«Р. Ф. Абдрахманов Ю. Н. Чалов Е. Р. Абдрахманова ПРЕСНЫЕ ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ БАШКОРТОСТАНА Уфа — 2007 УДК 556.3:628.1 (470.57) ББК А Абдрахманов Р. Ф., Чалов Ю. Н., Абдрахманова Е. Р. Пресные подземные воды Башкортостана. – ...»

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

УФИМСКИЙ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР

Институт геологии

Академия наук Республики Башкортостан

Р. Ф. Абдрахманов

Ю. Н. Чалов

Е. Р. Абдрахманова

ПРЕСНЫЕ ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ

БАШКОРТОСТАНА

Уфа — 2007

УДК 556.3:628.1 (470.57) ББК А Абдрахманов Р. Ф., Чалов Ю. Н., Абдрахманова Е. Р.

Пресные подземные воды Башкортостана. – Уфа: Информреклама, 2007. – 184 с.

ISBN В монографии выполнен анализ закономерностей формирования и распро странения ценнейшего полезного ископаемого — пресных подземных вод в геологических структурах Южного Урала и Предуралья. Дана оценка эксплуатационных запасов питьевых подземных вод и характеристика их месторождений по административным районам Башкортостана. Освещена роль в защите здоровья населения республики макро и микроэлементов, содержащихся в используемых для питьевых целей подземных водах.

Книга предназначена для гидрогеологов, бальнеологов, гигиенистов и широ кого круга специалистов, занимающихся использованием пресных вод для водоснабжения. Рекомендуется в качестве учебного пособия студентам вузов геолого географического профиля и направления природообустройства.

Табл. 24, илл. 31, библ. 65 назв.

Ответственный редактор:

В.Г. Попов, доктор геолого минералалогических наук, профессор, академик РАЕН Рецензенты:

А.Я. Гаев, доктор геолого минералалогических наук, профессор Ш.З. Загидуллин, доктор медицинских наук, профессор Abdrakhmanov R. F.,Chalov Yu. N., Abdrakhmanova E. R.

Fresh Ground Waters in Bashkortostan. – Ufa: Informreclama, 2007.

The book presents the regularities analysis on the formation and distribution of fresh ground waters as one of the most valuable natural resource in the geological structures of the South Urals and Fore Urals. An assessment is given for the exploitable reserves of potable ground waters and characteristics of their deposits in accordance with the administrative zonation of Bashkortostan. Macro and micro elements in ground waters used for drinking are considered, and their role in protecting people’s health in the Republic is revealed.

The book is intended for specialists in hydrogeology, balneology, hygiene and a wide audience of those dealing with fresh water supply. It is also recommended as a text book for higher education students who learn geology, geography and environmental engineering.

ISBN © Р.Ф. Абдрахманов, Ю.Н. Чалов, Е.Р. Абдрахманова, © ООО РА «Информреклама»,

СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ

Абдрахманов Рафил Фазылович, доктор геолого минерало гических наук, профессор, заслуженный деятель науки РБ, академик Международной академии наук экологии, безопасности человека и природы, заместитель директора по науке, заведующий лаборато рией гидрогеологии и геоэкологии Института геологии Уфимского научного центра РАН, профессор кафедры Природообустройства Башгосагроуниверситета. Область исследований: познание гидро геодинамической и газогидрогеохимической структуры верхней части подземной гидросферы Южного Урала и Предуралья, закономернос тей размещения и формирования пресных и минеральных лечебных вод, охрана подземных вод от загрязнения и истощения.

Чалов Юрий Николаевич, главный гидрогеолог Центральной партии мониторинга подземных вод «Башкиргеология» (до 2003 г.) и ЗАО «БИОН». Ведущий специалист и ответственный исполнитель многочисленных региональных тематических работ по поискам, разведке и оценке эксплуатационных запасов месторождений подзем ных вод Башкортостана.

Аб д р а х м а н о в а Е л е н а Р а ф и л о в н а, кандидат медицинских наук, доцент кафедры гигиены труда и профессиональных болезней Башкирского государственного медицинского университета. Область исследований: изучение микроэлементного состава биосреды человека в различных геохимических условиях.

ВВЕДЕНИЕ

По данным Всемирной организации здравоохранения до 80% заболеваний населения планеты обусловлено использованием недобро качественной питьевой воды. В регионах Урала и Предуралья (в том числе в Башкортостане) врачи оценивают этот показатель в пределах 50% и отмечают в связи с этим повышенную смертность населения, особен но детского. Существенно поправить положение можно только путем использования для питьевых целей экологически чистых вод и более широкого применения столовых питьевых минеральных вод.

