Круговороты подземных вод в земной коре
КРУГОВОРОТЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Подземные воды присутствуют в земной коре не только в жидкой
и газообразной формах, но и адсорбируются горными породами, а также входят в
кристаллическую решетку многих минералов, участвуя одновременно в постоянных
круговоротах.
Количественная оценка масс воды
Прежде чем перейти к количественной оценке масс подземных
вод, участвующих в круговоротах, необходимо достаточно надежно определить их
количество в земной коре.
Наиболее достоверно оценена масса воды, сосредоточенной на
поверхности Земли - 1.3·1024 г; основная ее часть образует
Мировой океан. менее точно оценивается количество воды в земной коре, хотя
попыток получить соответствующее значение предпринималось немало. Постарались
сделать это и мы.
Количество химически связанной воды (структурной),
содержащейся в осадочном чехле и других оболочках земной коры, принято по
данным наиболее полной и обстоятельной сводки А.Б.Ронова, А.А.Ярошевского [1, 2].
Массы свободных и физически связанных вод (адсорбированных) рассчитаны, исходя
из условия полного заполнения ими порового пространства горных пород. Был
использован обширный фактический материал, полученный при бурении на
континентах и в океане. На основании анализа лабораторных исследований
кернового материала определены особенности изменения с глубиной пористости
основных типов осадочных пород в пределах платформенных и геосинклинальных
блоков континентов, осадков субконтинентальной и океанической коры. Всего в
осадочной оболочке земной коры содержится, по нашим данным, 3.0·1023
г, т.е. примерно в 4.5 раза меньше, чем в современном океане.
Более сложна оценка количества воды в гранитной и
базальтовой оболочках. Для решения проблемы были привлечены результаты
теоретических исследований А.Б.Ронова, Ф.А.Летникова и У.Файфа. Общее
количество подземных вод в этих оболочках примерно 4.3·1023 г.
Суммарное количество всех типов природных вод, содержащихся в земной коре, по
нашим данным, составляет 7.3·1023 г, около 50% от массы
поверхностной гидросферы (табл.1).
(степенные показатели слева направо - 24, 20, 20, 20)
Глобальные потоки подземных вод
Подземные воды представляют собой подвижную фазу земной коры
и находятся в постоянном круговороте.
Сведения о глобальном круговороте природных вод для поверхностных циклов,
включая массоперенос подземных вод в верхней гидродинамической зоне активного
водообмена, уже давно вошли в школьные учебники. В то же время происходят
круговороты вод глубоких горизонтов земной коры. Оценивая массоперенос этих
вод, мы рассматривали формы их существования, т.е. связь между жидкой и твердой
фазами (подземными водами и горными породами), а также влияние давления и
температуры, которые ограничивают существование таких связей. Выделяются три
основных типа массопереноса подземных вод: гидрогеологический, реализуемый
свободными потоками; литогенетический, определяемый физически связанной водой,
и геологический, обусловленный переносом и выделением воды, входящей в
кристаллическую решетку минералов [3].
Гидрогеологический цикл круговорота представляет собой
передвижение свободных вод от области питания к местам их разгрузки на земной
поверхности. В нем выделяются потоки зоны активного водообмена, связанные с
верхними частями земной коры и дренируемые местной эрозионной сетью, и потоки
глубокого замедленного водообмена, разгрузка которых осуществляется в наиболее
врезанных долинах крупных рек, котловинах озер или в прибрежных частях морских
бассейнов. Масса вод, участвующих в гидрогеологическом цикле, подсчитана с
хорошей точностью и составляет для верхней зоны 9.6·1018 г/год,
и нижней - 0.6·1018 (табл.2).
(степенные показатели в шапке - 24, 24; в столбце - 18,
15, 15, 15, 15, 15, 18, 15)
Литогенетический цикл круговорота подземных вод заключается
в физическом связывании воды в ходе седиментации, последующем переносе ее
вместе с породами в более глубокие части осадочных бассейнов, где она при
достижении определенных температур и давлений постепенно переходит частично в
свободное, а частично в химически связанное состояние. Существуют две основные
ветви литогенетических массопотоков: континентальная и океаническая.
При погружении и уплотнении пород в осадочных бассейнах
континентов физически связанная вода переходит в свободное состояние.
Интенсивность этого процесса оценивается в 4.4·1015 г/год.
Большая часть вод поступает в водоносные горизонты и в конечном итоге попадает
на земную поверхность. Превращение связанных вод в свободные обусловливает
возникновение зон аномально высоких пластовых давлений, в которых часто
формируются нефтяные залежи. В случае превышения гидростатического давления над
литостатическим (т.е. прочностью) горные породы трескаются и воды внедряются в
вышележащие толщи. В дальнейшем происходит их разгрузка на земной поверхности
или в морских акваториях - в виде грязевого вулканизма.
В пределах океанического блока земной коры физически
связанные воды осадочных пород (I сейсмического слоя) в процессе дрейфа
литосферных плит и последующей субдукции опускаются с вмещающими их породами
под континентальную кору. Образуются островные дуги и активные окраины
континентов, где в конечном итоге вода также переходит в свободное состояние,
принимая участие в формировании гидросферы этих активных структур.
Интенсивность выделения свободных вод оценена (исходя из содержания в породах
связанной воды и максимального времени их существования ~200 млн лет) в 0.4·1015 г/год.
Геологический цикл массопереноса подземных вод
характеризуется последовательными процессами гидратации минералов и по мере
погружения горных пород последующей их дегидратацией в ходе регионального
метаморфизма.
На континентах вода связана с гранитно-метаморфической
оболочкой. Направленные вниз физически связанные воды, выделяющиеся в осадочных
бассейнах, - основной источник гидратации пород на ранних этапах метаморфизма.
Более глубокие горизонты характеризуются ростом давления и температуры и
соответственно более высокими стадиями метаморфизма. В этих условиях химически
связанные воды переходят в свободное состояние. Интенсивность этого процесса
невелика и составляет примерно 0.04·1015 г/год. Формирование
зон обводненных разуплотненных пород, вскрытых Кольской сверхглубокой скважиной
на глубине 6-8 км в пределах Балтийского щита, по-видимому, связано с подобными
процессами.
Более динамичен геологический цикл массопереноса подземных
вод с вулканогенно-осадочными и базальтовыми породами (II и III сейсмических
слоев) океанической коры. Он характеризуется процессами гидратации основных
пород в ходе рифтогенеза, переносом гидратированных пород в результате дрейфа
литосферных плит и последующей дегидратацией при региональном метаморфизме в
зонах погружения под континентальную кору. Масса выделяющихся при этом
свободных вод (исходя из содержания химически связанной воды в породах
океанической коры и максимального времени их существования ~200 млн лет)
оценена в 0.4·1015 г/год. Образующиеся в результате этого
высокотемпературные флюиды - один из источников питания гидротерм островных дуг
и активных континентальных окраин и одна из действующих сил развития
вулканических процессов. Масса ежегодно образующихся при извержении пород ~6·1015 г/год,
среднее содержание воды в магме примерно 3%; при грубом подсчете обнаруживаем,
что в вулканическом процессе принимает участие ~0.2·1015 г/год
воды.
Особенности фазовых переходов воды при высоких температурах
и трещиноватость пород приводят к формированию в зонах островных дуг и активных
континентальных окраин гидротермальных конвективных ячей, нисходящее звено
которых - холодные океанические или метеорные воды (атмосферные осадки).
Восходящее же звено ячей складывается из трех основных источников: физически и
химически связанных вод, выделяющихся из осадочных и вулканических пород
океанического блока земной коры, а также восходящего потока нагретых подземных
“бывших” метеорных вод. Суммарный восходящий гидротермальный массопоток на
основании данных о конвективном выносе тепла подобными системами оценен в 4·1015
г/год. Примерно 15% гидротермального массопотока (0.6·1015 г/год)
приходится на долю освобождающихся связанных вод, а остальные 85% (3.4·1015
г/год) - на долю нисходящей и восходящей ветвей гидротермальных вод метеорного
происхождения.
Наконец, необходимо кратко остановиться на массопотоке воды
из мантии. Мантийный флюид можно рассматривать как смесь водородного и
углеводородного компонентов. При миграции, связанной с восходящей ветвью
конвекции вещества мантии, происходит окисление его составляющих, что в
конечном итоге приводит к синтезу воды, масса которой приближенно оценивается в
0.25·1015 г/год.
Вместе с тем переход таких вод в свободное состояние,
реализуемый в толще земной коры, имеет исключительно большое геологическое
значение. С подобными процессами связаны существенные изменения вещества горных
пород, формирование месторождений полезных ископаемых (в том числе и горючих),
а также развитие ряда эндогенных, часто катастрофических, явлений.
Влияние подземных вод на изменение уровня Каспия
В этой части статьи мы попытаемся показать, как полученные
довольно общие данные можно использовать при решении конкретных вопросов.
Наиболее подходящей моделью оказался Каспийский осадочный
бассейн. Он привлекает внимание, с одной стороны, как крупнейшая
нефтегазоносная провинция, а с другой - в связи с резким изменением уровня
моря, произошедшего на рубеже 70-80-х годов. Значительное повышение уровня
Каспия стало большим сюрпризом для гидрологов, которые пытались объяснить этот
феномен изменением водного баланса Земли. Геологи же, подключившиеся к решению
проблемы, связывают это явление с особенностями тектонического развития
Каспийской впадины. Так Н.А.Шило и др. высказали предположение о связи уровня
Каспия с напряжениями в земной коре: уходом воды из его акватории в недра при
растяжении и поступлением - при сжатии.
