Фактори формування хімічного складу підземних вод

Фактори, які визначають формування хімічного складу підземних вод поділяють за генезисом (природні та штучні), ступенем впливу (головні, другорядні) та характером прояву (прямі, непрямі). До природних факторів відносять фізико-географічні, геологічні, біологічні та фізичні. Штучні (антропогенні) фактори пов’язані з діяльністю людини в природному та геологічному середовищі.

Фізико-географічні фактори дозволяють оцінювати вплив природної обстановки за характеристиками географічної загальності, клімату, рельєфу та гідрологічних умов. Геологічне положення району, випадіння атмосферних опадів визначає початковий склад підземних вод. Наступні зміни хімічного складу пов’язані з інфільтрацією вод в грунт та гірські породи. Умови інфільтрації атмосферних і талих вод та інтенсивність процесів вивітрювання пов’язані з кліматом. Зміна температурного режиму повітря викликає зміну хімічного складу підземних вод.

Взаємодія підземних вод з гірськими породами відбувається у формі розпаду (хімічного) первинних мінералів та синтезу нових мінералів – продуктів хімічного вивітрювання, а також розчинення окремих мінеральних компонентів породи та продуктів їх хімічного розпаду.

Значний вплив на водообмін та формування поверхневого стоку здійснює рельєф. В межах вододільних просторів підземні води прісні, гідрокарбонатно-кальцієвого складу. В межах долин напірні води мають підвищену мінералізацію, сульфатно-гідрокарбонатний та магнієво-кальцієвий склад.

З геологічних факторів, що впливають на формування хімічного складу підземних вод, відмітимо умови залягання гірських порід, їх речовинний та газовий склад, геолого-структурні особливості масиву гірських порід, тектонічні процеси, магнетизм.

Біологічні фактори викликають перетворення хімічного складу підземних вод внаслідок процесів взаємодії вод з мікроорганізмами, рослинністю, органічними речовинами. Мікроорганізми представлені різноманітними видами одноклітинних та багатоклітинних бактерій, існування яких в підземних водах відмінно на різних глибинах та обмежено ізотермами 100⁰С. Життєдіяльність бактерій проявляється в переробці органічних та неорганічних сполук та підтриманні кругообігу хімічних елементів, наприклад С, S, N, P, Fe. З утворенням біологічного кругообігу атомів в природних системах встановлюються окислювальні або відновлювальні середовища, з притаманними їм видами бактерій. В окислювальному середовищі відбуваються процеси, пов’язані з діяльністю аеробних бактерій (наприклад, сіркобактерій та залізобактерій). В відновному середовищі живуть анаеробні бактерії, які приймають участь в процесах десульфатизації та денітрифікації підземних вод.

До фізичних факторів, які впливають на умови формування хімічного складу підземних вод належать тиск, температура і час. Розчинність мінералів гірських порід підземними водами залежить від температури, підвищення якої з глибиною приводить до зростання фізико-хімічної активності вод – природних розчинників. Збільшення глибини обумовлює також зростання гідростатичного тиску, що підвищує розчинність мінеральних складових гірських порід.

Вплив часу як формуючого фактору можна пояснити на прикладі існування седиментаційних вод, які зберегли в більшості випадків реліктовий іонно-сольовий комплекс до теперішнього часу.

Штучні фактори відображають різноманітність технічної діяльності людини і слугують причиною процесів формування або зміни хімічного складу підземних водою. До групи штучних факторів слід включити: зміни гідрографічної мережі та рельєфу, зрошення та осушення територій, забудову територій різними об’єктами, створення гідротехнічних споруд, шахт, кар’єрів, відвалів порід та відходів гірського виробництва. Головне ж джерело інтенсивної зміни складу поверхневих та підземних вод – неочищені або недоочищені промислові та господарсько-побутові стічні води. Прямий вплив на підземні води пов’язаний з експлуатацією водоносних горизонтів.

Ґрунтові води

Ґрунтові води розповсюджені майже повсюдно. До особливостей цих вод слід віднести неповне заповнення ними водопроникаючого пласту гірських порід, співпадання областей живлення і розповсюдження, відсутність (або наявність незначного) місцевого напору, легка забруднюваність речовинами, які доносяться водами, що інфільтруються, залежність режиму від умов живлення та наявність взаємозв’язку з поверхневими водами водотоків і водоймищ.

Під режимом розуміють стан та поведінку підземних вод в часі під впливом геологічних, кліматичних, гідрологічних факторів, а також виробничої діяльності. Режим характеризує рівень водоносності горизонту, запас води, показники фізичного стану, хімічного, газового та бактеріологічного складу підземних вод. Живлення відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів і частково конденсації.