Башкортостан в промышленно экономическом отношении — один из наиболее развитых регионов Урало Поволжья, в пределах которого, благодаря богатым природным ресурсам, возник ряд круп ных нефтегазо и горнодобывающих, нефтеперерабатывающих, нефте химических и других промышленных комплексов. Важную роль в эко номике республики играет многоотраслевое сельское хозяйство.

Совершенно очевидно, что дальнейшее развитие производств определяется главным образом количественным и особенно качест венным состоянием водных ресурсов. Первостепенное значение при этом играют ресурсы пресных подземных вод, сосредоточенные в са мой верхней части бассейна (мощностью около 100 м) и являющиеся основным источником хозяйственно питьевого водоснабжения.

Пресными питьевыми водами Республика Башкортостан обеспе чена недостаточно и они распределены по территории крайне нерав номерно: модули подземного стока колеблются от 5–10 (Уфимское плато) до 1,5 (Белебеевская возвышенность) — 0,3 л/с·км2 (Зауралье) и почти полного отсутствия (значительная часть Уршак Бельского междуречья и др.).

В целях защиты здоровья населения, улучшения экологической обстановки в республике, для комплексного решения проблем полного удовлетворения потребностей в высококачественной питьевой воде, обеспечения охраны подземных вод от загрязнения в 2001 году приня та Президентская программа «Питьевые и минеральные воды Республи ки Башкортостан». Сроки реализации программы разделены на 2 этапа:

первый рассчитан на 2002–2005, второй — на 2006–2010 годы.

Программой предусмотрено решение целого комплекса задач:

активизация поисково разведочных работ, выявление и уточнение запасов подземных хозяйственно питьевых и минеральных вод, предотвращение загрязнения и совершенствование технологий их очистки, обеспечение населения питьевой родниковой водой высше го качества, бутилированными питьевыми и минеральными водами, сокращение объемов расхода питьевой воды на промышленные цели, развитие нормативно правовой базы и хозяйственного механизма водоиспользования, стимулирующего экономию воды и привлечение инвестиций.

Как отмечено в Постановлении Кабинета министров Республики Башкортостан (№ 298 от 23.11.2001 г.), особенно неудовлетворитель ное санитарное состояние источников водоснабжения наблюдается в городах Баймаке, Белебее, Белорецке, Октябрьском, Туймазах, Учалах и Уфе, в Абзелиловском, Бижбулякском, Бураевском, Бурзян ском, Дуванском, Иглинском, Калтасинском, Кигинском, Куюргазин ском, Стерлибашевском, Туймазинском, Чекмагушевском, Шаранском и Хайбуллинском районах.

Целью настоящей работы является выяснение закономерностей размещения и формирования пресных вод, оценка их запасов и про гнозных ресурсов в геологических системах Республики Башкорто стан. В основу работы положены результаты многолетних собствен ных исследований авторов. В ней также широко использованы фондовые и литературные данные по гидрогеологии, тектонике, геохимии этого региона.

В работе отсутствует специальный раздел по истории изучения пресных питьевых вод в республике, поэтому следует хотя бы кратко осветить и перечислить источники по этой проблеме. К числу наибо лее значительных работ, внесших большой вклад в познание законо мерностей размещения и формирования пресных вод Башкортостана и прилегающих территорий, относятся работы Р.Ф. Абдрахманова, Н.Д. Буданова, И.К. Зайцева, К.И. Макова, В.Г. Попова, В.Ф. Ткаче ва, М.М. Толстихина, Л.А. Шимановского и др.

Важной вехой в изучении подземных вод явились среднемасштаб ные гидрогеологические съемки (масштаба 1:200 000), начатые в 1961 г.

и завершившиеся в 1987 г. (В.А. Алексеев, Г.М. Андрианов, М.С. Вер заков, М.С. Короткин, А.Г. Муртазин, В.Г. Попов, Н.Н. Толстунова, Р.А. Фаткуллин, М.М. Хузин, А.М. Шевченко и др.).

Наиболее значительные работы по выяснению условий формиро вания пресных подземных вод выполнены при поисково разведочных работах для целей централизованного хозяйственно питьевого водоснабжения (М.С. Верзаков, А.И. Епифанов, А.Н. Камышников, В.И. Мартин, Б.И. Орехов, В.Ф. Ткачев, Ю.Н. Чалов и др.).

Первая региональная оценка эксплуатационных ресурсов пресных подземных вод на территории Башкортостана проведена А.И. Епи фановым и Е.А. Епифановой в 1962–63 гг. Водоносные горизонты и комплексы были сгруппированы в 12 гидрогеологических районов по литологическому признаку и водопроводимости пород. Общая сумма эксплуатационных ресурсов пресных вод на расчетной площади 138,0 тыс. км2 составила 9,65 млн. м3/сут при средних эксплуатационных модулях подземного стока от 0,12–0,25 л/с·км2 для зоны выветрива ния вулканогенных и метаморфических пород палеозоя и докембрия;

до 1,5 л/с·км2 — карбонатных пород нижней перми; 1,7–1,9 л/с·км2 — аллювиальных четвертичных отложений. Средний модуль для террито рии Республики Башкортостан составляет 0,81 л/с·км2. Территория в 5,5 тыс. км2 развития галогенных пород кунгурского яруса не обсчиты валась в связи с отсутствием пресных вод. Этими же авторами в 1966 г.

