (уменьшения массы ледника в резуль­тате испарения, таяния, откола айсбергов). В настоящее время в рас­сматриваемых районах баланс льда отрицателен: в Антарктиде ежегодно теряется 366 км³ льда, а в Гренландии 12 км³.

Баланс природных вод. Предыдущие разделы содержали большое количество данных, характеризующих распространение воды в разных оболочках Земли. Для некоторых условий была дана характеристика элементов водного баланса. Теперь следует под­вести итоги и рассмотреть водный баланс планеты в целом. Отме­тим только, что по степени достоверности численные значения многих параметров вполне надежны, а некоторые колебания значе­ний, полученные разными авторами по разным методикам, вполне допустимы.

Главными составляющими водного баланса Земли являются: испарение, осадки и сток. Водяной пар, который образовался в ре­зультате испарения с поверхности океана и суши, конденсируется в атмосфере и выпадает на поверхность Земли, пополняя ее водные ресурсы. Главным резервуаром Земли служит Мировой океан. По­стоянное количество воды в нем поддерживается атмосферными осадками и стоком воды с материков. На суше атмосферные осадки распределяются на две области: сточные и бессточные. В сточных областях воды посредством подземного и поверхностного стока на­правляются на периферию к границе суша - океан. В бессточной области такого выхода не имеется. В них сток замыкается на внут­реннюю котловину, как, например, в бассейне Каспийского или Аральского морей.

Общее уравнение водного баланса для Мирового океана, для областей суши, имеющих сток в океан, и для бессточных областей соответственно имеет вид

Z_M—X_M + Y', Z_C = X_C — Y', Z_6o = А'бо,

где Z - испарение; X- осадки; Y- сток.

Просуммировав эти выражения, получим уравнение водного баланса для всего земного шара:

Z_M + z_c + z_6o = х_ы + х_с + х_б0.

Основные элементы водного баланса Земли представлены в табл.4.

* Приток речных вод.

МКС

По продолжительности цикл поверхностного стока можно отнести к числу мобильных, его длительность измеряется сутками и десятками суток, что соответствует длительности паводков и поло­водий. По М.И. Львовичу, интенсивность полного водообмена по­верхностного стока оценивается в среднем для земного шара при­близительно в 0,033 года. Согласно О.А. Алекину, средняя минера­лизация вод речного стока равна 89,2 мг/л, а ежегодный вынос в океан растворенных солей достигает 3171 млн т.

Цикл подземного стока. Под циклом подземного стока сле­дует понимать процесс водообмена между океаном и сушей, проте­кающий по схеме: океан —» атмосфера —* суша —» инфильтрация в горные породы —» подземный сток в реки и вместе с поверхностны­ми водами в океан (или непосредственно в море).

Годовой объем подземного стока для земного шара в целом не подсчитывался. Однако о порядке этой величины говорить можно. По М.И. Львовичу, подземный сток через реки составляет 12000 км³/год, по данным О.А. Алекина приблизительно 11360 км³/год.

Непосредственный сток подземных вод в Мировой океан, т.е. сток вдоль береговой линии и на шельфе, в среднем равен при­мерно 2 % притока речных вод и по ориентировочным оценкам из­меняется от 800 до 2500 км³/год. Дифференцированные оценки по континентам, островам, отдельным морям дали примерно такие же результаты (сумма 2400 км³/год, по континентам 1485 км³/год).

Часть атмосферных осадков, выпавших на дневную по­верхность, просачивается в горные породы. Г.В. Богомолов оце­нивает инфильтрацию атмосферных осадков для европейской части нашей страны, % от их годовой суммы: лессовидные поро­ды 15-20, глины и суглинки 10-12, песчаные отложения 22-28, трещиноватые породы 35-45, закарстованные породы 50-60. В различных ландшафтно-геологических условиях в зависимости от рельефа, характера почвенно-покровных отложений, мерзлотных условий инфильтрация изменяется довольно существенно. С глу­биной скорость движения инфильтрационных вод и интенсив­ность водообмена заметно уменьшаются. Воды с нисходящей ветви движения переходят на восходящую и оказываются, в конце кон­цов, на дневной поверхности. Выходы подземных вод на поверх­

