title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Напорные воды

Напорные воды

В группу напорных вод объединены их разновидности, залегающие в различных структурно-геологических условиях: артезианские воды платформенного чехла, лавовые воды вулканогенного покрова и трещинно-жильные воды осадочного слоя геосинклинального типа, гранитного и базальтового слоев. Рассмотрим их особенности.
Артезианские воды. Это напорные воды, залегающие в водоносных пластах осадочных пород между водоупорными горизонтами платформенного чехла. Эти воды обладают следующими особенностями: 1) они относятся к межпластовым водам, поскольку сверху и снизу изолированы водоупорами; 2) при вскрытии уровень этих вод устанавливается выше кровли содержащего их горизонта, а иногда и выше поверхности Земли (скважины на таких участках фонтанируют); 3) они распространены в большом интервале глубин от нескольких десятков метров до 12—15 км; 4) артезианские воды в значительно меньшей степени, чем грунтовые, подвержены воздействию экзогенных факторов и обладают относительно стабильным режимом; 5) артезианским водам свойствен упругий характер фильтрации, что связано с проявлением упругих свойств воды и самого пласта при изменении давления в недрах; 6) сложная и обычно затрудненная взаимосвязь межпластовых вод, преимущественно вертикальное сверху вниз их перетекание на периферии структур и снизу вверх в областях наибольшего прогибания фундамента или низких абсолютных отметок земной поверхности.
Движение артезианских вод происходит под действием многих причин: разности гидростатических давлений в области питания и разгрузки, уплотнения горных пород, тектонических движений насыщения вод газами, промораживания и прогревания пород и др. С учетом причин напоров и формирующихся при этом гидрогеодинамических особенностей водоносных систем последние разделяют, как об этом говорилось ранее, на две группы — инфильтрационные и элизионные (литогенные). Это подразделение в какой-то мере условное, так как названные системы часто существуют совместно.
В инфильтрационных системах движение гравитационных вод происходит под влиянием разности напоров в областях питания и разгрузки водоносных горизонтов (рис. 9.10). Для артезианских структур такого типа выделяются три области: 1) инфильтрационного питания, 2) напора и 3) разгрузки. Область напора занимает основную часть территории артезианских структур.
В элизионных (литогенных) системах напор и движение вод возникают под влиянием литогенеза пород и тектонических процессов. В этих условиях происходит отжим связанных вод из уплотняющихся глинистых пород в водоносные горизонты, перераспределение напоров, создание аномально высоких пластовых давлений под действием тектонических движений (рис. 9.11). На первых этапах литогенеза осадочные отложения испытывают преимущественно механическое уплотнение (элизионные процессы) — под весом вышележащих пород уменьшается пористость, отжимаются седиментационные воды. Интенсивность их отжатия с глубиной затухает. Эти процессы происходят в течение десятков и сотен тысяч лет и постепенно угасают. Наряду с физически связанными водами глины могут отдавать и химически связанные. Эти процессы происходят на значительных глубинах (более 2—3 км) и обусловлены изменением минералогического состава глин.

Преобразование порового пространства и минералогического состава пород сопровождается выделением значительных масс воды и газа. Так, при дегидратации 1 м3 монтмориллонитовых глин и превращении их в гидрослюдистые выделяется 230—250 кг воды. Если в 1 м3 гидролизуется 100 кг карбонатных соединений, то образуется до 23 м3 углекислого газа. Преобразование рассеянного органического вещества способствует накоплению углеводородов. Восстановление сульфатов ведет к появлению сероводорода. Высокая температура и широкое распространение соленых вод хлоридного состава стимулируют образование металлоносных растворов (меди, свинца, цинка, лития и др.).
В тектонически активных областях возникают участки повышенных пластовых давлений, связанные с сейсмическими явлениями, движениями земной коры. Время существования таких аномалий обычно сравнительно невелико, от нескольких месяцев до нескольких лет. В условиях длительного существования внешнего источника поддержания повышенного пластового давления увеличивается и продолжительность сохранения аномалий.
