загрузка...

Процессы формирования химического состава подземных вод


В подземных водах содержится множество веществ, различных по своей природе, состоянию (фазовому, агрегатному), химическому составу, физическим, физико-химическим и химическим свойствам и др.
Можно выделить две основные группы ингредиентов вещественного состава подземных вод: неживое, или «косное», вещество, по В.И. Вернадскому, и живое вещество.
Неживое вещество включает минеральные, в том числе радиоактивные, и органические вещества. Те и другие могут быть в различных агрегатных и фазовых состояниях, в частности в виде растворенного или свободного газа, и иметь различный изотопный состав. Живое вещество в подземных водах представлено разнообразными микроорганизмами с присущими им типами обмена веществ, в состав которых входят специфические формы «живой материи»: белки, липиды, аминокислоты и др.
И живое, и неживое вещество состоит из одних и тех же химических элементов, количество которых в подземных водах чрезвычайно велико. Теоретически оно соответствует числу элементов таблицы Менделеева, обнаруженных в природе, и лишь несовершенство аналитических методов не позволяет обнаружить те из них, которые содержатся в подземных водах в ничтожных количествах. Практически же в подземных водах определяют до 70 элементов, из которых лишь небольшая часть присутствует в значительных количествах.
Кроме водорода и кислорода (как образующих воду, так и входящих в состав других соединений) основными элементами состава подземной гидросферы являются: углерод, хлор, сера, азот, кремний, образующие главным образом анионы, а также газы и органические вещества; натрий, кальций, магний, калий, реже железо, представляющие собой основу катионного состава подземных вод.
В подземных водах также часто встречаются Р, F, Вг, В, I, Sr, Си, As, Pb, Zn, Ag, Hg, Sb, Ni, Co, Rb, Cs, Se, Cr, U, Ra, Li и др.
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, в процессе фильтрации многократно видоизменяются, вступают в химические реакции между собой и с веществами среды, выпадают в осадок, обогащаются газами или теряют их и т.д. Живое вещество потребляет из воды минеральные химические соединения (сульфаты, оксид углерода, калий, натрий и др.), а также органические вещества, используя их как для синтеза биомассы, так и для обеспечения ее жизнедеятельности. В то же время живое вещество продуцирует и выделяет в воду биогенные минеральные вещества и газы: азот, аммоний, нитраты, нитриты, оксид углерода, сероводород, метан и другие, а также разнообразные органические соединения. Многие из перечисленных процессов сопровождаются минерало- и породообразованием.
В результате взаимодействия подземных вод с окружающей средой, прежде всего с горными породами, почвами, атмосферой, органическими веществами, формируются определенные физико-химические свойства воды.
Число факторов, определяющих химический состав подземных вод, чрезвычайно велико. Среди них выделяют следующие группы: физико-химические - свойства воды в различных фазовых состояниях, водных растворов, химических элементов и соединений и т.д.; физические - температура, давление, радиоактивность, магнетизм, гравитация и др.; физико-географические - климат, особенно осадки и испарение, рельеф, гидрология, условия дренирования и т.д.; геолого-гидрогеологические - тектоника, магматизм и метаморфизм, фациальное строение разреза, минералогический состав пород, фильтрационные свойства пород, гидродинамические условия, палеогидрогеология и др.; биологические - микрофлора и микрофауна; антропогенные.
Комплекс основных факторов и процессов, характерных для рассматриваемой гидрогеологической системы и определяющих ее гидрогеохимические характеристики и закономерности их изменений, принято называть условиями формирования химического состава подземных вод.
В настоящее время относительно глубоко исследована роль физико-географических, геолого-гидрогеологических, некоторых физических (температура, давление) факторов в формировании химического состава подземных вод в различных, в том числе глубоких, частях гидрогеологического разреза. За последнее время много сделано в области изучения физико-химических свойств воды и природных растворов, роли живого вещества в подземных водах. Относительно слабо изучено влияние физических полей Земли (электрического, гравитационного, магнитного).
Выделяют две основные группы процессов формирования химического состава подземных вод: гидрогеохимические и гидробиохимические (с участием живого вещества).