Впадина Каспийского моря (территория, занятая акваторией
моря) вытянута в меридиональном направлении. Длина ее около 1200 км, а ширина -
около 320 км. Общая масса воды в Каспийском море достигает 0.8·1020
г, а средняя глубина - 160 м.
Баланс подземных вод осадочного чехла Южной мегавпадины
Каспийского бассейна, 1020 г. Римскими цифрами обозначены: I -
Каспийское море, II - плиоцен-четвертичный осадочный комплекс, III -
доплиоценовый осадочный комплекс.
Баланс подземных вод осадочного чехла Каспийской впадины.
Римскими цифрами обозначены: I - Прикаспийская синеклиза; II - Туранская плита;
III - область альпийской складчатости Среднего Каспия; IV - область альпийской
складчатости Южного Каспия; V - Каспийская впадина. Легенда сверху вниз - масса
вод, захваченных в ходе седиментацией, выделившихся при эволюции осадочного
чехла, сохранившихся в осадочном чехле.
Современный ориентировочный баланс природных вод
литосферы. 1 - масса природных вод, содержащихся в отдельных звеньях гидросферы
и оболочках земной коры; 2 - перенос свободных природных вод, г/год; 3 -
переход природных вод из свободного в связанное состояние, г/год; 4 - переход
природных вод из связанного в свободное состояние, г/год.
(Степенные показатели в певом столбце: 2, 21, 21, 20,
20, 20)
На территории, занимаемой современным Каспием, выделяются
три основных геолого-структурных элемента: в северной части - юг Прикаспийской
синеклизы, в центральной - Скифско-Туранская плита, на западе и юге - зона
альпийской складчатости. Последняя в свою очередь делится на Северо-Западную,
примыкающую к восточной оконечности Большого Кавказа, и Южную, представляющую
собой крупную мегавпадину на базальтовом основании.
Это районирование и легло в основу приближенной оценки масс
подземных вод в осадочном чехле Каспийского бассейна. Мощность пород в нем колеблется
от 5-6 км в зоне Скифско-Туранской плиты до 30 км в Южной мегавпадине. За
нижнюю границу осадочных отложений приняты разновозрастные породы
консолидированного фундамента.
Для количественных расчетов построена приближенная
пространственная модель Каспийского осадочного бассейна. По ней были оценены
средние мощности, объем и масса пород осадочного чехла для главных
геолого-структурных элементов.
Для расчета количества воды в осадочном чехле Каспия
использовалась методика, о которой мы рассказали выше. Большинство параметров
(особенно значение пористости горных пород различных типов) получены по
результатам бурения в пределах Дагестана, т.е. в непосредственной близости от
Каспия. Из довольно приближенных расчетов следует, что в осадочной толще Каспийского
бассейна содержится примерно 11.9·1020 г связанных и свободных
подземных вод, из которых на последние приходится 7.4·1020 г,
что практически на порядок превышает массу воды Каспийского моря (0.8·1020
г). Причем подавляющая часть этих вод (5.3·1020 г) сосредоточена
в Южно-Каспийской впадине [4].
Геологическая история Каспийской впадины тесным образом
связана с развитием океанических и морских бассейнов, и в первую очередь Тетиса.
Эволюция Южного Каспия была сопряжена с морской седиментацией [5]. В
Среднем и Северном Каспии же существовали отдельные перерывы в морском
осадконакоплении. Однако они не сыграли значительной роли в формировании
осадочной толщи, и поэтому для наших расчетов можно допустить, что основная
масса осадочного чехла формировалась в присутствии природных поверхностных вод.
Осаждаясь, минеральное вещество захватывает значительное количество физически
связанных вод [6].
За время существования впадины осадочными породами при
седиментации захвачено более 40.7·1020 г свободных и физически
связанных вод. Из них 7.4·1020 г сохранились до настоящего
времени. Большая же часть (33.3·1020 г) в ходе эволюции впадины
выделилась и поступила обратно в океанические и морские акватории (табл.3). В
пределах Северного и Среднего Каспия составляющие баланса невелики и сравнительно
близки друг другу. Резко выделяется Южный Каспий, на долю которого приходится
примерно 2/3 массы подземных вод. В осадочной толще Южной мегавпадины Каспия за
185 млн лет эволюции было аккумулировано 24.9·1020 г свободных
и физически связанных подземных вод. В процессе развития бассейна 19.6·1020
г возвращено обратно, причем 6.2·1020 г из них приходится на
последние 5 млн лет.