составлены карты по современному и перспективному водоснабже нию республики.

Обобщенные сведения по ресурсам подземных вод опубликованы в XV томе монографии «Гидрогеология СССР» [1972]. В данной работе эксплуатационные запасы представлены модулем в л/с·км2 площади.

Учтены привлекаемые ресурсы рек для аллювиальных четвертичных (1–2 л/с·км2) и карбонатных (0,4 л/с·км2) пород. Средние значения эксплуатационных модулей определены от 0,3 л/с·км2 для вулкано генных пород восточного склона Урала до 3,0 л/с·км2 для карбонатных пород Уфимского плато и четвертичных отложений крупных рек.

Следующим этапом явилась региональная оценка эксплуатаци онных запасов Волго Камского и Предуральского артезианских бас сейнов, выполненная на основании задания Министерства геологии РСФСР в 1975 г. По Башкортостану рассчитаны водные ресурсы на площади 94,5 тыс. км2 (40,6 млн. м3/сут или 5,1 л/с·км2) и определен подземный приток в реки маловодного года в сумме 11,3 млн. м3/сут и транзитный сток — 7 млн. м3/сут. Эксплуатационные ресурсы оце нены на площади 85,4 тыс. км2 в количестве 12,5 млн. м3/сут, в том числе при жесткости до 10 мг экв/л и сухом остатке до 1,0 г/л — 10,2 млн. м3/сут. Проведена категоризация запасов с учетом разве данных и эксплуатируемых водозаборов: А — 1,0; В — 0,84; С1 — 1,32;

С2 — 3,22; Р — 6,1 млн. м3/сут.

На основании материалов Государственного учета вод новые дан ные по эксплуатационным запасам приведены в отчете М.С. Верзакова и В.Ф. Ткачева по условиям сельскохозяйственного водоснабжения (1983 г.). Общие запасы подземных вод определены в 18,9 млн. м3/сут, в т. ч. 1,1 млн. м3/сут солоноватых вод с минерализацией до 3,0 г/л.

В 2001 г. по «Программе геологического изучения недр и воспро изводства минерально сырьевой базы Республики Башкортостан на период до 2005 г.» определены прогнозные ресурсы и эксплуатацион ные запасы подземных вод (табл. 1).

В целях решения Президентской программы «Питьевые и мине ральные воды Республики Башкортостан» Центральной партией гид рогеологии и мониторинга геологической среды ОАО «Башкиргеология»

выполнена работа «Вода питьевая. Оценка обеспеченности населения Республики Башкортостан ресурсами подземных вод для хозяйствен но питьевого и питьевого водоснабжения, 2003 г.» (ответственный исполнитель Ю.Н. Чалов). В работе приведена информация об отборе и использовании подземных вод в административных районах по состоянию на 2000 год. Определена также перспективная потребность в воде хозяйственно питьевого качества на 2010 год и экспертная оценка прогнозных ресурсов подземных вод с распределением по адми нистративным районам и крупным потребителям (города и поселки городского типа).

Настоящая работа написана коллективом авторов, представляющих Институт геологии УНЦ РАН (Р.Ф. Абдрахманов — введение, главы 1, 2, 3, заключение, раздел 2.4 написан совместно с Ю.Н. Чаловым), ОАО «Башкиргеология» (Ю.Н. Чалов — глава 4, М.С. Верзаков — раздел 4.2.1), Башкирский государственный медицинский универси тет (Е.Р. Абдрахманова — глава 5).

При подготовке рукописи к изданию большую помощь оказали научные сотрудники А.О. Полева, Р.М. Ахметов, А.О. Борисова, А.П. Черников, которым авторы выражают свою признательность.

Авторы глубоко благодарны доктору геолого минералогических наук, профессору, академику РАЕН В.Г. Попову за советы и помощь в подготовке рукописи к изданию.

ГЛАВА 1.

СТРУКТУРА И НОРМАТИВНЫЕ ТРЕБОВАНИЯ

К КАЧЕСТВУ ПИТЬЕВОЙ ВОДЫ

Вода — устойчивое химическое соединение водорода с кислоро дом (11,19% водорода и 88,81% кислорода по массе). В шкале Цельсия температура плавления воды принята за 0°С, а температура кипения — 100°С. Наибольшую плотность вода имеет при 4°С (масса 1 г/см3), при 0° С плотность льда составляет 0,917 г/см 3, а плотность воды — 0,99997 г/см3.