Гидрохимические процессы. В комплексе гидрогеохимических процессов условно можно выделить: процессы обмена веществом водовмещающей породы и окружающей среды с раствором, в том числе повышающие (растворение и выщелачивание, десорбция, гидролиз, комплексообразование и др.) и понижающие (осаждение и кристаллизация, высаливание, сорбция и др.) минерализацию подземных вод; процессы качественного и количественного перераспределения вещества в самих природных растворах (конвективный и диффузионный массоперенос).
Растворение в гидрогеохимии - процесс перевода в подземные воды из окружающей среды (горной породы) любого (минерального, органического, газов различного генезиса) вещества в ионной или молекулярной форме.
Предельно возможная концентрация вещества в растворе при нулевой разности химических потенциалов соответствует насыщению его при данных условиях. Эта величина называется растворимостью (для труднорастворимых веществ - произведением растворимости) и зависит от природы вещества, а также от температуры, давления (слабо) и состава раствора. Например, при 10 °С (близкую температуру имеют грунтовые воды средней полосы) и атмосферном давлении в 100 г воды растворяется 35,86 г NaCl, 0,007 СаСО3, 1,194 г СО2 (Лурье, 1971). При температуре 8,5 °С в 100 г воды растворяется 0,193 г CaS04 • 2Н2О, а в насыщенном растворе NaCl - уже 0,678 г.
Скорость растворения зависит от природы и минеральной формы вещества, давления, температуры, степени дисперсности, состава раствора и др. Однако определяется она скоростью самой медленной для данных условий реакции - так называемой лимитирующей скоростью. Говоря о растворении, чаще имеют в виду процесс перевода в раствор твердого вещества горных пород. В этом случае различают растворение - полное разрушение кристаллической или аморфной структуры минералов и выщелачивание - комплекс процессов, приводящих к избирательному выводу из породы какого-либо, обычно наиболее растворимого в данных условиях, компонента. Например, при определенных условиях могут быть полностью растворены горные породы, состоящие из таких простых солей, как NaCl, КС1, Na2S04, Na2CO3, CaS04 • 2H20, CaC03 и др. В то же время горные породы, содержащие эти соли в качестве примесей, будут постепенно выщелачиваться подземными водами. На первых этапах промывания горной породы из нее выносятся наиболее растворимые соединения - хлориды щелочных и щелочно-земельных металлов, затем сульфаты и в последнюю очередь наименее растворимые - карбонаты и силикаты. При наличии факторов, стимулирующих растворение, труднорастворимые компоненты могут выщелачиваться наряду с легкорастворимыми. Например, поступление СО2 способствует растворению кальцита в морских карбонатных породах наряду с сульфатами и хлоридами. В зависимости от степени промытости пород в этом случае могут формироваться воды HC03-S04-C1, HC03-S04, S04-HC03, НСО3 состава (таковы, например, кисловодские, железноводские, пятигорские нарза- ны). В подобных случаях, когда известен реагент, усиливающий процесс, говорят об углекислотном, сернокислотном выщелачивании и др.
Компоненты состава подземных вод присутствуют в растворе как в виде простых частиц (ионов, молекул), так и в виде ассоциатов или комплексных соединений различной степени сложности. Например, в воде, содержащей сульфаты и карбонаты кальция и магния, кроме Са2+, Mg2+, НСО-, СО2-, SO^- присутствуют СаСО0 MgCO0 CaHCO+, MgHCO+, CaSO4, MgSO40. Особенно существенное значение для химического состава подземных вод имеют комплексы Fe и А1, ряда металлов - микрокомпонентов, фосфатов и др.
Комплексообразование стимулирует процесс растворения, поскольку в присутствии анионов и катионов, комплексу- ющихся с компонентами растворяемого вещества, растворимость и скорость растворения последнего увеличиваются.
Выделение веществ из природных растворов в твердую фазу приводит к снижению их концентрации в растворе, изменению его состава и является причиной уменьшения поро- вого пространства горных пород. Природа явлений, вызывающих выделение твердой фазы, может быть различна. Это прежде всего концентрирование природных растворов (вплоть до состояния насыщения) за счет дополнительного поступления вещества или вывода из системы растворителя - воды, а также несовместимость состава смешивающихся природных растворов.