Если распределить всю массу воды, выделившуюся из верхнего
этажа осадочной толщи Южного Каспия, на площади современного Каспия, то за 5
млн лет должен был образоваться слой мощностью 1.68 км. Расчет носит, конечно,
условный характер, так как в действительности в течение рассматриваемого
отрезка времени Каспий имел иную, чем в современную эпоху, площадь акватории,
иногда большую, а иногда меньшую.
Попробуем также оценить суммарный подъем уровня Каспия за то
же среднеплиоцен-четвертичное время. Для этого были использованы кривые
изменения уровня Каспия, построенные Ю.Г.Леоновым с коллегами по
сейсмостратиграфическим данным [7]. Было
зафиксировано 23 достаточно длительных этапа подъема уровня продолжительностью
от 20 до 600 тыс. лет, с амплитудой от 10 до 580 м.
Но необходимо иметь в виду несовпадение акваторий бассейна
Каспия в прошлом и настоящем. Кроме того, источником свободных и связанных вод
осадочного чехла Каспия могут быть и потоки, часть которых захоранивается в
процессе эволюции осадочного бассейна и таким образом уже входит в водный
баланс моря. И наконец, рассматриваемые колебания уровня имеют макрохарактер, а
многочисленные микроколебания, длительностью от нескольких до десятков лет,
зависящие не только от климатических, но и других факторов, в том числе и
разгрузки подземных вод осадочного чехла, в расчетах не учитываются.
Если допустить существование общепринятого седиментогенного
режима в Каспийском бассейне, то средние темпы выделения подземных вод из
верхнего этажа осадочной толщи Южного Каспия за последние 5 млн лет должны
составить 0.1·1015 г/год. Однако как недавно показал В.И.Дюнин,
в современных осадочных бассейнах вертикальные массопотоки подземных вод
преобладают над горизонтальными, что мы, по-видимому, и наблюдаем в пределах
Каспия.
Высокой скоростью осадконакопления в Южной котловине Каспия
объясняется разуплотнение глинистых пород уже на сравнительно небольших (~2 км)
глубинах и формирование аномально высоких пластовых давлений, создающих
своеобразный гидродинамический режим осадочной толщи. В осадочном чехле Каспия
в отличие от других подобных районов зона разуплотнения пород существует и на
больших глубинах. Она установлена в Южной котловине на глубинах 7-13 км [8].
Средняя ее мощность ~4 км, а при 10% пористости эта область должна содержать
~0.6·1020 г воды, что близко к массе воды в современном Каспии.
По-видимому, это и есть тот резерв, который при благоприятных условиях может
разгружаться в акваторию Каспия. Масса же этих вод на четыре порядка больше
массы воды, определяющей ежегодный подъем (начиная с 1978 г.) моря (1.1·1016
г/год).
Какие же выводы можно сделать из приведенных наблюдений и
расчетов? Подземные воды, выделяющиеся из осадочного чехла Южного Каспия,
вносят определенный вклад в подъем его уровня. Но скорее всего они только одна
из многих составляющих. Полностью объяснить подъем уровня в течение длительного
времени они все же не могут.
Подводя итог всему вышесказанному, отметим, что масса
подземных вод в земной коре достаточно велика, и они с разной скоростью
участвуют в постоянном круговороте. Обычно в научной и особенно
научно-популярной литературе рассматривают круговорот подземных вод зоны
активного водообмена (гидрогеологический в нашей классификации), с которым
связаны как проблемы водоснабжения, так и развитие большинства экзогенных
геологических процессов. Но оказывается, что не меньшее значение имеют и
массопотоки подземных вод более глубоких горизонтов. При определенных
тектонических процессах они могут приводить к поступлению значительных масс
воды в моря, регулируя (в случае замкнутости последних) их уровень, как это
возможно происходит на Каспии.
Литература
1. Ронов А.Б. Осадочные оболочки Земли.
М., 1988.
2. Ронов А.Б., Ярошевский А.А. //
Геохимия. 1976. №12. С.1763-1795.
3. Зверев В.П. Массопотоки подземной
гидросферы. М., 1999.
4. Зверев В.П., Варванина О.Ю., Костикова
И.А. // Геоэкология. 1998. №5. С.93-99.
5. Зверев В.П., Костикова И.А. //
Геоэкология. 1999. №3. С.260-267.
6. Зверев В.П. Гидрогеохимия осадочного
процесса. М., 1993.
7. Леонов Ю.Г., Антипов М.П., Волож Ю.А. и
др. // Глобальные изменения природной среды. Новосибирск, 1998. С.39-57.
8. Гулиев И.С., Павлинова Н.И., Роджанов
М.М. // Литология и полезные ископаемые. 1998. №5. С.130-176.