Чистая вода является смесью легкой (H 2O) и очень малых количеств тяжелой (D2O) и сверхтяжелой (T2O) воды. Существует также полутяжелая вода (HOD). Вещество, которое мы называем водой, представляет смесь различных веществ (изотопы: H+, H2+, H3+ и кислорода: O14, O15, O16, O17, O18, O19).

Вода является одним из самых сложных веществ, как с физичес кой, так и с химической точки зрения. Она относится к веществам, которые наиболее трудно получить в чистом виде. Вода — это вещество, физические константы которого отличаются наибольшим количеством аномалий. Как отмечает Р. Фюрон [1966], даже если мы не знаем истинной природы воды, мы не должны забывать, что она яв ляется источником всей жизни, что она представляет собой неотъем лемую часть тканей животных и растений, что она служит источником питьевой пресной воды, энергии, что она необходима как для сельского хозяйства, так и для промышленности. Все великие цивилизации древности возникли и развивались вблизи воды, в больших речных долинах. Не существовало ни одной великой цивилизации в местности, лишенной воды.

До настоящего времени нам хватало воды, и человечество не могло допустить мысли, что скоро наступит ее нехватка. Мы ошибочно полагали, что в нашем распоряжении находятся неисчерпаемые запасы воды и что они достаточны для всех наших нужд. Следует повторить еще раз, что это было глубоким заблуждением.

1.1. Структура воды с физико химической точки зрения Природная вода представляет собой раствор, состоящий из мо лекул воды и растворенных веществ. Как отмечает В.И. Вернадский [1934], вода постоянный участник практически любого вещества — минерала, горной породы, живого тела и пр. Применение достижений структурной химии к изучению свойств воды на молекулярном уровне дает возможность познать поведение воды в природе, взаимосвязи с компонентами в природных растворах в зависимости от температуры, давления и других факторов внешней среды и тем самым познать сами гидрогеохимические процессы.

Форма молекулы воды (H2O), с современных позиций, представля ется в виде электронного облака (рис. 1), атом кислорода с отрицатель ным зарядом расположен в центре, а два атома водорода с положитель ными зарядами — в противоположных углах нижней грани условного куба [Крайнов и др., 2004]. Диаметр молекулы воды составляет 2,76 A, а угол связи между электронными орбитами атомов водорода равен 104,51° [Зацепина, 1974]. Молекула воды чрезвычайно устойчива.

Распределение положительного и отрицательного зарядов в молекуле воды обуславливает большой дипольный момент молекулы воды, что имеет важное значение при взаимодействии молекул между собой и с растворенными веществами.

Рис. 1. Структура воды [Крайнов и др., 2004] Водородные связи между молекулами воды и возникающие пространственные структуры молекул определяют межмолекулярную структуру воды, которая и служит одной из причин ее аномальных свойств и уникальности ее как растворителя. Наиболее простой структурой обладает газообразная вода, состоящая преимущественно из мономеров, т. е. одиночных молекул H2O. Чтобы превратить воду в газ (пар) при 100°С, требуется затратить 2,26 кДж/г, при этом разрыва ются все водородные межмолекулярные связи [Крайнов и др., 2004].

Растворенные в воде вещества изменяют ее структуру и свойства, заполняя пространство внутри кристаллической решетки воды. Так, электропроводность растворов обычно возрастает в десятки тысяч раз благодаря появлению в воде различных ионов.

Из природных веществ вода наиболее универсальный раствори тель. В природных водах обнаружено больше половины известных химических элементов. Вода является инертным растворителем, поскольку она сама химически не изменяется под воздействием тех веществ, которые она растворяет. Высокая величина диэлектрической постоянной воды способствует растворению в воде веществ, молеку лы которых соединены исключительно или в основном ионной связью.

Диссоциация солей на ионы способствует, а соединение их вновь в кристаллы препятствует взаимодействию положительных ионов с от рицательной (кислородной) оконечностью молекулы H2O и взаимо действию заряженных ионов с положительной (водородной) оконеч ностью молекулы [Черняев, Шаманаев, 1994].

Вода проявляет аномальные свойства при изменении температу ры, давления, воздействии внешних полей (электрических, магнитных и пр.) и других факторов, которые не исчезают в течение какого то вре мени после прекращения этого воздействия («структурная память»).

Наблюдающиеся в воде «эффекты» связаны с наличием в ней молеку лярных комплексов, дискретно меняющих свою структуру или размеры при изменении температуры. Такими свойствами, по данным А.Н. Кир гинцева и Л.Н. Ефанова [1967], обладает только свежеперегнанная вода и приготовленные на ней растворы. Через несколько суток осцил ляции на кривых температурной зависимости эти свойства резко уменьшаются. Обычная вода также отличается от талой воды по свойствам, которые подвержены изменениям ее диэлектрической постоянной и вязкости. Это состояние оказывается непостоянным, так как с течением времени талая вода также теряет свои необычные свойства [Сикорский и др., 1959].

Одно из возможных объяснений временного изменения свойств талой воды было предложено Л.Д. Кисловским [1967]. При заморажи вании между льдом и водой, в связи с разделением зарядов, возникает разность потенциалов. При этом могут возникать метастабильные ионы или комплексы, упрочняющие структуру воды при их попадании в свободные полости квазикристаллического каркаса. Имеются также предположения, что временные изменения свойств талой воды могут быть связаны с возникновением под действием света свободных радикалов, образующих относительно долгоживущие комплексы типа H2O4 или H2O·O 2. Диэлектрическая постоянная воды возрастает, достигая табличного значения в течение 15–20 минут после окончания плавления льда. Вязкость талой воды становится равной табличной лишь через 3–6 суток после плавления [Дерягин, Чураев, 1971].

Какова бы ни была причина этих явлений, не вызывает сомнений, что вода или водные растворы, по видимому, могут находиться в нерав новесном состоянии и что скорости релаксации невысоки.

В технике давно уже используется способность воды длительно сохранять свойства, приобретенные в результате магнитной обработки.

Последняя заключается, как известно, в пропускании через трубку потока воды, пересекающего магнитные поля, создаваемые несколькими последовательно установленными магнитами.

Действие магнитного поля сводится, по видимому, к пространст венному разделению разноименных ионов, рекомбинация которых протекает медленно. Повышение температуры, как показывают экспе рименты, сокращает время релаксации магнитнообработанной воды к стабильному состоянию.

Высказано предложение [Кисловский, 1967], что этот эффект возможен только при наличии «посторонних примесей», например, ионов Ca2+, способных образовывать стабильные комплексы типа Ca(H2O)62+. Другая гипотеза предложена К.М. Джоши, П.В. Камат [Черняев, Шаманаев, 1994], по мнению которых при магнитной обработке изменяется константа диссоциации молекул воды, что должно вести к временному увеличению числа носителей тока — OH– и H3O+ ионов. Как известно, эти ионы также могут служить центрами образования относительно стойких надмолекулярных структур.

Впрочем, так же, как и в опытах со свежеперегнанной и талой водой, эффект может быть обусловлен ориентацией в магнитном поле парамагнитных атомов или молекул растворенных газов, временно изменяющих структуру воды. Скорости релаксации к нормальному состоянию после снятия магнитного поля невелики, по видимому, из за происходящего при этом образования относительно стойких надмолекулярных структур [Черняев, Шаманаев, 1994].

Структура жидкой воды до сих пор полностью не выяснена, хотя существует много моделей структуры воды: модель малых агрегатов молекул воды, модель пустот, смешанные модели разновидностей молекулы воды. Большое внимание в последние годы привлекает мо дель искаженных водородных связей, в соответствии с которой в жидкой воде, как и во льду, сохраняется тетраэдрический порядок в расположе нии молекул и наблюдается лишь небольшое изменение расстояний между молекулами воды (или их радиуса). Считается, что модель искаженных водородных связей находится в согласии с большинством известных экспериментальных данных о структуре воды [Крайнов и др., 2004]. По видимому, аномальные физические и химические свойства воды лежат в особенностях структуры воды, образуемых отдельными молекулами при различных агрегатных состояниях, свя занных с изменением условий (температуры, давления, растворенных компонентов и др.), в которых находится вода.

В целом проблема структуры воды и водных растворов чрезвы чайно сложна, противоречива и недостаточно выяснена. Проблема, касающаяся природы воды, водных растворов на границе разделов вода – порода, вода – газ, разработана еще меньше. Некоторые вопро сы, касающиеся взаимодействия вода – порода и кинетики обменно адсорбционных процессов и их роли в формировании отдельных геохимических типов подземных вод, рассмотрены в нашей работе [Попов, Абдрахманов, Тугуши, 1992].

Использование достижений структурной химии в области изучения структуры воды и водных растворов открывает большие возможности для объяснения гидрохимических процессов и количе ственной их интерпретации.

В связи с решением проблемы обеспечения населения качествен ной пресной водой в настоящее время весьма актуальна разработка про блем по вопросам структурной организации воды, ее растворов. Коли чественная оценка процессов формирования состава природных вод и самоочищения последних, миграции компонентов загрязнения в водо емах и водотоках и т. п. имеет весьма важное практическое значение.

1.2. Нормативные требования к качеству питьевой воды При установлении норм для воды питьевого водоснабжения учитывается величина минерализации (сухой остаток), содержание макро и микрокомпонентов, физические свойства воды, микробио логическое и радиационное состояние.