Результаты концентрирования за счет поступления вещества наиболее ярко проявляются в растворах, содержащих относительно слаборастворимые соединения - карбонаты кальция и магния, сульфаты кальция, концентрация насыщения которыми природных вод может быть достигнута довольно быстро в процессе взаимодействия воды и соответствующей породы (известняка, доломита, гипса, ангидрита). Однако, как уже говорилось, в условиях стимуляции растворения за счет комплексообразования, поступления газов (например, СО2 биохимического или иного генезиса), а также при изменении температуры и давления растворимость различных соединений существенно меняется и не соответствует таковой в дистиллированной воде. Соответственно изменяются и величины концентраций веществ, при которых начинается их кристаллизация.
Большая группа процессов выведения вещества из природных растворов в твердую фазу связана с концентрированием и перенасыщением растворов при удалении «растворителя», т.е. молекул воды. В природных условиях этот механизм может быть различен: испарение, вымораживание, гидролиз и др.
Испарение - один из важнейших процессов формирования химического состава грунтовых вод в аридных областях, где оно вызывает континентальное засоление. Гидрогеохимические следствия испарительных процессов определяются составом исходной воды. По модели Харди - Эгстера, которая основана на концепции химического разделения, предполагается, что при осаждении из раствора бинарной соли под влиянием испарения в растворе увеличивается содержание иона, присутствовавшего в нем изначально в более высокой относительной концентрации, и снижается содержание иона, присутствовавшего в относительно меньшей концентрации. Исходя из этого, при испарении грунтовых вод, характеризующихся соотношением (ммоль) НСО- + 2СО^- gt; 2Са2+, по мере достижения произведения растворимости и осаждения кальцита, а также, возможно, сепиолита MgSi306(OH)2 и доломита состав раствора должен трансформироваться в щелочной, гидрокарбонатный натриевый с более высокой, чем исходная, минерализацией. Таким образом образуются грунтовые воды содового состава. Дальнейшая трансформация состава происходит за счет выпадения в осадок гипса. При этом если концентрация кальция, оставшегося после осаждения кальцита, ниже, чем концентрация сульфат-иона, то в составе раствора преобладают сульфаты и хлориды натрия и магния, если выше - рассол содержит хлориды натрия, кальция и магния. Так формируются широко распространенные гидрокарбонатно-сульфатные, сульфатно- хлоридные и хлоридные натриевые и магниево-натриевые воды с минерализацией до 10 г/л и более. При соотношении НСО- + 2СО3- lt; 2Са2+ раствор после осаждения кальцита трансформируется в почти нейтральный сульфатный и хло- ридный более высокой минерализации с последующей еще большей его концентрацией.
Иной стадийностью характеризуется процесс испарения морских вод, так называемый галогенез - формирование галогенных осадков в процессе концентрирования рассолов под влиянием испарения в открытых бассейнах. Несмотря на то что галогенез - это процесс, происходящий на поверхности Земли (в лагунах, соленых озерах, лиманах и др.), он представляет принципиальный интерес для гидрогеохимии, поскольку именно процессами палеогалогенеза и последующей метамор- физацией с большой долей вероятности может быть объяснен генезис состава глубокозалегающих высокоминерализованных подземных вод.
Галогенез характеризуется стадийностью, которая определяется растворимостью различных соединений. Например, в процессе концентрирования морской воды при достижении определенных величин ее минерализации последовательно выпадают в осадок карбонаты, гипс, галит, эпсомит (MgS04 х х 7Н2О), сильвин (КС1), карналлит (КС1 • MgCl2 • 6Н2О), би- шофит (MgCl2 • 6Н2О). При этом остаточный раствор все более концентрируется за счет солей с более высокой растворимостью. На последней (так называемой эвтонической) стадии концентрирования морской воды рассол имеет хлоридный магниевый состав и минерализацию более 440 г/л.