Г.М. Каменським виділено два генетичних типи ґрунтових вод: ґрунтові води вилуговування та ґрунтові води континентального засолення. Перший тип характеризує області надлишкового зволоження, в межах розповсюдження цих вод спостерігається поступове збільшення їх мінералізації з півночі на південь; за хімічним складом вони змінюються від гідрокарбонатно-кальцієвих до сульфатного і сульфатно-хлоридного типів.

Води другого типу формуються на території посушливих областей (степів, пустель), де внаслідок малої кількості опадів, інтенсивного випаровування та відсутності природного дренажу немає сприятливих умов для розвитку ґрунтових потоків. За ступенем мінералізації води цього типу змінюються від слабосолонуватих до солоних; за хімічним складом належать до сульфатного, сульфатно-хлоридного, хлоридного типів.

За умовами залягання слід розрізняти: ґрунтові води річкових долин, льодовикових покладів, степів, напівпустель, пустель, конусів виносу та передгірських похилених рівнин, гірських областей, морських узбереж.

Артезіанські води

Фізико-географічні фактори здійснюють незначний вплив на режим артезіанських вод; п’єзометричний рівень мало підлягає місячним та сезонним коливанням; температура їх з глибиною зростає.

В областях живлення та розвантаження артезіанські води тісно пов’язані з ґрунтовими водами; вони так само володіють кліматичною залежністю, але в більш м’якій формі. Зональність відрізняє температурний режим, хімічний склад, зміну умов водообміну артезіанських вод.

Артезіанським басейнам притаманна вертикальна зональність, яка проявляється у поступовому збільшенні мінералізації та зміні хімічного типу води з глибиною. До глибини 100 – 600 м залягають слабомінералізовані прісні води, на більших глибинах – високомінералізовані води (розсоли). Прикладами великих артезіанських басейнів можуть бути Дніпровсько-Донецький, Приазовський.

Тріщинні води

В залежності від характеру руйнування цілісності гірської породи підземні води поділяються на пластові і тріщинно-жильні.

Виділення тріщинно-жильного типу підземних вод пов’язано з генезисом тріщинної порожнистості гірських порід, до основних видів якої відносять:

- Літогенетичну тріщинуватість, яка виникає при охолодженні магматичних порід, при метаморфозі, епігенезі опадів;

- Тектонічну тріщинуватість, яка виникає при схилоутворенні та диз’юнктивних порушеннях залягання гірських порід;

- Екзогенну тріщинуватість, яка розвивається в процесі вивітрювання гірської породи, за умови зсувних деформацій, обвалів, провалів склепінь карстових порожнин.

У відповідності тріщинно-жильні води поділяються на регіонально-тріщинні води зон вивітрювання, літогенетичної та тектонічної тріщинуватості, локально-тріщинні води зон тектонічних порушень.

Тріщини вивітрювання утворюються в твердих гірських породах всіх генетичних типів. Ця форма тріщинуватості вторинна і розвивається на фоні первинних тріщин (літогенетичних та тектонічних).

Характер розподілу літогенетичної та тектонічної тріщинуватості залежить від складу, ступеню ущільнення та фізико-механічних властивостей гірських порід. Зв’язані з цим видом тріщинуватості порід тріщинно-жильні води зустрічаються у всіх генетичних типах гірських порід – магматичних, метаморфічних і осадових.

Локально-тріщинні води в залежності від характеру геологічного порушення порід гідрогеологічної структури поділяються на води тектонічних розломів, інтрузивних контактів та води жильних утворень.

Обводненість зон тектонічних порушень залежить від морфології, віку та ступеня розкриття тектонічного розлому і досягає найбільших значень на глибинах 300 – 500 м.

Понижену обводненість мають зони розповсюдження вод інтрузивних контактів та жильних утворень, потужність яких може досягати сотень метрів і навіть декількох кілометрів. Зона обводнення розбита тріщинами на ряд ділянок з різною проникністю.

Тріщинні води перерахованих генетичних типів за гідродинамічним станом можуть бути як напірними так і ненапірними, ступінь мінералізації змінюється від прісних вод до розсолів, хімічний склад – гідрокарбонатний, сульфатний, хлоридний. Наявність тріщинних вод приводить до зниження стійкості твердих гірських порід за рахунок фізичної і хімічної взаємодії, розвитку тиску в тріщинах, впливу води на міжзернові зв’язки порід.

Карстові води

Карстові води поділяються на пластові і жильні, які складають відповідні класи тріщинно-карстових вод.

Пластові тріщинно-карстові води розміщуються в слабодислокованих пологозалягаючих карбонатних породах, які іноді містять включення гомогенних і сульфатних відкладів. Зустрічаються в платформенних та гірсько-складчастих областях.