В условиях многолетней мерзлоты формируются своеобразные типы напорных вод — межмерзлотные и подмерзлотные (рис. 9.12). Межмерзлотные воды распространены непосредственно в зоне многолетнемерзлых пород. Существование этих вод в жидкой фазе обусловлено либо активной их динамикой, предохраняющей от замерзания пути движения, либо значительным содержанием солей в водах, снижающих температуру замерзания. Указанные факторы действуют чаще всего порознь, поскольку первый характерен для верхней части разреза, где существует связь с поверхностными и надмерзлотными водами, формируются крупные таликовые зоны. Действие второго фактора проявляется обычно в слабо дренируемых глубокозалегающих частях разреза, содержащих соленые воды и соленосные отложения. В этих условиях образуются отрицательно-температурные воды — криопэги.

Подмерзлотные воды залегают непосредственно под зоной ММП. В зависимости от температурного режима эти воды могут иметь как положительную, так и отрицательную температуру. Так, подмерзлотные соленые воды и рассолы в Восточно-Сибирской артезианской области имеют в ряде случаев температуру до —14 °C. Питание подмерзлотных вод крайне затруднено вследствие широкого распространения водоупорного экрана мерзлых пород. В ряде районов это является одной из главных причин аномально низких пластовых давлений артезианских вод. Их уровни устанавливаются на 200 м и более ниже поверхности Земли.
В сложении многих артезианских бассейнов участвуют карбонатные породы. Так, например, в платформенном чехле Русской плиты широко распространены карстующиеся толщи палеозоя — известняки, доломиты, гипсы, соли. Такое же явление наблюдается в Восточной Сибири даже в условиях многолетней мерзлоты (Приангарье, Кемпендяйские и Нордвикские соленосные структуры, Среднее Приленье, бассейн р, Алдан и др.). Наряду с открытым карстом, с которым связаны карстово-грунтовые воды, карстующиеся породы содержат покрытый и погребенный карст. Покрытый карст представляет собой карстующиеся породы, перекрытые некарстующимися отложениями, обычно четвертичного возраста. Погребенный карст залегает на значительных глубинах (до 2—3 км) и образуется в эпохи континентальных перерывов между морскими трансгрессиями. С покрытым и погребенным карстом связано распространение напорных трещинно-карстовых вод. Скважины, вскрывшие такие воды, обладают значительными дебитами (десятки—сотни литров в секунду).
Источники артезианских вод являются восходящими и выходят на поверхность в понижениях рельефа (долинах рек, озерных котловинах), в зонах разгрузки водоносных горизонтов (по тектоническим нарушениям, литологическим контактам и др.).
Поверхность напоров артезианских вод изображается с помощью карт пьезоизогипс. Пьезоизогипсы (изопьезы) соединяют линии с одинаковыми отметками пьезометрического уровня. В свою очередь пьезометрический уровень определяется по измерениям уровня воды в скважинах (рис. 9.10), вскрывших горизонты напорных вод. Высота подъема воды над кровлей водоносного горизонта при его вскрытии называется избыточным напором. Это дополнительный напор по отношению к атмосферным условиям, который испытывают подземные воды, находясь в межпластовом напорном горизонте.
Карты пьезоизогипс, как и карты гидроизогипс, позволяют определять направления движения артезианских вод, глубину их залегания (если известна отметка земной поверхности), гидравлический градиент, взаимосвязь с другими водоносными горизонтами. Кроме того, зная отметки кровли водоносного горизонта, можно определять высоту напора, а зная отметки поверхности рельефа Земли, определять участки возможного самоизлива скважин (где пьезометрические отметки располагаются выше земной поверхности). Следует отметить, что поскольку артезианские воды часто имеют повышенную минерализацию и температуру, то вводят поправки на плотность вод, приводят расчетные уровни не к нулевой поверхности моря, когда получают пьезометрический уровень в абсолютных отметках (превышение над уровнем моря), а к какой-либо условной сравнительной поверхности. В этом случае получаются не абсолютные, а относительные пьезометрические отметки.