В настоящее время для хозяйственно питьевого водоснабжения используются в основном подземные воды, причем их доля постоянно растет. По данным С.Р. Крайнова и др. [2004], в России в общем балан се водоснабжения подземные воды составляют 70% и в перспективе их использование будет возрастать. В Башкортостане хозяйственно питьевое водоснабжение населения на 83% также обеспечивается за счет подземных вод.

Несмотря на малую минерализацию и кажущуюся простоту хи мического состава, подземные воды хозяйственно питьевого назна чения представляют собой достаточно сложные многокомпонентные гидрогеохимические системы. В настоящее время в пресных мало минерализованных подземных водах в различных концентрациях обнаруживают около 80 химических элементов (табл. 2). В них содер жатся также различные органические вещества, газы и микрофлора [Крайнов и др., 2004].

Основным документом, регламентирующим качество питьевых вод, до 1996 г. был ГОСТ 2874–82 «Вода питьевая». Этот документ ре гламентировал микробиологические показатели, органолептические свойства, около 20 макро и микроэлементов в питьевой воде.

С 1996 года качество питьевых вод определяется документом «Санитарно эпидемиологические правила и нормативы» (СанПиН 2.1.4.559–96), а с 2001 года — СанПиН 2.1.4.1074–01. Кроме обобщенных показателей и макрокомпонентов химического состава воды, эти нор мативы регламентируют большое число микроэлементов (около 50) и органических веществ (680 наименований) 1–4 класса опасности (табл. 3). Классы опасности веществ подразделяются на:

1 класс — чрезвычайно опасные;

2 класс — высокоопасные;

4 класс — умеренно опасные.

При обнаружении в питьевой воде нескольких химических веществ, относящихся к 1 и 2 классам опасности и нормируемых по санитарно токсикологическому признаку вредности, сумма отношений обнаруженных концентраций каждого из них в воде к величине его ПДК не должна быть больше 1. Расчет ведется по формуле:

где C1, C2, Cn — концентрации индивидуальных химических веществ 1 и 2 класса опасности: факт. (фактическая) и доп. (допустимая).

Важным критерием для определения пригодности воды для питья является величина минерализации (не более 1000 мг/л). С другой стороны, очень малая минерализация (менее 100 мг/л) тоже ухудшает качество воды, а лишенная солей вода вообще считается вредной, так как она понижает осмотическое давление внутри клетки. Важной частью оценки качества подземных вод хозяйственно питьевого назначения является установление их жесткости, определяющей технологические свойства подземных вод. Термин жесткость определяет свойства, [ 2.1.4.1074–01, 2001] Примечания: 1) величина, указанная в скобках, может быть установлена по постановлению главного государственного санитарного врача по соответствую щей территории для конкретной системы водоснабжения на основании оценки санитарно эпидемиологической обстановки в населенном пункте и применяемой технологии водоподготовки; 2) нормативы приняты в соответствии с рекоменда циями ВОЗ.

которые придают воде растворенные в ней соединения кальция и маг ния. При оценке химического состава воды для цели питьевого водо снабжения имеет значение не только концентрация растворенных в ней отдельных компонентов, но и характер комбинаций анионов с катио нами, т. е. солевой состав [Посохов, 1975]. В последние годы трудами ученых медиков установлено важное значение микроэлементов и дру гих компонентов в питьевой воде для здоровья человека. Заболевания человека, обусловленные дефицитом или избытком как эссенциаль ных, так и токсичных элементов, а также их дисбалансом, представляют в последние годы серьезную проблему в связи с массивным загрязне нием окружающей среды токсикантами [Авцын и др., 1991].

Биологическая роль химических элементов связана с их участием практически во всех биохимических процессах в организме. Так, забо левания, вызываемые токсическим влиянием микроэлементов, были известны с античных времен (отравления ртутью, свинцом), а болезни, связанные с недостатком эссенциальных элементов, таких как железо и йод, были описаны в конце XIX века. Медико биологические послед ствия избытка металлов связывают с их способностью к депонирова нию в организме, вызывая эмбриотоксический, тератогенный, нейро токсический, канцерогенный и другие эффекты.

Не менее опасными являются последствия длительного дефицита отдельных микроэлементов, таких как селен, йод, обусловливающих развитие врожденных уродств, задержку психического развития у детей, рост онкологических, эндокринных заболеваний у населения [Старова, Абдрахманов, Борисова, Абдрахманова и др., 2003].

По данным Центра Госсанэпиднадзора Республики Башкорто стан, а также результатам специальных исследований в области микро компонентного состава природных вод [Попов, Абдрахманов, 1979;

Попов, 1988 и др.], повсеместно отмечается низкое содержание фтора и йода в питьевой воде, поэтому республика относится к неблагопо лучной территории по эндемическому зобу (заболевание щитовидной железы), а заболеваемость кариесом зубов составляет почти 100% взрослого и 94% детского населения республики.