Жильні тріщинно-карстові води розміщуються в карбонатних і тріщинно-карбонатних перекристалізованих та сильно дислокованих породах, іноді вміщуючих пласт сульфатних, рідше галогенних включень. Карстові води характеризує специфічний взаємозв’язок поверхневих і підземних водотоків. Розрізняють відкриту та закриту закарстованість порід масиву.

Лекція № 8 ОЗЕРА І ВОДОСХОВИЩА

ПОХОДЖЕННЯ ОЗЕР

Озерами називають природні водойми, які являють собою западини на земній поверхні різної величини і форми, заповнені водою. Озера належать до водойм із сповільненим водообміном і відрізняються від річок неоднорідністю водної маси. До водойм із сповільненим водообміном слід віднести і штучні водойми – водосховища і ставки.

Озерні улоговини утворюються під впливом ендогенних та екзогенних процесів. Ендогенні процеси створюють на Землі великі і глибокі западини. Озера, які виникли в цих западинах, належать до озер тектонічного та вулканічного походження. Тектонічні озера утворюються в улоговинах, які виникли внаслідок тектонічних рухів земної кори. Вони великі за розмірами, глибокі, мають круті схили (Байкал, Танганьїка, Каспійське море). Вулканічні озера виникають у кратерах згаслих вулканів, серед лавових полів або в долинах річок, перегороджених лавою. Вони поширені в областях давньої або сучасної вулканічної діяльності (Камчатка, Японія, Сицилія, Ісландія, Закавказзя).

Озера екзогенного походження порівняно з тектонічними менші за розмірами і глибинами, мають не такі круті схили. Поділяються вони на гідрогенні, гляціогенні, еолові, органогенні і антропогенні.

Гідрогенні озера можна поділити на водноакумулятивні та водноерозійні.Вони зобов’язані своїм походженням дії морських, річкових та підземних вод. До цієї групи озер належать озера-стариці, які зустрічаються в долинах річок; плесові озера, які являють собою розрізнені плеса пересохлих рік; дельтові озера, що утворюються в дельтах великих рік; лагуни та лимани морських узбереж – переважно відшнуровані від моря наносами затоки.

Карстові та просадочні (суфозійні) озера утворюються під дією підземних вод. Карстові озера виникають в районах поширення вапняків, гіпсів, доломітів. Улоговини цих озер мають майже правильну овальну або круглу форму з досить значними глибинами. Карстові озера утворюються переважно внаслідок обвалів у місцях вилуговування порід поверхневими і підземними водами і виникнення карстових воронок, чашоподібних заглибин. Прикладом служать карстові озера в межах головного пасма Кримських гір.

Просадочні озера поширені в степових та лісостепових районах, де підземні води вимивають глинисті частки, що цементують гіпсові породи.

Значна кількість озер зобов’язана своїм походженням дії льодовика (гляціогенні озера). До цієї групи належать льодовиково-ерозійні озера, які виникли на кристалічних масивах Скандинавії, Канади або на схилах гір Альп, Кавказу, Паміру та ін., а також льодовиково-акумулятивні озера (моренні), що утворилися внаслідок загачування водних потоків моренними відкладами (Прибалтика, Полісся).

Еолові озера утворюються під дією вітру в міждюнних пониженнях або котловинах видування (Прибалтика, Казахстан, Середня Азія).

Органогенні озера — ті, що утворилися на торфових болотах.

Озера антропогенного походження — це водосховища і ставки, створені на річках, а також заповнені водою старі вироблені кар’єри, соляні шахти. На відміну від природних озер, водосховища мають режим проміжний між режимом озера та річкового потоку. В них досить яскраво виражені односторонні течії, активний водообмін між окремими шарами.

БУДОВА ОЗЕР

З часу виникнення озера між його водною масою, улоговиною, басейном і організмами, які є в озері, відбувається взаємодія у вигляді складних механічних, фізико – хімічних і біологічних процесів, які зумовлюють нормальний цикл розвитку озера.

Зовнішній вигляд початкової улоговини змінюється: формується озерне ложе з характерними особливостями його обрисів. Найбільший вплив на улоговину має водна маса. Хвилі руйнують її береги. Продукти руйнування в значній кількості відкладаються тут же на місці і утворюють підводну берегову терасу. Дрібні фракції переносяться в глибину озера і осідають на дно. До механічного впливу водної маси приєднується її хімічний вплив і вивітрювання гірських порід. Річки, які впадають в озеро, приносять певну кількість намулів і теж деформують улоговину.