Криогенное концентрирование (вымораживание) - процесс, характерный для подземных вод зоны развития мерзлоты, особенно в слое сезонного промерзания-протаивания. Менее заметны проявления его в немерзлотных районах при сезонном промерзании. Состав слабоминерализованных грунтовых вод тундровой и таежной зон часто определяется содержанием значительных количеств (до 60-80 мг/л и более) H4Si04 в истинно растворенной и частично коллоидной форме. Генезис ее связан с процессами вымораживания вод и пород, которые способствуют переводу чрезвычайно труднорастворимых кристаллических форм Si02 в более растворимую - аморфную. Поэтому, в частности, содержание H4Si04 в пробах, отобранных в начале лета в период интенсивного таяния, существенно выше, чем в более поздних пробах. Совместное воздействие процессов испарения и вымораживания на состав природных растворов можно наблюдать на поверхностях многолетних наледей, где скапливается белый, желтоватый, сероватый порошкообразный налет солей - наименее растворимых в природных водах данного региона соединений (Si02, СаСО3, CaS04 • 2Н2О).
Кроме того, при криогенном концентрировании раствора вместе с образованием льда происходит формирование твердой фазы тех соединений, произведение растворимости которых достигается при данной температуре. Из пресных вод выпадают в осадок силикаты и карбонаты кальция, затем магния, из соленых - сульфаты кальция и натрия. Таким образом, в растворе начинают преобладать гидрокарбонаты натрия (содовые подмерзлотные воды), сульфаты и хлориды магния и натрия. Кроме того, установлено, что талая вода обладает более высокой растворяющей активностью.
Высаливание - процесс выведения компонента из раствора при смешении его с другим раствором, содержащим одноименный ион. Например, при смешении растворов, содержащих хлориды щелочных и щелочно-земельных металлов, NaCl может выпадать в осадок при концентрации в растворе, значительно меньшей, чем концентрация его насыщения при дан

ных температуре и давлении в дистиллированной воде. Таким образом, высаливание можно рассматривать как процесс, способствующий осаждению вещества из раствора.
Важным следствием рассмотренных, а также некоторых других процессов вывода веществ из подземных растворов является формирование в толще горных пород так называемых геохимических барьеров - участков концентрации тех или иных элементов, маркирующих зоны контакта между участками разреза с различными геохимическими и гидрогеохимическими условиями.
Сорбция - явление поглощения коллоидом (сорбентом) веществ из окружающей среды (главным образом из раствора). Различают адсорбцию, когда поглощение осуществляется только поверхностным слоем сорбента, и абсорбцию, когда поглощает вся масса сорбента.
Сорбционные процессы могут оказывать существенное влияние на химический состав подземных вод, особенно связанных с высокодисперсными породами, снижая (сорбция) или увеличивая (десорбция) минерализацию и в некоторых случаях величину рН. Очевидно, что изменения в составе подземных вод под влиянием сорбции наиболее значительны в случаях нарушения существующего в системе «вода - порода» сорбционного равновесия (например, при изменении гидродинамических или гидрогеохимических условий) и затухают по мере насыщения сорбционной емкости породы.
Прогноз сорбционных процессов имеет важное значение при оценке возможностей «самоочищения» загрязненных подземных вод при фильтрации через высокодисперсные породы.
Ионный обмен - процесс, тесно связанный с сорбцией и обусловленный различием химических потенциалов ионов раствора и твердой фазы с адсорбированными ею ионами. Количество адсорбированных ионов (на поверхности и в межпакетных пространствах глинистых минералов), выраженное в миллиграммах-эквивалентах на 100 г сухой породы (мг-экв/100 г) или в процентах (%) от веса сухого вещества, называют емкостью поглощения (монтмориллонит - 80-150 мг-экв/100 г, гидрослюды - 10-150, каолинит - 3-15 мг-экв/100 г). В зависимости от качественного состава (энергии поглощения) адсорбированных ионов, величины емкости поглощения породы, а также от состава и концентрации компонентов раствора состав обменных ионов (так называемый поглощенный или ионообменный комплекс) одной и той же породы может быть различным.
В общем случае реакции обмена идут самопроизвольно в сторону вытеснения ионов с низкой энергией поглощения ионами с более высокой энергией поглощения. Процессы ионного обмена наиболее развиты в самой верхней части гидрогеологического разреза, где ионообменная способность горных пород постоянно поддерживается и возобновляется благодаря процессам механического и химического выветривания, способствующим диспергации и коллоидообразованию. Кроме того, для этой зоны (свободного водообмена) характерны слабоминерализованные воды, концентрация компонентов в которых соизмерима с емкостью поглощения горных пород. Минералы глин в этих условиях несут отрицательный заряд, что стимулирует обмен катионов. Следует отметить, что именно для этой зоны на участках разгрузки, в болотных ландшафтах и в условиях промышленного загрязнения характерны процессы образования свежих коллоидных осадков, в первую очередь гидроокиси железа, алюминия, марганца, а в мерзлотных ландшафтах, кроме того, геля кремниевой кислоты. По
С.Р. Крайнову, гидроокислы в щелочной среде сорбируют катионы, а в кислой - анионы и, следовательно, могут способствовать как анионному, так и катионному обмену.