Глава 2.

РАСПРОСТРАНЕНИЕ ПРЕСНЫХ ВОД

В ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ

2.1. Природные условия Рельеф. Разнообразие физико географических условий террито рии Башкортостана оказывает определяющее влияние на питание, распределение и формирование поверхностных и подземных вод.

Территория Республики характеризуется сложным геолого геомор фологическим строением [Рождественский, 1971]. Большая по площади западная часть ее принадлежит Русской платформе с равнинным рельефом земной поверхности (восточная часть Русской равнины), а центральная и восточная части относятся к Уральской складчатой области, выраженной здесь низко и среднегорным рельефом Южного Урала, за исключением узкой окраинной восточной полосы, имеющей характер приподнятой равнины (Зауралье).

Рельеф Западного Башкортостана представляет собой полого волнистую, местами увалистую равнину, приподнятую над уровнем моря в среднем на 250–300 м. Она состоит из ряда крупных возвышен ностей и понижений рельефа (рис. 2). К первым относятся Белебеев ская возвышенность (абс. выс. до 481 м), Приуральский Общий Сырт (до 450 м) и Уфимское плато (до 517 м), а ко вторым — Камско Бель ское, Юрюзано Айское и Бельское понижения. На восточной границе Русской равнины выделяется Белокатайское плато (450–500 м) и гря дово холмисто увалистые предгорья западного склона Урала (300– 500 м) с глубиной вреза долин 100–230 м.

Область Горного Урала шириной до 150 км подразделяется на низкогорные (500–800 м) и среднегорные (1000–1300 м) хребты за падного склона, Южно Уральское плоскогорье (500–700 м), водораз дельный (для бассейнов рек Волги и Урала) хребет Уралтау (750– 1600 м) и низкогорные хребты восточного склона (500–950 м).

Рис. 2. Геоморфологическая карта Башкортостана (по А.П. Рождественскому [Абдрахманов и др., 2002]) Восточная часть Русской равнины (1): 2 — Белебеевская возвышенность (БЛ), 3 — возвы шенность Приуральского Общего Сырта (ПОС), 4 — Уфимское плато (У), 5 — предгорные равнины — Юрюзано Айская (ЮА), Бельская (Б), 6 — Камско Бельское понижение (КБ);

Южно Уральские горы (7): 8а — среднегорье с абсолютными высотами выше 1000 м (до 1640 м), 8б — низкогорье с абсолютными высотами от 500 м до 1000 м, 9 — Южно Ураль ское плоскогорье (ЮУ), 10 — внутригорные понижения, 11 — Зауральский пенеплен (ЗУ);

12 — речные долины наиболее крупных рек с комплексом плиоценовых и четвертичных террас; 13 — районы распространения гольцовых террас и курумов (каменные реки);

14–18 — отдельные формы рельефа: 14 — уступы рельефа, обусловленные изгибами В Зауралье (область Западно Сибирской равнины) выделяются грядово мелкосопочные предгорья восточного склона Урала (500– 650 м), Сакмаро Таналыкская (400–600 м) и Кизило Уртазымская рав нины (300–450 м) с преобладающей глубиной вреза долин 30–80 м.

Климат территории Башкортостана определяется характером взаимодействия радиационных и атмосферно циркуляционных про цессов с земной поверхностью. Северная часть Республики характе ризуется влажным, а южная — недостаточно влажным типом клима тических условий.

В целом климат Республики континентальный со значительными различиями между Предуральем, Южным Уралом и Зауральем, обус ловленными расчлененностью рельефа и значительной протяженностью территории: с севера на юг — 550 км, с запада на восток — 430 км.

Среднегодовая температура воздуха от 0,4°С в центре Урала до 2,8°С на западе и юго востоке (табл. 4). Наиболее холодным месяцем явля ется январь (–11,6 — –17°С), а самым теплым — июль (+16 — +18°С).

Период со среднесуточной температурой воздуха выше 0°C составляет 6–7 месяцев.

Наибольшее количество осадков 700–900 мм (табл. 5, рис. 3) выпадает в горной части (средне максимальное 856 мм), наимень шее — на юго востоке 300–400 мм (средне минимальное 328 мм), на остальной территории — 400–600 мм (г. Уфа — 500–600 мм).

В теплый период выпадает 60–70% осадков. Испарение с поверхности суши составляет 360–380 мм в Зауралье и 380–430 мм в горной части и Предуралье. Устойчивый снежный покров держится с 5–15 ноября до второй – первой декады апреля. Глубина промерзания грунта от 0,5 до 0,8 м.

По данным В.А. Балкова [1978], количество осадков, формирующих подземный сток по территории Башкортостана, колеблется от 15–27 мм (21–26% суммы осадков) на Чермасанско Ашкадарской и Кизило Таналыкской степных равнинах до 120–170 мм (30–53% осадков) на Уфимском плато и в Инзерско Симском горном районе. Средний сток по Республике составляет 56 мм (8,0 км3) в год.