Одночасно з утворенням озера починається заселення його організмами. Відмираючи, ці організми осідають на дно. Відбувається поступове вирівнювання дна улоговини озера і його обміління. В обмілінні озера роль рослинності коло берега стає більшою: вона ніби витискує воду і озеро наближається до припинення свого існування. Накопичення в озерах осаду і заростання водойм є нормальним процесом їх розвитку, який відбувається постійно.

Процес розвитку озер у різних умовах водообміну, в різних кліматичних умовах або сповільнюється, або прискорюється. При відсутності стоку з озера весь завислий матеріал органічного і неорганічного походження осідає на дно. У проточних озерах частина цих речовин виноситься за їх межі, що сприяє меншому замулюванню озера. При зниженні рівня води процес замулювання і заростання озера посилюється.

Найбільш понижена частина озерної улоговини, заповнена водою до максимального підвищення рівня, називається озерним ложем. Воно поділяється на дві основні області: берегову і глибинну. У першій переважають процеси руйнування гірських порід, які складають улоговину, у другій — відкладання продуктів руйнування.

У береговій області виділяють три зони:

16. Берег — частина озерного схилу, який лежить навколо озера і не зазнає впливу хвиль.

17. Узбережжя — включає суху частину, яка вкривається водою при високих рівнях, і підводну, яка завжди вкрита водою.

18. Берегова відмілина має вигляд берегової тераси з нахилом у бік озерної западини. Виникає внаслідок розмиву і відкладання порід. Узбережжя і берегову відмілину часто об’єднують в одну зону — прибережну (літораль).

Глибинна область, або профундаль, займає найглибшу частину дна, куди хвилювання не досягає. Перехідну частину між літораллю і профундаллю називають сублітораллю. Межі між окремими частинами озерного ложа виражені не завжди чітко, а деяких з них іноді взагалі немає. Водна маса озера, яка лежить над береговою відмілиною і узбережжям, називається прибережною, а та, що лежить над профундаллю, називається областю відкритої води , або пелагіаллю.

Озера відрізняються між собою за величиною і формою. Абсолютні і відносні величини, які характеризують форму і розміри озерної улоговини та кількість води, що її заповнює, називаються морфометричними характеристиками озера.

До морфометричних характеристик належать: довжина озера, ширина озера, площа, порізаність берегової лінії, глибина, об’єм водяної маси і форма озерної улоговини. Морфометричні характеристики визначаються за допомогою батометричних або гіпсометричних карт.

Площа озера F_оз (поверхня дзеркала озера) характеризує площу водної поверхні (без островів) і визначається по карті за допомогою планіметра або палетки.

Довжина озера L — найкоротша відстань між двома найбільш віддаленими точками його берегової лінії заміряна по поверхні озера.

Ширина озера: може бути найбільшою B_макс. — визначається як найбільший поперечник (перпендикуляр) до лінії довжини озера, і середньою B_сер, яка дорівнює відношенню площі озера F_оз. До його довжини.

B_сер.= F_оз./L (8.1)

Довжина берегової лінії l — довжина урізу води, вимірюється циркулем або курвіметром.

Ступінь порізаності берегової лінії K — відношення довжини берегової лінії l до довжини кола з площею, яка дорівнює площі озера F_оз.

K = l/(2ÖFp) = 0,282 l /ÖF. (8.2)

Величина К не може бути меншою від одиниці.

Об’єм води в озері можна визначити по батиметричній карті, як для озера всього, так і для його частин, обмежених певними ізобатами або певними рівнями води. Для визначення об’єму озера озерну улоговину розбивають на ряд простих фігур (зрізаних пірамід), тоді об’єм води для кожної піраміди становитиме:

(f₁+f₂/2)h, (8.3)

- де f₁,f₂...f_n — площі, обмежені ізобатами, м²; h — відстань між ізобатами, м.

Загальний об’єм води дорівнює сумі часткових об’ємів, або

W = h₁(f₁ + f₂/2) + h₂(f₂ + f₃/2) + ...+ h_n(f_n - 1+ f_n/2), м³

Середня глибина озера h_сер дорівнює відношенню об’єму води в озері до площі дзеркала:

h_сер = W/F. (8.4)

Максимальна глибина замірюється безпосередньо, h_макс в м.

Зміна об’єму і площі озера пов’язана із зміною положення рівня озера (глибини). Наочне уявлення про такі зміни дають батиметрична та гіпсографічна криві, які показують, що об’єм води в озері та його площі є функцією рівня води в озері (глибини).

Розміри окремих найбільших озер Земної кулі показані в таблиці.

Таблиця 8.1 - Розміри найбільших озер земної кулі

Поиск по сайту: