Подземные воды зоны аэрации

Зоной аэрации называется верхняя часть земной коры, располагающаяся выше зоны насыщения. Нижняя граница зоны аэрации совпадает с поверхностью грунтовых вод. Поры и трещины пород зоны аэрации заполнены газами, а также частично водой: в парообразном состоянии, физически связанной и капиллярной. Кроме того, в зоне аэрации обычно временно может находиться и гравитационная вода (чаще всего в процессе ее движения от поверхности Земли), а также лед.
По удачному выражению А.М. Овчинникова, «зона аэрации представляет собой буферный слой между атмосферой и подземной гидросферой». Через породы этой зоны происходит инфильтрация атмосферных осадков, поверхностных вод, просачивание конденсационных вод в водоносные горизонты, т. е. осуществляется водное питание подземной гидросферы. С другой стороны, через зону аэрации посредством испарения происходит удаление подземных вод в атмосферу в виде парообразной влаги.
В зоне аэрации выделяется: 1) пояс почвенной влаги; 2) промежуточный пояс; 3) капиллярная оболочка.
Пояс почвенной влаги. Имеет непосредственную связь с атмосферой, поскольку он приурочен к почвенному слою. Мощность почвенного слоя обычно изменяется от нескольких десятков сантиметров до 1—2 м; в тропической зоне он возрастает до 10—20 м.
Почвы по интенсивности выветривания и почвообразования группируются в формации: криогенных почв (арктических, тундровых) со слабой энергией почвообразования, кислых и слабокислых почв (подзолистые, бурые лесные) со средней энергией почвообразования и тропических ферралитных почв с высокой энергией почвообразования.
Распространение формаций почв соответствует определенным биоклиматическим поясам Земли. Сочетание влияния биоклиматических и геохимических факторов определяет направленность процессов формирования главных свойств почв: гидролиз первичных минералов, синтез продуктов выветривания, глинообразование, миграция и аккумуляция веществ, соленакопление, карбонатизация, гумусонакопление, оглеение, оподзоливание и др. Во всех этих процессах ведущая роль принадлежит почвенным водам.
Строение почвы весьма неоднородно (рис. 9.1). Верхний горизонт почв называется аккумулятивно-элювиальным. В нем происходят процессы биогенной аккумуляции минеральных веществ и накопления гумуса, а с другой стороны,—вынос минеральных и органических соединений просачивающимися сверху водами (атмосферными осадками и др.).

В полном разрезе аккумулятивно-элювиального горизонта А выделяются накапливающиеся на поверхности лесная подстилка A0, торф Ат, гумусовый подгоризонт A1, выщелоченный или подзолистый подгоризонт A2. Особенно важную геохимическую роль играет гумусовый подгоризонт, образующийся в результате разложения органического вещества и накопления перегноя или гумуса. В состав гумуса входят органические кислоты (гуминовые, ульминовые и фульвокислоты). Присутствие этих кислот значительно усиливает растворяющую способность почвенных вод. Мощность гумусового подгоризонта колеблется от нескольких сантиметров до 1—1,5 м. Содержание органического вещества в нем изменяется от долей процента до 18 %,
Перемещение веществ просачивающимися водами из верхней части разреза в нижние приводит к накоплению этих веществ и образованию горизонта вмывания, или иллювиального горизонта В. А в разрезе выделяются переходный, типично иллювиальный, второй выщелоченный подгоризонты. По составу накопляющихся веществ наиболее распространены следующие типы иллювиальных подгоризонтов: 1) легкорастворимых солей (хлоридов и сульфатов натрия, сульфатов магния); 2) углекислой извести; 3) коллоидов — гумуса, кремнезема, полуторных окислов, глинистых минералов и др.
Почва подстилается материнскими породами, послужившими основой для ее образования С. Наиболее широкое развитие получили в почвах связанные и капиллярные воды. Последние даже при отсутствии водоупорного ложа или непосредственного подстилающего водоносного горизонта образуют капиллярную оболочку, «подвешенную» к поверхности почв. Капиллярные воды имеют неоценимое значение в водном питании растений. Гравитационные воды почти постоянно присутствуют в болотных почвах, а в остальных типах почв наблюдаются лишь в отдельные периоды, например в процессе инфильтрации атмосферных осадков и оттаивания сезонной мерзлоты. Парообразная влага находится в почвах постоянно и перемещается путем диффузии от слоев с высокой абсолютной влажностью к слоям с низкой абсолютной влажностью почвенного воздуха, от слоев теплых к слоям холодным. Поэтому летом пар обычно перемещается вниз, а зимой вверх. При устойчивой отрицательной температуре воздуха почвенный слой промерзает, и в это время в почвенном слое преобладает лед.
По особенностям водного режима в зоне аэрации выделяется три подзоны — переменного увлажнения, транзита и капиллярной каймы (рис. 9.2). Атмосферные осадки, которые просачиваются в зону аэрации, аккумулируются преимущественно в почвенном слое (верхние 10—20 см). Если осадков выпало мало, а испарение велико, то просочившаяся влага может опять вернуться в атмосферу. Проникновение атмосферной влаги в глубокие горизонты зоны аэрации, водное питание верховодки и грунтовых вод наступает лишь после продолжительного периода инфильтрации (весеннее снеготаяние, длительные дожди и др.). Как видно из рис. 9.2, происходит во времени выравнивание влажности по всей глубине подзоны переменного увлажнения. Отметим также, что подошва этой подзоны находится в промежуточном поясе.

С учетом воздействия климатического и других факторов формирования почвенных вод выделяются: мерзлотный, промывной, непромывнои, выпотной и ирригационный типы водного режима почв (рис. 9.3).
Мерзлотный режим характерен для северных и восточных районов нашей страны, где получила развитие криолитозона. Вследствие того что в этих районах отрицательные температуры воздуха держатся в году до 8—10 мес и наблюдается маломощный снеговой покров, лед в почвах может сохраняться очень долго. Оттаивание почвенного горизонта начинается весной и происходит в течение нескольких месяцев, а иногда заканчивается только осенью. Это приводит к тому, что на поверхности ММП, выполняющих роль водоупорного горизонта, образуется слой надмерзлотных вод, постепенно опускающийся в процессе оттаивания сезонной мерзлоты. Важную роль в питании этих вод играют процессы конденсации, происходящие при движении воздуха в почвенном слое.

Максимальные мощности CTC — до 2—3 м — наблюдаются на юге криолитозоны. В северных районах его мощность уменьшается до 0,3—0,5 м. Продолжительность существования слоя сезонно-промерзающих надмерзлотных вод колеблется от 1—3 мес на севере и до 6—8 месяцев на юге. Характер водного режима в CTC показан на рис. 9.4.
Промывной режим наблюдается в районах влажного климата. При этом, режиме поступление влаги в почву значительно превышает ее расход, поэтому влага просачивается через почвенный слой, промывает его, вынося из него соли, и проникает глубже. Такой водный режим характерен для подзолистых почв лесной зоны, а также для лесостепной и степной зон.
При непромывном режиме устанавливается равенство между количеством поступающей в почву влаги и количеством расходующейся из нее воды. Он характерен для черноземов, каштановых почв и сероземов (степная и полупустынная зоны). Весной проникновение влаги распространяется на глубину до 3—4 м. Ниже этой глубины до капиллярной каймы грунтовых вод наблюдается слой с низкой влажностью, называемый «мертвым горизонтом иссушения».
Выпотной режим наблюдается в условиях аридного климата при превышении суммы расхода влаги над количеством поступающих в почвы вод. Разность между расходом и поступлением влаги покрывается за счет испарения неглубоко залегающих грунтовых вод, что вызывает в свою очередь обогащение почв и почвенных вод солями и образование засоленных почв.

Ирригационный режим весьма изменчив и зависит от многих факторов, прежде всего от условий орошения земель, а также гидрогеологической и климатической обстановок. Умело используя эти факторы, можно управлять ирригационным режимом, процессами рассоления почв, изменять свойства и обводненность почв.
Наличие в почвенных водах разнообразных органических соединений и богатой микрофлоры, присутствие газов воздушного и биогенного происхождения значительно повышают растворяющую способность этих вод и миграционную подвижность растворенных в них соединений. Для почвенных вод характерно обогащение железом, фосфором, аммонием, нитратами, нитритами, марганцем, фульвокислотами и гумнновыми кислотами.
Ландшафтно-климатическая зональность отражается на составе почвенных вод. В условиях влажного климата, тундровых и таежных почв формируются воды преимущественно гидрокарбонатного магниево-кальциевого состава с минерализацией до 0,1—0,2 г/л. В условиях аридного климата, степных и пустынных почв довольно часто встречаются почвенные воды сульфатно-хлоридного натриевого состава с минерализацией более 5—10 г/л.
Без почвенной влаги была бы невозможна жизнь растительности. По выражению Г.Н. Высоцкого, «вода в почве и грунте... есть настоящая кровь живого организма». Для растений легкодоступны гравитационные, а также капиллярные воды. Практически не поддаются усвоению растительными организмами связанные воды. Растения избирательно поглощают из воды отдельные компоненты через корневую систему. Таким образом, растительность активно вмешивается в гидрогеохимические процессы. С другой стороны, существование растений — концентраторов, например, рудных элементов позволяет использовать их для ведения биогеохимических поисков рудных месторождений.
Промежуточный пояс. Располагается между почвенным слоем и капиллярной оболочкой. Он попадает в нижнюю часть подзоны переменного увлажнения и в подзону транзита. После впитывания атмосферной влаги почвенным слоем движение воды вниз продолжается даже и при прекращении инфильтрационного питания. Переход от увлажнения к испарению приводит к гистерезисным явлениям. Поэтому движение влаги в промежуточном поясе может быть как нисходящим, так и восходящим.
Наибольшая мощность промежуточного пояса (до нескольких десятков и даже сотен метров) наблюдается на водоразделах рек, особенно в горных областях. На поймах рек он может отсутствовать. Ухудшение условий водного питания с севера на юг приводит к возрастанию мощности промежуточного пояса от 0—2 м в зоне тундр до 20—40 м в зоне степей.
Основным типом подземных вод, наблюдающимся в промежуточном поясе, является верховодка. Последняя представляет собой водоносную линзу, залегающую на водоупорном слое ограниченных размеров.
Отличительными признаками верховодки являются: ограниченная площадь распространения, временность (сезонность) существования и ограниченные ресурсы вод, резкие изменения режима (уровня, ресурсов, температуры, химического состава) во времени.
Верховодка образуется в зоне аэрации на породах различного состава и происхождения, например: на погребенных почвах в толще лёссов и лёссовидных суглинков; на линзе глинистых отложений среди аллювиальных песков; на линзе размытой морены среди флювиогляциальных песчаных отложений; на линзе мерзлых пород в оттаявшей толще пород; на небольших пластообразных водонепроницаемых интрузиях в трещиноватых осадочных породах и др. Своим происхождением верховодка в основном обязана инфильтрации атмосферных осадков. Некоторое количество воды может поступать также в результате конденсации почвенной влаги. Поэтому питание верховодки осуществляется преимущественно в относительно кратковременные периоды: таяния снегов, выпадения обильных дождей. В эти периоды вода скапливается на поверхности водоупоров, задерживающих ее на некоторое время, до тех пор пока она не перетечет глубже и не израсходуется на испарение. Во время существования верховодки ее уровень располагается на различных глубинах. Наиболее близко к поверхности ее воды располагаются в весенний период, после таяния снегов. Затем после протаивания сезонно-мерзлых пород воды верховодки, постепенно растекаясь, погружаются вниз.
Время существования верховодки в значительной мере определяется климатическими условиями, формой и размерами водоупорного слоя, глубиной его залегания и водопроницаемостью вмещающих пород, а также рельефом местности. Более благоприятные условия водного питания верховодки складываются в условиях влажного климата, где она существует практически в течение всего теплого периода года. Вогнутая и горизонтальная форма поверхности водоупорного слоя лучше способствуют накоплению вод по сравнению с выпуклой ее формой, на которой воде трудно удерживаться. На водоупорах относительно больших размеров (переходных между линзой и горизонтом) создается возможность более длительного хранения гравитационных вод, так как увеличиваются пути и время их растекания вниз. Глубина залегания водоупорного слоя регулирует степень воздействия процессов испарения на верховодку. Примерно на глубинах более 2—3 м испарение уже практически не оказывает воздействия на подземные воды. Верховодка скапливается в разнообразных по проницаемости породах, но она тем легче образуется при прочих равных условиях, чем больше разница в водопроницаемости водовмещающих пород и подстилающей водоупорной линзы. Более длительное время сохраняется верховодка во влагоемких породах (например, суглинках и лёссовидных породах), так как растекание гравитационных вод в хорошо проницаемых, слабовлагоемких отложениях происходит довольно быстро.
Наиболее благоприятные условия для ее формирования складываются на участках понижения рельефа, например в степных «блюдцах» и западинах. На этих площадках задерживаются талые снеговые и ливневые воды.
В горных районах почвенный слой выражен слабо, а часто практически отсутствует. Поэтому в гидрогеологических массивах и вулканогенных бассейнах выделяются приповерхностные воды, которые образуются в верхней части элювиально-делювиального слоя и представляют собой сочетание почвенных вод (при наличии почв) и верховодки. Приповерхностные воды называют также горной верховодкой. Ее отличительными особенностями являются большая динамичность и кратковременность существования. Наиболее заметные проявления горной верховодки приурочены к ложбинам временных водотоков. В верховьях ручьев и рек подземные потоки могут неоднократно выходить на поверхность и вновь уходить под землю.
Химический состав верховодки разнообразен. В значительной степени он определяется климатическими условиями и литологией водовмещающих пород. В условиях влажного климата воды верховодки обычно имеют небольшую минерализацию (около 0,1—0,3 г/л), гидрокарбонатный магниево-кальциевый состав, повышенное содержание органики. В рыхлых глинистых покровных отложениях гумидных районов верховодка часто имеет относительно более высокую минерализацию (до 1—2 г/л), чем основной горизонт грунтовых вод, поскольку условия для водообмена в таких отложениях ухудшаются. На участках развития засоленных и соленосных пород минерализация воды может увеличиваться до нескольких граммов на литр и в соответствии с составом пород изменяется ее состав (на сульфатный в гипсоносных, на хлоридный в галитовых породах).
В районах засушливого климата воды верховодки имеют повышенную минерализацию (от 0,5 до 10 г/л и более) и пестрый состав (от гидрокарбонатного кальциевого до хлоридного натриевого). Вместе с тем даже в условиях интенсивного испарения довольно часто встречаются пресные воды (вершины балок, западины, степные «блюдца» и др.).
Практическое использование верховодки обычно невелико вследствие небольших ресурсов и легкого загрязнения. Тем не менее верховодка часто служит источником воды, извлекаемой колодцами; в степных, полупустынных и пустынных районах она может оказаться единственным типом природных вод со сравнительно небольшим содержанием солей, пригодным для временного водоснабжения.
Специфическими особенностями характеризуется промежуточный пояс в районах развития закарстованных пород. Как говорилось в курсе «Общая геология», карстовые явления возникают при образовании (различного рода пустот и связаны с растворением и частично с размывом горных пород. Карстовые явления, характерные для отложений, различных по минеральному составу (известняки, доломиты, мел, гипсы и ангидриты, каменная соль, реже другие породы), имеют свои отличительные черты. Поэтому различают карбонатный (известняковый и доломитовый), меловой, гипсово-ангидритовый и соляной виды карста. Эти виды карста различаются по морфологии карстовых образований, скорости протекания процесса растворения, химическому составу карстовых вод. Выделяют еще так называемый глинистый карст, который связан с выщелачиванием солей, находящихся в глинистых породах. Наконец, термином «термокарст» обозначают процесс вытаивания подземного льда с образованием на поверхности провальных форм, аналогичных карстовым. По внешнему характеру проявления термокарст очень близок к типичному карсту, а по сущности представляет собой один из видов мерзлотных явлений и обусловлен не химическими, а физическими процессами, в основе которых лежит вытаивание льдов и льдистых пород.
Наиболее устойчивы во времени карстовые формы в карбонатных породах (известняках, доломитах и мраморах). Например, в известняковом массиве при длительном воздействии карстовых вод формируется сложный комплекс разветвленных подземных каналов, пещер, гротов, вертикальных колодцев и щелей, трубообразно-изогнутых полостей и т. п., при этом система горизонтальных путей миграции карстовых вод может развиваться в несколько этапов в зависимости от изменения в положении базиса эрозии и других факторов. В результате образуется несколько ярусов таких систем, причем верхние оказываются в зоне аэрации. Крупные карстовые пещеры, достигающие по объему десятков и даже сотен тысяч кубических метров, формируются в течение длительного геологического времени. Хорошо известны пещеры, в которых поселялся первобытный человек десятки тысяч лет тому назад. Наиболее глубокие естественные карстовые шахты и пещеры достигают глубин нескольких сотен и даже до тысячи метров и более.
В соляном карсте образующиеся пустоты значительно менее устойчивы во времени. При интенсивной фильтрации вод, не насыщенных растворимыми солями, в соленосной толще пород происходит довольно быстрое разрушение образующихся полостей, влекущее за собой деформацию рельефа.
В зоне аэрации, сложенной закарстованными породами, наблюдается нисходящая периодическая циркуляция вод. После выпадения осадков или таяния снега в ней происходит движение воды вниз. Глубина нисходящего движения вод на слаборасчлененных возвышенных участках с равнинным рельефом составляет 30—100 м, а в горных районах она может измеряться сотнями метров, иногда более 1000 м. В пределах зоны нисходящей циркуляции в ряде районов наблюдаются подвешенные воды, скапливающиеся на участках развития местных водоупоров из некарстующихся или менее карстующихся пород. Этим можно объяснить наличие источников — выходов карстовых вод на склонах массива, значительно выше дна карстовых котловин и польев (рис. 9.5).

Воды капиллярной каймы. Располагаются непосредственно на поверхности грунтовых вод. Основными особенностями вод капиллярной каймы являются тесная гидравлическая связь с грунтовыми водами, непостоянство режима — колебания уровня, температуры и количества вод.
Вследствие неоднородности пород, слагающих зону аэрации, фронт (верхняя граница) капиллярного смачивания располагается на разной высоте по отношению к уровню грунтовых вод. Верхняя граница капиллярного смачивания, как и высота капиллярного поднятия, испытывает в течение года довольно заметные колебания, вызванные воздействием атмосферных условий и изменением режима грунтовых вод. Наиболее четко влияние этих факторов отмечается в капиллярных водах, приуроченных к песчаным отложениям. Капиллярная кайма перемещается как вверх, так и вниз, отражая колебания уровня грунтовых вод; так, например, во время снеготаяния и выпадения обильных дождей наблюдается подъем капиллярной каймы. В эти периоды, как только инфильтрующаяся сверху вода заполняет в капиллярной кайме все поры, ее избыток передается в зону насыщения. В результате повышается уровень грунтовых вод, что вызывает соответствующее перемещение вверх и капиллярной каймы. В засушливые периоды капиллярные воды интенсивно испаряются. Потери в капиллярной кайме влаги от испарения немедленно компенсируются поступлением вод, отсасываемых капиллярными силами из грунтового водоносного горизонта. Длительное испарение капиллярных вод приводит к «сработке», понижению уровня грунтовых вод, что вызывает и перемещение вниз капиллярной каймы.
Самостоятельное значение вод капиллярной каймы сравнительно невелико в гумидных областях и повышается в аридных. Эти воды могут использоваться растениями для своей жизнедеятельности. С испарением капиллярных вод связано засоление почв и грунтов. Важную роль выполняет капиллярная кайма как регулятор распределения влаги в зоне аэрации.