ность называются источниками (родниками). Довольно часто раз­грузка подземных вод происходит скрытым образом через русла рек. «Откачивать» подземные воды могут и растения через корне­вую систему, обеспечивая свое водное питание. Интенсивность разгрузки подземных вод может быть определена различными способами: по расходу родников (количество воды, вытекающей из них в единицу времени), по линейной разгрузке подземных вод в русла реки (в кубических метрах в секунду на 1 км русла реки), по испарению с различных поверхностей: растительности (транс­пирации), разных видов ландшафтов и т.д.

Для оценки ресурсов подземных вод используются харак­теристики родникового стока, подземного стока в реки и модули подземного стока. Последние представляют собой расход подзем­ного потока, отнесенный к единице водосборной площади. Ука­занные показатели характеризуют интенсивность водообмена, ресурсные возможности рассматриваемого региона. Существует еще один важный показатель круговорота воды - продолжитель­ность цикла, т.е. время, которое вода должна затратить, чтобы пройти путь от области питания до области разгрузки. Это время зависит от длины пути, гидродинамических условий, фильтра­ционных свойств пород, палеогидрогеологического прошлого. Его величина изменяется в диапазоне от нескольких месяцев до 5-10 тыслет.

Химический состав и минерализация вод, участвующих в цикле подземного стока, довольно пестрые, но изменяются более или менее закономерно в зависимости от физико-географических, геологических и гидродинамических условий. Средняя минерализа­ция подземных вод, разгружающихся в моря и океаны, 200 мг/л, а суммарный ионный сток 1,3 • 10⁹ т/год. Увеличение глубины цирку­ляции и продолжительности нахождения вод в недрах и другие при­чины приводят к накоплению в них солей разнообразного состава и повышению минерализации до 1 г/л и более.

На основании сказанного определим значение климатическо­го круговорота для подземной гидросферы:

• он обеспечивает создание зоны пресных вод и непрерывное пополнение ее ресурсов;

• под его влиянием образовались разные виды гидрогеологи­ческой зональности (гидрогеодинамическая, гидрогеохимическая, температурная и мерзлотная);

• благодаря ему возник водообмен внутри земных оболочек и между ними.

Геологический круговорот. В геологическом круговороте можно выделить три основных цикла, или ветви, движения воды. Первый цикл круговорота по схеме осадочный бассейн —► складча­тая структура —► осадочный бассейн можно назвать литогенетиче­ским. Второй цикл обусловлен движением литосферных плит на океаническом дне, явлениями спрединга и субдукции, серпентини- зацией и десерпентинизацией пород. А.Н. Павлов назвал этот цикл собственно геологическим [36]. Более точное его название - субдук- ционный. Третий цикл связан с образованием мантийных плюмов, которые зарождаются на границе мантии и ядра, нижней и верхней мантии. Назовем его мантийным.

Глубинные ветви геологического круговорота не поддаются непосредственному наблюдению, их изучают по результатам геофи­зических исследований.

Литогенетический цикл. Цикл начинается с трансгрессии моря, осадконакопления, погружения осадочных толщ, сопровож­дающегося отжатием седиментогенных вод из водоупоров (глини­стых, соленосных, карбонатных пород) в коллекторы (пески, песча­ники, трещиноватые породы и др.). Эти процессы, протекающие при литификации пород, называются элизионными.

Наряду с элизионными водами появляются возрожденные воды при дегидратации монтмориллонитовых глин с превращением их в гидрослюдистые, гипсов с преобразованием их в ангидриты и т.д. Возрожденные воды, как и элизионные, поступают в коллекто­ры. Далее можно выделить две ветви литогенетического цикла: нис- ходяще-восходящую, обусловленную погружением водосодержа- щих пород в зоны метаморфизма и магматизма, и восходящую, свя­занную с подъемом и делитификацией пород.

Рассмотрим первую ветвь. С глубиной и значительным по­вышением температуры и давления в недрах процессы диагенеза и катагенеза сменяются процессами метаморфизации, сопровождаю­

щимися перекристаллизацией пород, выделением в свободную фа­зу кристаллизационных и конституционных вод. Как показал

С.Л. Шварцев [47], наряду с дегидратацией пород происходит син­тез воды при соединении гидроксильной группы и ионов водорода, образующихся при перекристаллизации пород. Доля метаморфоген- ной воды, которая выделяется при глубинных геохимических про­цессах, может достигать 15-25 % по массе. Каждая из стадий мета- морфизации пород: цеолитовая, зеленосланцевая, эпидот-альби- товая, амфиболитовая и гранулитовая - сопровождается соответст­вующей потерей воды. На заключительных стадиях оставшееся ее количество в породах не превышает долей процента.

В условиях складкообразования проявляется этап магматиз­ма, на котором магма может или поступать в зону метаморфизма из подкоровых глубин, или непосредственно формироваться в этой зо­не при расплавлении осадочных и метаморфических пород. Так об­разуются магматогенные воды, которые частично пополняются во­дами из метаморфизующихся пород.

Заключительный этап первой ветви литогенетического цикла связан с внедрением магматических очагов в верхние горизонты ли­тосферы и проявлением вулканизма. На этом этапе поднимаются к поверхности и магматогенные растворы. Следует отметить, что вос­ходящее движение вод наблюдается на всех рассмотренных выше этапах, но на последнем из них поднимающиеся вверх воды наибо­лее интенсивно смешиваются с инфильтрационными водами, проса­чивающимися вниз с поверхности. Необходимо помнить также, что попадание пород в различные термодинамические условия сопро­вождается переходом вод из одного состояния в другое, постепен­ным их вытеснением с глубины в верхние оболочки Земли. Таким образом осуществляется взаимосвязь гидрофизических зон Земли, содержащих воду с различным структурным состоянием.

Теперь рассмотрим восходящую ветвь литогенетического цикла. Трансгрессия моря сменяется его регрессией и поднятием территории. На этом этапе происходит делитификация и денудация пород, начинается интенсивное внедрение инфильтрационных вод в существующие коллекторы. Эти воды постепенно заменяют седи- ментогенные воды. Однако такая замена обычно является неполной.

В некоторых местах образуются смешанные воды - инфильтрацион- но-седиментогенные. Среди инфильтрогенных вод спорадически сохраняются остатки древних седиментогенных вод, сами же ин- фильтрационные воды не просто вытесняют седиментогенные, но смешиваются с ними, образуя языки проникновения. Более того, на инфильтрационном этапе водообмена возможен процесс всасывания вод из пород-коллекторов в водоупорные толщи, чаще всего в гли­ны. В этот процесс втягиваются не только седиментогенные воды, но и поступающие инфильтрационные. Очевидно, что неоднократ­ная смена трансгрессий и регрессий моря чрезвычайно усложняет гидрогеологическую обстановку в системе вода - порода.

Наиболее важная особенность рассматриваемого цикла за­ключается в том, что поступление океанических вод на континент и поступление самих пород происходит одновременно по схеме оке­ан - морские осадки (горные породы). Этот процесс происходит в основном на шельфе: 90 % осадочных пород, известных нам по гео­логическим разрезам, образовалось в прибрежной зоне. В этом от­ношении литогенетический цикл является элементом развития кон­тинентальной коры, и его связь с климатическим круговоротом представляется естественной. На инфильтрационном этапе метео- генные воды проникают в породы, содержащие первичные океани­ческие воды, смешиваются с ними и вовлекают их в климатический круговорот. Таким образом, в определенных условиях литогенети­ческий цикл взаимодействует с климатическим водообменом. Ос­новные этапы изменения геологической обстановки, которые опре­деляли перемещение воды в процессе литогенетического цикла, представлены на рис. 14.

Субдукционный цикл. Этот цикл связывается со схемой дви­жения океанического дна и системой конвективных потоков в верх­ней мантии, разработанной в теории плит. В соответствии с теорией, океаническая кора и подстилающая ее мантия в пределах отдельных блоков каждой конвективной ячейки перемещаются с одинаковой скоростью как единое целое от срединных хребтов и возвышенно­стей к обрамляющим океаны континентам. Различие в скоростях перемещения отдельных блоков приводит к образованию крупных разломов между ними. На нисходящей ветви движения блоки по-

гружается под них на участках глубоководных желобов. Вероятно, одна часть свободной связанной воды принимает участие в форми­ровании гранитного слоя коры континентов и возвращается в океан при помощи климатического круговорота лишь при выходе этой ко­ры на поверхность материков и через вулканические каналы. Другая часть может вовлекаться в обратные подкорковые течения и воз­вращаться в океан через зоны срединных океанических хребтов и возвышенностей и через подводные извержения магмы. Темпы этого водообмена примерно 1 км³/год.

С точки зрения общего водообмена, субдукционный цикл не имеет большого значения, но его геохимическую роль не следует недооценивать. Серпентинизация перидотитов сопровождается вы­делением в океан больших количеств железа, магния, кобальта, ни­келя, марганца и некоторых других элементов.

Мантийный цикл. В конце прошлого века для изучения глу­бинного строения Земли были применены методы сейсмотомогра­фии. Они установили различие в природе и характере распределения тепловых потоков в зонах субдукции и областях проявления ман­тийных плюмов. Роль последних в глубинной геодинамике Земли, как показали последующие исследования, оказалась настолько важ­ной, что возникла необходимость выделить новое направление гео­тектоники - плюмовую тектонику. Во взаимодействии с тектоникой плит мантийные плюмы сыграли весьма существенную роль в гео- динамической эволюции Земли [24].

Рассмотрим особенности формирования плюма-«долгожи- теля» (рис. 15). С ядра и мантии всплывает плюм, имеющий «голо­ву» и горячий «канал-хвост». Через этот канал мантийный материал поступает к «голове». Всплывая к литосфере, эта «голова» расплы­вается в шляпку гриба. В кровле плюма образуется магма, и начина­ется трапповый магматизм. Масштабы действия плюма характери­зуют следующие данные: мощность шляпки плюма достигает 100 км, а размеры ее в плане 1000-4000 км, продолжительность суще­ствования шляпки плюма 100-120 млн лет. Плюмы-«долгожители» могут образовываться при расколе континентов, их обломки опус­каются до ядра и дают начало восходящим плюмам.

тем очевидно, что вместе с плюмами перемещаются огромные мас­сы мантийного вещества, образуются миллионы кубических кило­метров магматических пород, что в результате водообмена между литосферой и мантией происходит внедрение в земную кору зна­чительных объемов вод мантийного происхождения. Все это опре­деляет значительную роль мантийного цикла в геологическом кру­говороте воды.

Изучение геологического круговорота воды позволяет сде­лать следующие выводы:

1. Каждый из выделенных циклов геологического круговоро­та имеет свою область водообмена: литогенетический - платфор­менные и геосинклинальные структуры; субдукционный - лито- сферные плиты; мантийный — мантийные плюмы. Между назван­ными областями существуют узкие зоны перетока воды как в одну, так и в другую сторону. В определенных условиях возникают зоны водообмена между областями геологического и климатического круговоротов.

Вода в гидросфере находится в постоянном движении, ко­торое обеспечивает постоянный водообмен как внутри водоносных систем, так и между ними, как внутри частей гидросферы, так и в целом в ее пределах между внешними границами.

5. Гидросфера обеспечивает самый высокий коэффициент полезного действия планетарных тепловых систем, являясь, таким образом, главным регулятором аккумуляции и переноса тепла на нашей планете.

6. Гидросфера участвует в создании различных типов при­родных и техногенных систем, обеспечивает их функционирование и взаимосвязь между собой. Вода является наиболее активным ком­понентом этих систем, и ей принадлежит главная организующая роль в процессах, которые в них происходят.

Теперь можно дать более полное определение гидросферы по сравнению с тем, что было дано ранее. Гидросфера - это геоло­гическая система, объединяющая все известные нам формы природ­ных вод (физические, химические, биологические). Воды формиру­ют квазизамкнутые группы по принципу коллективной структуриза­ции, которая обеспечивает наиболее эффективный массо- и теплопе- ренос из глубин Земли к ее внешней границе.

3. Физические поля земли, гидрогеологические закономерности и законы гидрогеологии

При изучении подземной гидросферы - объекта гидрогеоло­гических исследований - нельзя пренебречь ролью геофизических полей, которые существенно влияют на состояние и движение под­земной гидросферы. Необходимо также усвоить, насколько важно знание гидрогеологических закономерностей для понимания кон­кретных гидрогеологических процессов и явлений. Это позволит подойти к наиболее высоким ступенькам гидрогеологического по­знания - гидрогеологическим законам.

Геофизические поля Земли. В учебнике [14] этому вопросу была посвящена отдельная глава, поскольку именно изучение гео­физических полей позволяет установить основные гидрогеологиче­ские закономерности.

Гравитационное поле. Атмосферные осадки, просачиваясь в горные породы, дают начало инфильтрационным водам, которые движутся вглубь под действием силы тяжести. На первых порах

движением воды будет управлять гидростатическое давление, пред­ставляющее собой давление столба воды над точкой движения пото­ка. Полная энергия движущегося подземного потока характеризует­ся динамическим напором (рис. 16):

Hj = h_p + Z + U²l(2g),

где Hj - гидродинамический напор; h_p - пьезометрическая высота (высота давления); Z - высота точки измерения относительно плос­кости сравнения (геометрическая высота); U - скорость движения жидкости; g - ускорение свободного падения.

давление. Кроме того, на формировании пластового давления могут сказываться тектонический режим, сейсмические толчки, замерзание и оттаивание пород, накопление газа, магматические и многие другие процессы. В результате пластовое давление может стать больше гид­ростатического и даже геостатического и тогда возникнут так назы­ваемые сверхвысокие пластовые давления. В некоторых случаях пла­стовое давление может оказаться ниже гидростатического. Такие ус­ловия возникают на участках поглощения подземных вод, всасываю­щего эффекта в условиях глубоких тектонических нарушений и др. Пластовое давление в подобной обстановке называется сверхнизким.

Г.С. Вартанян и Г.В. Куликов предложили ввести понятие о гидрогеодеформационном поле Земли [5]. Это ноле формируется в результате пульсационного перераспределения флюидов в лито­сфере под действием сейсмических и техногенных процессов и проявляется в виде гидродинамических и физико-химических ано­малий, которые возникают в областях скоротечных (сутки, месяцы) деформационных процессов (сжатия или растяжения пород) и за­тем исчезают. Эти аномалии могут быть зафиксированы по изме­нению уровня, дебита, температуры подземных вод, их химическо­го, газового и изотопного состава. Указанные данные могут ис­пользоваться для прогнозирования места и, возможно, времени проявления землетрясений.

Тепловое поле. Между количеством тепла, которое наша пла­нета получает за счет солнечной радиации и которое она отдает из недр посредством формирующихся в них эндогенных тепловых потоков, существует примерное равновесие. В зависимости от продолжи­тельности и глубины проникновения радиогенного тепла выделяют несколько типов гелиотермозон: суточных колебаний температуры (до глубины 0,8-1 м), сезонных (в среднем до 8-10 м) и г одовых (в среднем до 15-20 м - подошвы нейтрального слоя). Температура нейтрального слоя зависит в основном от физико-географических условий. Так, она изменяется от -13 °С в тундре п-ова Таймыр до +20 °С в пустынях Средней Азии. Чем продолжительнее цикл на­блюдений, тем больше глубина подошвы гелиотермозоны. Напри­мер, для одиннадцатилетнего цикла наблюдений она составляет 80 м, тридцатипятилетнего - 125 м, восьмидесятилетнего - 250 м.

Глубина проникновения температурной волны эпох межледнико- вья (10 тыс. и 75 тыс. лет тому назад) оценивается соответственно в 1,3 и 10 км. Наиболее ярким доказательством влияния радиацион­ного баланса на современную подземную гидросферу является обра­зование многолетней мерзлоты* в четвертичном периоде (рис. 17). Условные обозначения на рис. 17: 1 - область редкоостровного, островного и массивно-островного распространения (среднегодо­вые температуры от -1 до 3 °С, мощность мерзлой толщи 0-100 м);

2. 5 - область сплошного распространения мерзлых пород: от -1 до - 3 °С, 50-300 м (2); от -3 до -5 °С, 100-400 м (3); от -5 до -9 °С, 200-600 м (4); ниже -9 °С, 400-900 м и более (5); 6 - границы об­ластей ММП; 7 - южная граница криолитозоны.

В нашей стране криолитозоны захватывают территорию 11,1 млн км². Мощность ее изменяется от нескольких метров до 1,2-1,5 км. В разрезе криолитозон выделяются сверху вниз две зоны:

1. деятельный слой - слой максимального зимнего промер­зания и летнего оттаивания; в зависимости от географических усло­вий района и теплофизических свойств пород мощность деятельного слоя изменяется от нескольких сантиметров до 3-5 м;

Заметный вклад в исследование массопотоков подземных вод в земной коре внесли работы российских ученых. В.П. Зверев, обобщив имеющиеся материалы, расчленил эти массопотоки на не­сколько составных частей [12]. В самой верхней части коры он вы­делил гидрогеологический круговорот и оценил вынос воды в зоне свободного водообмена в 10500 км /год, в зоне затрудненного водо­обмена в 660 км³/год. В 1974 г. М.И. Львович утверждал, что раз­грузка подземных вод в зоне интенсивного водообмена достигает 12000 км³/год. Гидрогенетический поток, согласно В.П. Звереву, ра­вен 6,2 км³/год, причем из гранитогнейсового слоя выделяется 0,941 км³/год, из океанической коры 0,63 км³/год, а из современных вулканогенов - 4 км³год. Более мощные массопотоки воды (180 км³/год) формируются в срединно-океанических хребтах. Все эти данные, естественно, ориентировочны и, по мнению

В.П. Зверева, сильно занижены. Интересные результаты получе­ны при расчете количества гравитационных вод, участвовавших в гидрогеологическом круговороте в течение фанерозоя: объем вод оказался равным 6 ■ 10¹² км³, что по массе примерно соответству­ет массе нашей планеты в целом и более чем на три порядка пре­

вышает массу наземной гидросферы. Это означает, что объем во­ды в каждом из рассмотренных циклов в фанерозое сменился много раз, а в зоне интенсивного водообмена, видимо, несколько тысяч раз.

3. Анализ климатического и геологического циклов водооб­мена позволяет говорить об единстве природных вод на Земле. Гид- росфера существует как квазизамкнутая система, внутри которой функционируют замкнутые циклы водообмена. Современное поло­жение и водные процессы в этих циклах определяют гидрогенность свойств гидросферы и обеспечивают ее дальнейшее развитие как самостоятельной оболочки Земли.

Фундаментальные свойства гидросферы. Материалы, из­ложенные выше, позволяют сформулировать фундаментальные свойства гидросферы:

1. Непрерывность и необратимость развития гидросферы, которые обусловлены совершенством ее форм, оптимальным поло­жением ее внутренних и внешних границ, наиболее выгодным в энергетическом отношении соотношением процессов водообмена и теплообмена. Кроме того, развитие гидросферы обусловлено взаи­модействием ее с другими оболочками Земли: литосферой, атмосфе­рой и биосферой.

Населенность гидросферы живыми организмами в опреде­ленном диапазоне высот надземной и глубин подземной гидросфе­ры. Вне воды не может быть жизни, поэтому биосфера существует только внутри гидросферы. Вода порождает жизнь и поддерживает ее существование.