В природных условиях процесс ионного обмена в чистом виде наблюдается сравнительно редко, обычно он сопряжен с другими (сорбционными, диффузионными, осмотическими и др.) процессами, характерными для слабопроницаемых пород.
Гидролиз. Особенностью растворения некоторых природных минеральных соединений, и в частности таких широко распространенных, как силикаты, является формирование на растворяющейся поверхности пленки вторичных труднорастворимых соединений (так называемой инконгруэнтной оболочки), препятствующей дальнейшему растворению. Наиболее распространенным природным процессом, для которого это характерно, является гидролиз силикатных и алюмосиликатных минералов. Этот процесс имеет важнейшее значение для формирования коры выветривания кристаллических пород и состава трещинных вод горно-складчатых областей гидрогеологических массивов. Гидролиз - реакция между ионами Н+ и ОН- воды и ионами (элементами, ассоциатами) растворяемого минерального вещества с образованием слабодиссоциирующих соединений и изменением рН природных растворов.
В природных условиях изолированные процессы гидролиза катионов и анионов наблюдаются чрезвычайно редко, поскольку природные растворы обычно многокомпонентны и содержат анионы как слабых, так и сильных оснований и различные катионы.
Алюмосиликатные минералы в процессе гидролиза медленно разлагаются водой с образованием вторичных глинистых минералов (каолинита, монтмориллонита и др.), причем по мере образования инконгруэнтной оболочки процесс постепенно затухает. В природных условиях в зоне гипергенеза дальнейшее растворение может происходить только при удалении оболочки механическим путем или в процессе сопряженных химических реакций.
В качестве типичного примера рассмотрим широко распространенный процесс гидролитического разложения алюмосиликатов в зоне гипергенеза при участии СО2 биохимического или иного генезиса.
По С.Л. Шварцеву, образующийся по реакции типа



гидроксид-ион при постоянном поступлении СО2 практически весь связывается в гидрокарбонат-ион по схеме ОН- + СО2 ^ ^ HCO-, т.е. происходит перевод в растворимую форму труднодиссоциирующих продуктов гидролиза. При этом подземные воды обогащаются кремнекислотой и НСО3. Водородный показатель рН растворов зависит от соотношения процессов гидролиза и генерации СО2.
В зоне метаморфизма гидролизу с образованием гидроокислов металлов и кислот могут подвергаться карбонатные, сульфатные и даже хлоридные минералы (Валуконис, Ходьков, 1978; Крайнов и др., 2004).
Диффузия в гидрогеохимии - это процесс перераспределения вещества в природных растворах или в системе «вода - порода» под влиянием градиента химического потенциала. При наличии в слоистой системе разности химических потенциалов какого-либо компонента (например, различие содержаний С1- в водоносных горизонтах I и II, разделенных глинистым слоем) возникает направленный диффузионный поток через разделяющий слой глин из горизонта I с более высоким химическим потенциалом этого компонента к горизонту II с меньшим его значением.
В водоносных и слабопроницаемых отложениях, граничащих с галогенными толщами, также существуют градиенты химических потенциалов и, следовательно, диффузионные потоки. В гидрогеохимической литературе часто встречается термин «диффузионное выщелачивание», под которым понимают диффузию компонента из поровых растворов глинистых пород под влиянием градиента концентраций. Диффузионное выщелачивание глин возможно в тех случаях, когда градиент концентраций обусловлен меньшим содержанием компонента в конвективном потоке, т.е. в водоносном горизонте, контактирующем с глинами, или в макропорах самих глин. Таким образом, за счет диффузии может происходить рассоление глин с изменением состава их поглощенного комплекса. Возможен и обратный процесс - диффузионное засоление глин, характерное для аридных областей.