Виды пьезометрических карт, методика их построения, конкретные задачи, вытекающие из их анализа, приведены в учебном пособии. Поэтому соответствующий раздел в этом пособии обязательно нужно проработать, чтобы четко представлять себе суть и возможности использования таких карт.
Геологические структуры, содержащие артезианские водоносные горизонты, называют артезианскими бассейнами.
Ранее рассказывалось о зональности подземных вод как планетарном явлении. Здесь же рассмотрим проявления этой зональности в артезианских бассейнах. Эти структуры характеризуются определенными закономерностями изменения условий движения, состава, минерализации и температуры подземных вод. Такие изменения в пределах отдельных горизонтов (по их площади) называют горизонтальной (географической) зональностью, а с глубиной — вертикальной (геологической) зональностью. Соответственно рассматривают гидрогеодинамическую, гидрогеохимическую, температурную и другие виды зональности подземных вод.
По характеру связи с поверхностной гидросферой и атмосферой выделяются три гидрогеодинамические зоны (рис. 9.13): интенсивного, затрудненного и весьма затрудненного водообмена. С глубиной степень этой взаимосвязи ухудшается, что и отражается в положении гидрогеодинамических зон. Границы между ними проводятся обычно условно: между I и II зонами по положению местного базиса дренирования артезианского бассейна (врезу речной сети), между II и III зонами по положению регионального водоупора (в некоторых случаях условно по положению общего базиса дренирования — уровня моря). С увеличением глубины залегания артезианских вод до 2—3 км уменьшается скорость их движения до нескольких сантиметров в год и менее, изменяется, как указывалось в гл. 7, направленность движения с субгоризонтального на субвертикальное, с внутрипластового на межпластовое. Границы между гидрогеодинамическими зонами артезианских бассейнов контролируются региональными водоупорами.
В соответствии с теми же принципами, которые были изложены ранее, в артезианских бассейнах выделяются три гидрогеохимические зоны (рис. 9.14): пресных (до 1 г/л), соленых (1—35 г/л) вод и рассолов (более 35 г/л). Соотношение этих зон в Северо-Двинском артезианском бассейне показано на рис. 7.14, а в других бассейнах — в табл. 7.1. Наиболее благоприятные условия для формирования зоны пресных вод возникают в незаселенных и хорошо водопроницаемых породах и при обильном атмосферном водном питании. В такой обстановке глубина залегания пресных вод достигает 0,5—1,2 км (юго-восток Западной Сибири, байкальские впадины, север Сахалина и т. д.). В большинстве районов мощность зоны пресных вод колеблется в пределах 100—300 м. Она может быть проморожена в условиях развития многолетней мерзлоты, а в районах континентального засоления и близкого к поверхности расположения соленосных толщ пресные воды могут отсутствовать.

Зона соленых вод обычно залегает под зоной пресных вод. Соленые воды чаще всего связаны с отложениями морского генезиса и распространены очень широко. Наибольшей мощности — до 3—4 км — зона соленых вод достигает в Западно-Сибирской артезианской области.
Рассолы получили развитие во внутренних и наиболее глубоких частях артезианских бассейнов, в разрезе которых встречены соленосные формации. Наиболее концентрированные рассолы (до 400—650 г/л) установлены в Ангаро-Ленском бассейне. Крепкие рассолы (до 400 г/л) обнаружены в Амударьинском бассейне. В других артезианских бассейнах (Волго-Камский, Московский, Печорский и др.) минерализация рассолов обычно не превышает 250—300 г/л.
По мере погружения подземных вод и смены гидрогеохимических зон наблюдается последовательное изменение состава подземных вод от гидрокарбонатных кальциевых (натриевых) и сульфатно-гидрокарбонатных кальциево-натриевых в зоне пресных вод, затем — к хлоридно-гидрокарбонатным, сульфатно-хлоридным и хлоридным натриевым в зоне соленых вод, и до хлоридных натриевых, кальциево-натриевых и кальциевых в зоне рассолов.
С глубиной изменяется также газовый состав вод; газы воздушного происхождения (кислород, азот) замещаются газами биохимического (азот, метан и др.) и метаморфического (метан, азот, углекислый газ, водород и др.) генезиса, растет газонасыщенность вод.
Температура подземных вод растет с глубиной и в направлении от полярных стран к экваториальным. Первая закономерность отражает температурный режим недр, а вторая — влияние климатических условий. В соответствии с существующими классификациями вод по температуре и фазовому состоянию выделяются зоны: подземных льдов (зона ММП), отрицательно-температурных вод (криопэгов), холодных вод (0—20 °С), теплых вод (20—35 °C), горячих вод (36—100 °С), сверхгорячих вскипающих вод (более 100 °С). На рис. 9.15 представлен меридиональный разрез Западно-Сибирского артезианского бассейна, на котором показано положение большинства из перечисленных гидрогеотермических зон.

Артезианские воды имеют важное практическое значение. Они используются для водоснабжения населенных пунктов, лечебных целей (железистые, йодные, бромные воды и др.), как химическое сырье (извлечение иода, брома, металлов и др.), для получения тепла.
Напорные лавовые воды. Распространены ниже зоны выветривания вулканогенных образований и связаны с межлавовой и внутрилавовой пустотностью и тектонической трещиноватостью. Лавовая пустотность в процессе катагенеза пород постепенно исчезает, поры и трещины кольматируются, заполняются продуктами гидротермальных и других растворов. Поэтому с возрастом эффузивы теряют лавовую пустотность, их фильтрационные свойства ухудшаются, а лавовые воды распространены в эффузивах, не древнее мелового возраста. Наиболее выдержанные и обводненные горизонты и зоны характерны для самых молодых эффузивных образований — неоген-четвертичного возраста (рис. 9.16).

Следует отметить сложность и неоднородность строения вулканогенных толщ, обусловленные переслаиванием продуктов извержений с терригенными, иногда карбонатными и соленосными отложениями, невыдержанностью фаций и замысловатостью контуров водоносных тел, в частности лавовых потоков. Значительное число тектонических нарушений создает условия для гидравлической связи между водоносными зонами и их открытости для атмосферного питания. Наиболее крупные скопления пресных напорных вод формируются у подножия склонов гор и в долинах. Разгрузка этих вод происходит в виде крупных источников с дебитом сотни литров в секунду. Состав вод гидрокарбонатный кальциевый. В Закавказье, на Сихотэ-Алине и на Камчатке такие районы имеют важное значение для решения вопросов водоснабжения.
С глубиной степень обводненности вулканогенных пород обычно уменьшается. Исключение представляют только зоны тектонических нарушений. В областях современного вулканизма такие зоны имеют значительные мощность (сотни метров) и протяженность (до 2—15 км). Так, в Паужетской вулкано-тектонической депрессии (Камчатка) выделяется несколько кольцевых зон дробления. Если зоны дробления совпадают с очагом теплового питания (современным вулканическим аппаратом), на этих участках формируются мощные гидротермальные системы. Глубины циркуляции гидротерм достигают нескольких километров.
Сходные с указанными гидротермальные системы формируются в Узон-Гейзерной, Больше-Банной, Мутновской и других вулкано-тектонических депрессиях (Камчатка). На Мутновском месторождении гидротерм, например, вскрыты три продуктивные зоны на глубинах 250—600, 900—1100 и около 1500 м. Температура теплоносителя колеблется в пределах 240—270 °С. Воды сульфатно-хлоридно-натриевого состава имеют минерализацию до 1,5 г/л и содержат много кремнекислоты (до 1 г/л).
В областях активного вулканизма наблюдается большое разнообразие химических типов гидротерм. Так, в районах проявления фумарольной и сольфатарной деятельности формируются сильнокислые сероводородно-углекислые термы. В рифтовых зонах на участках развития соленосных отложений и проявления современного вулканизма (Восточно-Африканский рифт) формируются необычные метановые парогидротермы с минерализацией более 250 г/л и повышенным содержанием металлов.
На морском побережье гидротермальные системы часто питаются водами морского генезиса. Они имеют хлоридный натриевокальциевый состав и минерализацию до 35 г/л. Вблизи активных вулканических очагов образуются азотно-углекислые и углекислые слабоминерализованные парогидротермы (200—350 °С) различного состава. В районах затухающей вулканической деятельности распространены углекислые гидротермы (до 75 °С) различного состава с минерализацией до 10 г/л.
Таким образом, в районах развития молодых вулканогенов можно получать разнообразные типы подземных вод. Причем их количество позволяет решать задачи крупного водоснабжения за счет пресных вод (например, г. Советская Гавань), организации лечения (углекислые и термальные воды), строительства ГеоТЭС (Паужетская ГеоТЭС на Камчатке).
Напорные трещинно-жильные воды. Распространены в породах осадочного слоя геосинклинального типа, а также в гранитном и базальтовом слоях, В породах осадочного слоя геосинклинального типа напорные воды связаны с различными типами и формами пустотности пород: 1) залегающей на глубинах до 50—150 м зоной выветривания; 2) распространенной практически повсюду региональной тектонической и литогенетической трещиноватостью; 3) локально проявляющимися зонами тектонических нарушений и карстовой пустотностью.
В зоне выветривания напорные воды образуются под чехлом вулканогенно-осадочных пород, в основании артезианских и вулканогенных бассейнов, а также в районах развития многолетней мерзлоты глинистых почвенно-покровных и элювиально-делювиальных отложений. Обводненность пород зоны выветривания весьма невелика. Дебит скважин обычно не превышает 1 л/с, чаще всего колеблется в пределах 0,1—0,5 л/с. На участках водно-атмосферного питания распространены обычно пресные воды. В районах аридного климата (Казахский мелкосопочник, Южный Урал и др.) часто встречаются соленые воды. В пределах артезианских и вулканогенных бассейнов воды зоны выветривания имеют такой же химический облик, как и воды нижнего этажа вулканогенно-осадочного чехла. На периферии этих структур преобладают пресные воды, а в областях наиболее глубокого погружения — соленые воды, а иногда и рассолы.
Глубже зоны выветривания проявляется как региональная, так и локальная трещиноватость. Региональная трещиноватость связана с образованием слоистых текстур, трещин напластования и контактов в осадочных породах, контракционных трещин и трещин отдельности в магматических породах, а также различного типа трещин, сопровождающих формирование структур. He вдаваясь в подробности описания региональной трещиноватости, отметим, что: 1) она в целом с глубиной затухает — водопритоки в интервале 500—800 м примерно на порядок меньше, чем в интервале 100—300 м; глубже 1 км часто вскрываются сухие интервалы; 2) на значительных глубинах вскрываются зоны «вторичной» трещиноватости, связанные с образованием минералов более прочной упаковки при метаморфизме пород, или зоны регионального разуплотнения (Кольская сверхглубокая скважина, как показано на рис. 9.17, вскрыла такие зоны в интервалах 300—620, 1050—1840, 2300—2870, 4500—9000 м и глубже); 3) с глубиной увеличивается расстояние между отдельными трещинами, уменьшается их раскрытость, а водопроводящими остаются только вертикальные трещины.

Степень обводненности пород с региональной трещиноватостью невелика. Дебит скважин достигает наибольших значений в верхней части разреза — до 1—1,5 л/с. На глубинах более 1 км производительность скважин не превышает 0,01—0,001 л/с при понижении уровня на десятки—сотни метров.
С глубиной минерализация вод, как правило, растет. Если в верхних интервалах встречаются пресные воды, то на глубинах более 1 км преобладают соленые. На Балтийском, Украинском, Канадском и других древних щитах вскрываются рассолы хлоридного кальциево-натриевого состава. Рассолы обнаружены также и в других складчатых областях — Кавказской, Уральской, Казахской и т. п. Их происхождение во многих случаях является проблематичным и связывается с внедрением рассолов солеродных бассейнов из близлежащих впадин, влиянием метаморфогенных процессов и другими явлениями. Чем глубже проявляется региональная трещиноватость пород, тем затруднительнее связь находящихся в них вод с поверхностью Земли и больше продолжительность их нахождения в породах. На глубинах 5—10 км и более возраст вод может достигать миллионов лет. Это означает, что такие воды могли участвовать в гидротермальных и метаморфических процессах, происходивших много лет назад и, возможно, представляют собой «отработанные» растворы, сопутствовавшие этим процессам.
Напорные локально-трещинные воды формируются в зонах тектонических нарушений и карстования пород. Среди тектонических нарушений наиболее обводнены молодые разломы, обновлявшиеся в неоген-четвертичное время и имеющие наибольшую открытость, протяженность и глубину. В районах тектоно-магматической активизации и альпийской складчатости к таким разломам приурочены проявления и месторождения пресных, термальных и минеральных вод. Особенно интенсивная обводненность наблюдается в областях континентального рифта — Байкальского (рис. 9.18) и Восточно-Африканского. В некоторых районах (Забайкалье) обводненные тектонические зоны выдержаны на большие расстояния (десятки—сотни километров при ширине 3—5 км и более). Это дало основание некоторым исследователям (Н.С. Богомолов, В.М. Степанов) выделять их в самостоятельные гидрогеологические структуры. Можно оспаривать такое предложение, но так или иначе в зонах тектонических нарушений дебиты скважин и источников в 5—10 раз превышают таковые в зоне выветривания. Из этого следует, что зоны тектонических нарушений содержат значительные ресурсы подземных вод.

Генезис трещинно-жильных вод в верхней части разреза инфильтрационный. Глубина проникновения инфильтрационных вод по зонам тектонических нарушений в горноскладчатых областях превышает несколько километров. Это установлено для участков формирования азотных терм. На больших глубинах возможно сохранение древних седиментогенных вод, образование метаморфогенных вод и проникновение из глубоких недр мантийных вод. Последние, в частности, обнаружены в современных рифтовых зонах, судя по изотопным данным.
Карстовые массивы в складчатом фундаменте образуют самостоятельные структуры. В горных сооружениях они выходят на поверхность. В этих условиях напорные трещинно-карстовые воды приурочены к пониженным элементам рельефа (межгорным впадинам, долинам). Более широкое развитие эти воды имеют в блоках карстовых пород, залегающих в фундаменте артезианского бассейна. Обводненность карстовых пород обычно значительная. В условиях интенсивного водообмена (Горный Крым, Кавказ, Алданский щит) формируются крупные ресурсы пресных вод. В условиях затрудненного водообмена (фундамент артезианского бассейна) распространены обычно соленые воды, иногда рассолы.
Специфическая обстановка создается в области развития мерзлых пород. Промороженные гидрогеологические массивы относятся к особому типу структур — криологическим массивам. Мощность мерзлоты может достигать в них сотен метров, а в Анабарском массиве — 1500 м. Соответственно следует различать гидрогеологические массивы прерывистого и сплошного промерзания. В первом из них питание подмерзлотных вод (трещинно-жильных и карстовых) происходит через сквозные талики речных долин преимущественно в теплый период года. Поэтому уровень вод находится ниже уреза воды в реке, резко падает в зимний период и восстанавливается летом. Более стабилен режим восходящих вод глубинных разломов, по которым поднимаются минеральные (углекислые) и термальные воды. В большинстве гидрогеологических массивов с прерывистой мерзлотой подмерзлотные воды являются слабоминерализованными (до 1—2 г/л) гидрокарбонатного натриевого состава.
В районах сплошного и особенно глубокого промерзания могут быть встречены только трещинно-жильные воды зон тектонических нарушений. Их уровень устанавливается глубоко от поверхности Земли. Они обладают относительно стабильным режимом, разнообразным составом (часто соленые, хлоридные натриевые), иногда отрицательной температурой, т. е. являются криопэгами.
Породы гранитного слоя (граниты, гнейсы, кристаллические сланцы) выходят на поверхность в древних щитах (Балтийский, Украинский и др.) и в ядрах многих складчатых областей. Обводненность пород в верхней части разреза сходна с только что описанной (воды зоны выветривания, зон региональной и локальной трещиноватости). На плитах платформ и в большинстве районов складчатых областей гранитный слой опущен на глубину 5—20 км. Учитывая, что мощность слоя достигает 30—35 км, его породы попадают в условия высоких температур и давлений. Количество свободных вод в гранитном слое весьма невелико, и по-видимому, не превышает 1 %. Следует отметить присутствие в породах этого слоя газово-жидких включений. Нередко эта законсервированная вода содержит очень высокие концентрации хлоридов и имеет минерализацию до 300 г/л. Они» по-видимому, представляют собой следы растворов, сопровождавших в прошлом процессы гранитизации и метаморфизма пород.
Породы базальтового слоя залегают под гранитным на глубинах 8—35 км и более. Термодинамическая обстановка в этом интервале глубин, как показано ранее, обусловливает дальнейшее уменьшение содержания воды и ее структурированности (растет роль мономерной воды, лишенной водородных связей и диссоциированной на ионы водорода и гидроксилы); здесь возрастает, с одной стороны, пассивность воды к взаимодействию с вмещающей средой, а с другой — миграционная способность воды. Все это создает весьма сложную картину распределения и поведения воды в базальтовом слое.
По-видимому, сколько-нибудь заметное перемещение вод в основании земной коры происходит в основном в зонах разломов, проникающих с поверхности Земли. Глубина проникновения разлома фиксируется по геофизическим данным и в какой-то мере коррелируется с протяженностью тектонических нарушений. Так, отношение глубины и длины разломов составляет 0,35—0,17 при их протяженности 300—600 км, 0,07 при их длине 1000—1700 км. Максимальные значения глубин нижних кромок разломов, по данным Н.А. Шило и Ю.Я. Ващилова, на Северо-Востоке России равны 100—160 км. В Прибайкалье эта величина составляет 35—40 км.
В глубинных зонах разрывных нарушений происходят необратимые нарушения термодинамического режима. Увеличение их глубин приводит к усилению притока тепла, к внедрению в зоны их влияния флюидов мантийного и метаморфогенного происхождения (водно-углекислой и водородно-углеводородной специализаций), плавлению и дифференциации пород в зоне разлома.
Из сказанного следует, что в базальтовом слое воды имеют локальное распространение, приурочены преимущественно к зонам тектонических нарушений, характеризуются в основном газообразным состоянием, метаморфогенным и магматогенным происхождением.
Заканчивая описание напорных трещинно-жильных вод, отметим, что наибольшее практическое значение среди них имеют воды, залегающие до глубин 1—3 км, где встречены пресные, минеральные, соленые, термальные воды и рассолы. Они широко- используются для различных целей — водоснабжения, лечебных и теплоснабжения. Особенности напорных трещинно-жильных вод, залегающих глубже 5—10 км, только начинают изучаться. Их роль в геологических процессах трудно переоценить, поскольку они являются наиболее химически активным и подвижным компонентом подземной гидросферы. Эти воды непосредственно участвуют в переносе и накоплении рудных и других веществ, в формировании различных типов термальных и минеральных вод.

title-icon Подобные новости