Природные воды, циркулирующие в гидросфере, всегда (в природе не бывает дистиллированной воды) содержат какое-то ко­личество растворенных газов, минеральных веществ, коллоидов, органики и живых организмов. Их количество регулируется фазо­вым состоянием воды, физико-химическими условиями и процесса­ми взаимодействия воды с вмещающей средой.

зона многолетнемерзлых пород, или криолитозона, где поро­ды сохраняются в мерзлом состоянии от нескольких лет до 500 тыс.лет и более; она может содержать пустоты, трещины, талики с подземными водами, иногда имеющими отрицательную температуру. Такие воды обладают повышенной минерализацией и называются криопегами.

Тепловые процессы, инициированные извне и связанные с климатическими явлениями, как и просачивание атмосферных осадков, выветривание горных пород и многое другое, оказывают сильное воздействие на режим, динамику и химию подземных вод на глубину в десятки, сотни метров и даже нескольких километ­ров. Изучение этих особенностей позволило выделить климатиче­скую зональность грунтовых и более глубоко залегающих артези­анских вод.

Под влиянием эндогенных тепловых потоков температура недр, как и находящихся в них подземных вод, с глубиной увеличивается. Эндогенный тепловой режим определяется, прежде всего, тектониче­ской активностью территорий. Слабая тепловая активность и относи­тельно низкие температуры характерны для древних складчатых облас­тей докембрия и палеозоя. При коровом разогреве и привносе мантий­ного вещества в районах современного вулканизма и тектономагмати- ческой активизации, в рифтовых зонах наблюдаются мощные тепловые потоки и месторождения высокотемпературных вод.

Магнитное поле. Геомагнитное поле Земли не постоянно, оно меняется во времени и пространстве в зависимости от процес­сов, происходящих в недрах. Помимо внутриземных колебаний, магнитное поле получает инъекцию извне, при воздействии сол­нечного ультрафиолетового излучения, которое вызывает иониза­цию атмосферы. Изменение солнечной активности приводит к по­явлению так называемых магнитных бурь. В среднем они возника­ют около десяти раз в году, их воздействие на живые организмы хорошо известно, а вот влияние магнитного поля на подземную гидросферу изучено пока недостаточно. Экспериментально уста­новлено, что магнитная обработка воды изменяет некоторые ее свойства. В частности, ускоряется коагуляция, усиливается ад­сорбция и растворение твердых тел, изменяется концентрация рас­творенных газов, при упаривании раствора соли образуются не только на стенках сосуда, но и в объеме образца. Интересно, что после магнитной обработки растворов может меняться природа кристаллов, которые в них образуются: вместо кальцита, например, появляется арагонит. Зафиксировано изменение плотности и вязко­сти растворов кислот при их магнитной обработке. Из сказанного следует, что хотя воздействие магнитного поля на подземную гид­росферу неоспоримо, но характер его влияния на гидрогеологиче­ские закономерности установить пока не удалось.

Электрическое поле. Естественные электрические поля имеют различную природу, масштаб и характер проявления. Основ­ными среди них являются поля природных электронных проводни­ков, фильтрационные, диффузионно-адсорбционные, теллурических токов и грозовых разрядов. Исследования на акваториях позволили

также установить наличие седиментационных, литодинамических, магнитогидродинамических и биогенных полей. Рассмотрим влия­ние электрических полей на гидрогеохимическую ситуацию.

1. Окислительно-восстановительный потенциал

Рудное тело представляет собой своеобразный гальвани­ческий элемент. Возникает электрическое поле, в котором нижняя часть тела ведет себя как катод, а верхняя - как анод. Возникнове­нию электрических токов способствует электрохимическое раство­рение сульфидов. В раствор переходят те сульфиды, которые вы­полняют роль анода. При нахождении в рудной залежи пирита (FeS₂), халькопирита (CuFeS₂), галенита (PbS) и сфалерита (ZnS) в раствор переходят свинец и цинк, в то время как пирит и халькопи­рит выполняют роль катода и потому не растворяются.