В природных условиях диффузия обычно является составной частью сложного комплекса гидрогеохимических процессов в слабопроницаемых породах, зависящих также от особенностей гидродинамических условий (соотношения фильтрации и диффузии) при процессе «перетекания».
Формирование химического состава подземных вод главным образом под влиянием диффузионных процессов характерно для элементов гидрогеологического разреза с «малыми» скоростями движения подземных вод (зона затрудненного водообмена, глинистые толщи, галогенные породы и др.).
Гидробиохимические процессы. Процессы с участием живого вещества в подземных водах изучены недостаточно, хотя очевидно, что активная жизнедеятельность микроорганизмов в подземных водах - один из важнейших факторов формирования их химического состава. В настоящее время установлена большая роль живого вещества в общем круговороте химических элементов, особенно углерода, азота, железа, серы, фосфора, кремния, калия. В цикле развития (в процессах фото- и хемосинтеза) живые организмы (в том числе микроорганизмы) и растения синтезируют из минеральных веществ органические. Последние при разрушении и отмирании живого вещества снова минерализуются, что также происходит с участием микроорганизмов. Поскольку все эти процессы принципиально возможны только в присутствии воды, в гидросфере они распространены практически всюду, где термобарические и концентрационные условия допускают возможность существования и развития живого вещества. Энергию,

необходимую для жизнедеятельности, микроорганизмы получают в процессе переноса электронов от веществ с большей электроотрицательностью к веществам с меньшими ее величинами при активном участии ферментов, различных для разных видов бактерий. Ферменты катализируют эти реакции, облегчая возможность химического контакта (переноса электрона) между ними. С помощью своей ферментативной системы микроорганизмы способны во много раз ускорять окислительновосстановительные реакции в системе «вода - порода». Кроме того, непосредственное воздействие на геологическую среду вообще и на формирование химического состава подземных вод в частности оказывают продукты жизнедеятельности живого вещества, особенно такие химически активные, как СО2, H2S, Н2, О2 и др.
Наиболее важными биохимическими процессами в подземных водах являются биогенная генерация СО2, сульфофикация и сульфатредукция, нитрификация и денитрификация, метанообразование, водородредукция.
Биогенная генерация СО2 - наиболее широко распространенный биохимический процесс, непосредственно влияющий на химический состав подземных вод. При любом изменении содержания СО2 - потреблении (или выделении) его живым веществом - происходит сдвиг равновесия реакций протонирования и соответственно уменьшается (или увеличивается) содержание Н+ и НСО3-, т.е. происходит подщелачивание (или подкисление) природного раствора. При этом создаются условия для выпадения CaC03, CaMg(C03)2 в осадок или, наоборот, для их растворения. Именно с этими процессами, как правило, связана кальцитизация по трещинам, столь характерная для обогащенных органическим веществом сред: каустобиолитов, битуминозных терригенных пород, зон контактов с нефтегазовыми залежами в условиях затрудненного водообмена.
Процессы генерации больших количеств СО2 широко развиты при микробиологическом разрушении органических веществ нефтяного ряда при наличии условий для развития аэробной флоры (метан- или пропанокисляющих бактерий).
Важное значение в формировании геохимических и гидрогеохимических условий имеют сульфофикация, т.е. окисление элементарной и восстановленной форм серы до SO^- - тионо- выми, пурпурными и серобактериями (аэробными и анаэробными), и сульфатредукция, т.е. восстановление элементарной и окисленной форм серы до H2S бактериями рода Desulfovebrio
и др. Эти процессы представляют собой важнейшие этапы круговорота серы в природе.
Процесс сульфофикации серобактериями характерен для аэробных условий. Он происходит по схеме

Образующаяся на промежуточном этапе сера накапливается в клетках серобактерий и затем окисляется до серной кислоты. При наличии в системе кальция возможно продуцирование гипса. Микроорганизмы из рода Thiobacillus не накапливают серу в клетках, в остальном процесс идет аналогично рассмотренному с образованием агрессивных по отношению к восстановленной сере соединений.
В процессе сульфофикации понижается рН природных растворов, в них возрастает содержание SO4-. Кроме того, образующаяся H2S04 агрессивно воздействует на карбонатные, силикатные, алюмосиликатные породы, способствуя их разложению и растворению, обогащению подземных вод углекислотой, сульфатом окиси железа, органическими кислотами и др.
Процесс сульфатредукции возможен лишь в анаэробных условиях и заключается в восстановлении окисленных форм серы (SO42-) до H2S анаэробными сульфатредуцирующими бактериями. Известно, что чисто химическое разложение сульфатов под влиянием температуры и давления в пределах доступной изучению части разреза литосферы из-за очень высокой энергии связи кислорода и серы в ионе SO4- может происходить лишь в высокотемпературных условиях (большие глубины, районы современного вулканизма). Однако сульфатреду- цирующие бактерии с помощью ферментов способны разорвать эту связь, используя энергию окисления водорода или органического вещества. В зависимости от использования в качестве энергетического материала газообразного водорода (Н2) или органического вещества подземных вод и горных пород (Сорг) выделяют автотрофную и гетеротрофную сульфатредукцию:

Процесс сульфатредукции может идти при температурах от 0-2 до 70-80 °С и имеет важнейшее значение для формирова-

ния химического состава пластовых вод артезианских платформенных и межгорных бассейнов.
Сульфатредукция обусловливает сразу несколько гидрогеохимических следствий: генерируются значительные количества (от миллиграммов до 1-4 г/л) сероводорода (S2- + 2Н2О = = H2S + 2ОН) - одного из важнейших потенциалзадающих веществ. При этом создаются восстановительные условия (Eh 300 мВ и менее) и выпадают в осадок в виде сульфидов Fe, Си, РЬ и др. Повышение рН среды приводит к смещению карбонатных равновесий в сторону СО^-, следствием чего является осаждение СаС03.
При автотрофной сульфатредукции выделяется значительное, вплоть до перенасыщения, количество углекислоты, которая при наличии в водах Са2+ и Mg2+ стимулирует осаждение карбонатов этих элементов. За счет редукции сульфатов и осаждения карбонатов кальция и магния могут происходить существенное снижение минерализации подземных вод и смена доминирующих ионов.
Процесс нитрификации происходит в почвенных водах и является важнейшим этапом образования нитратов, необходимых растениям, в круговороте азота.
Процесс денитрификации характерен для восстановительных условий (например, глубоких частей артезианских структур) и заключается в восстановлении бактериями нитратов с помощью ферментов через нитриты, гидроксиламин и закись азота до свободного азота:

Донором электронов является органическое вещество, акцептором - кислород нитратов. Как показывает схема, одновременно синтезируются значительные количества углекислоты.
Для глубоких частей платформенных и межгорных артезианских структур характерен также процесс метанообразования, осуществляемый метанообразующими бактериями за счет разложения жирных кислот, а также водорода и углекислоты.
Особая роль биохимических процессов в подземных водах заключается в стимуляции и ускорении процессов комплексообразования, которые широко распространены в природе. С участием микроорганизмов происходит разложение труднорастворимых органических соединений и перевод их в раствор
в форме различных органических кислот (гуминовой, яблочной, щавелевой, винной и др.), образующих относительно хорошо растворимые комплексы со многими металлами (Fe, Al, Zn, Pb и др.).
В настоящее время изучение биохимических процессов в подземных водах становится необходимой составной частью гидрогеохимии.
Перечисленным выше трем гидродинамическим зонам (см. § 5.1) соответствуют определенные гидрохимические зоны. Формирование химического состава вод этих зон связано с характером гидродинамических процессов. Так, в зоне активного водообмена (первая зона) происходит интенсивное выщелачивание хлоридов и сульфатов, убывающее от поднятий к депрессиям, а также с увеличением засушливости климата. Поэтому в зоне достаточного и избыточного увлажнения формируются преимущественно пресные (S lt; 1%о) гидрокарбонатные воды, а в зоне недостаточного увлажнения и в областях с депрессиями земной поверхности - также сульфатные и сульфат- но-хлоридные воды. Такое распределение химического состава подземных вод зоны активного водообмена соответствует зональному.
В зоне затрудненного водообмена (вторая зона) подземные воды медленно вымывают из горных пород солевые компоненты, меняющие состав воды в разрезе длительного времени. Это приводит к формированию гидрокарбонатных и сульфатно- хлоридных вод. В складчатых молодых областях также формируются щелочные, термальные, иногда сероводородные воды. Минерализация вод этой зоны достигает 1-3,5%.
В зоне застойного водного режима (третья зона) наблюдаются аккумуляция солей, метаморфизм вод, геохимические и физико-химические процессы (диффузия, осмос и т.п.), благодаря которым формируются высокоминерализованные хлор- натриево-кальциевые воды и рассолы (S gt; 3,5%).
Единой классификации подземных вод по химическому составу в настоящее время нет. Наиболее распространенной является классификация О.А. Алекина, который разделил все воды по преобладающему иону на три класса: гидрокарбонатные, сульфатные и хлоридные. Класс делится на три группы по преобладающему катиону: кальцию, магнию, натрию (калию). Каждая группа делится на четыре типа по соотношению между катионами и анионами (см. § 9.3).
Подземные воды содержат также различные растворенные органические вещества, их суммарная концентрация составляет 10-50 мг/л для вод зоны активного водообмена и 10-80 мг/л для глубоких водоносных горизонтов.
Обязательной составляющей подземных вод, как и любой природной воды, являются растворенные газы. Их происхождение связано с атмосферой, процессами дегазации мантии, химическими и биохимическими процессами, происходящими в недрах Земли и на ее поверхности. Наиболее распространенными газами являются азот (N2), кислород (O2), углекислый газ (С02), водород (Н2), аргон (Аг), гелий (Не) и др. Кислород быстро расходуется в результате активно протекающих химических реакций, и на глубине 1 км практически исчезает. Концентрация СO2 в подземных водах зависит от его парциального давления и температуры, поэтому в некоторых районах можно встретить углекислые источники подземных вод (Боржоми, Ессентуки на Кавказе, Карловы Вары в Чехии). Аргон - благородный газ - не вступает в реакцию с горными породами, поэтому его можно использовать как показатель доли атмосферного аргона в водах. Водород как газ, а не в составе соединений присутствует только на значительных глубинах и может продуцироваться в недрах Земли. Значительное содержание водорода встречается в водах океанических рифтовых зон.
Таким образом, подземные воды являются системой, в которой живое и неживое вещества находятся в постоянном взаимодействии между собой и с окружающей средой.
Вопросы для самоконтроля Какие гидродинамические зоны выделяются в земной коре? Каковы современные представления об источниках формирования подземных вод? Каковы особенности образования вод инфильтрационных, седиментационных, ювенильных? Какие факторы определяют химический состав подземных вод? В чем заключаются основные процессы, формирующие химический состав подземных вод? 
<< | >>
Источник: Ю.А. Гледко. Гидрогеология. 2012

Еще по теме Процессы формирования химического состава подземных вод:

  1. § 5. ИСТОЧНИКИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
  2. § 4. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
  3. § 8. ОСАДКИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
  4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
  5. 4.2. Формирование состава аудиторской группы
  6. Химическое загрязнение
  7. § 6. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ II ЗЕМЛИ
  8. 4.4. ТЕРРИТОРИАЛЬНАЯ ОРГАНИЗАЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО И ЛЕСНОГО КОМПЛЕКСОВ
  9. Открытие подземного пресного моря
  10. ПРОЦЕСС ФОРМИРОВАНИЯ ПРАВОВЫХ НОРМ
  11. Процесс формирования новой политической структуры мира в условиях глобализации
  12. ЗАГРЯЗНЕНИЕ ВОД (ст. 250 УК РФ).
  13. 1.3. Стратегии развития предприятия и современные требования к процессам формирования системы управления персоналом
  14. 3.3. Процесс формирования временных вычитаемых разниц при продаже имущества с убытками
  15. Глобализация, становление ноосферы и формирование информационного общества как аспекты единого процесса
  16. 7.2. Процессы формирования безопасности межличностных коммуникаций в системе управления персоналом предприятия
  17. Создание Древнерусского государства (862 г.) являлось частью процесса формирования европейской культурно-политической общности.
  18. 87. ОХРАНА ВОД И ЗЕМЕЛЬ ВОДНОГО ФОНДА. ВОДООХРАННЫЕ ЗОНЫ