Гидрография. Речная сеть относится к трем речным системам:

Волги — 75%, Урала — 24% и Оби — менее 1% территории (см. рис. 2).

Систему р. Волги представляют левые притоки р. Камы: реки Белая, Буй, Ик и др. Главная река Башкортостана — Белая (Агидель) слоев горных пород, 15 — уступы рельефа, обусловленные разрывными нарушениями, 16 — денудационные уступы, 17 — эрозионно денудационные останцы, 18 — изолирован ные возвышенности рифовых массивов; 19 — осевые линии наиболее крупных хребтов;

20 — абсолютные отметки рельефа (м) протяженностью 1430 км и площадью водосбора — 142 тыс. км 2.

Система р. Урал представлена собственно рекой Урал и ее правыми притоками: Миндяк, Мал. и Бол. Кизил, Худолаз, Таналык, Сакмара.

К системе р. Оби относятся верховья рек Уй и Миасс.

Речной сток формируется в основном за счет снеговых (60–80%), дождевых (2–12%) осадков и подземных вод (13–38%) [Гидрогеология СССР, 1972]. Среднемноголетние меженные величины модулей стока Рис. 3. Среднее годовое количество осадков, мм изменяются от 4–5 л/с·км2 (реки Сим, Уфа) до 0,2–0,06 л/с·км2 (реки Сакмара, Таналык). Обеспеченные (Р = 95%) минимальные месячные модули для этих же рек от 2,0–2,3 до 0,04 л/с·км2. В устье р. Белая для летне осенней межени они составляют 2,51–0,92 л/с·км2. По частным бассейнам наибольшими обеспеченными ресурсами (Р = 90–95%) характеризуются территории развития карбонатных пород Уфимского плато и Горного Урала — модули стока 5–2 л/с·км2, наименьшими — 0,2–0,1 и менее 0,1 л/с · км 2 — юго восточные районы Зауралья.

Площадь озер и водохранилищ — 427 км2.

2.2. Геолого структурные условия Условия формирования подземных вод, в первую очередь, опреде ляются геолого тектоническими особенностями и историей развития геологических структур Урала и сопредельных регионов. В пределах рассматриваемой территории с запада на восток выделяются следую щие структуры первого порядка: юго восточный склон Восточно Европейской (Русской) платформы, Предуральский прогиб, Западно Уральская зона складчатости, Центрально Уральское поднятие и Магнитогорский мегасинклинорий (рис. 4).

Юго восточный склон Русской платформы занимает юго восточ ную часть Волго Уральской антеклизы. Восточная граница его трассиру ется вдоль субмеридиональной полосы нижнепермских рифовых мас сивов, развитых по западному борту Предуральского прогиба. Верхняя часть литосферы антеклизы состоит из двух структурных этажей. Ниж ний представлен метаморфическими породами (гнейсами) архея –ран него протерозоя, слагающими кристаллический фундамент. Верхний структурный этаж сложен осадочными породами каратауской серии ри фея (кварцито песчаники, доломиты, известняки, мергели, аргиллиты) и ашинской серии венда (конгломераты, песчаники, аргиллиты). Общая мощность пород возрастает в восточном направлении от 0 до 5000– 6000 м. Палеозой представлен средним – верхним девоном, карбоном и пермью. Это в основном карбонатные, в меньшей степени терриген ные, гипсоносные и соленосные отложения. Мезозойско кайнозойские осадки развиты локально, мощность их не превышает 100–200 м.

Фундамент платформы разбит на отдельные блоки тектонически ми нарушениями, часть из которых прослеживается в осадочном чехле.

Наиболее широко развиты они в узких (до 3–5 км), но довольно про тяженных (до 200–230 км) грабенообразных прогибах (Сергеевско Демском, Тавтимановско Уршакском, Чекмагушевско Ермекеевском, Рис. 4. Схема тектонического районирования Республики Башкортостан (по А.П. Рождественскому) [Абдрахманов и др., 2002]) I–III — восточная окраина Русской платформы: I — крупные поднятия, своды (I1 — Южно Татарский, I2 — Башкирский); II — краевые зоны, склоны сводов (II1 — Южно Татарского, II2 — Башкирского); III — погруженные зоны, впадины (III1 — Верхнекамская, III2 — Бирская, III3 — Благовещенская, III4 — Юго восточный склон платформы). IV — Предуральский краевой прогиб (IV1 — внешняя зона, IV2 — внутренняя зона): ЮА — Юрюзано Айская депрессия, Б — Бельская депрессия. V–X — складчатая область Южного Урала: V — Башкирское поднятие (V1 — внешняя зона складчатости, V2 — Алатауский антиклинорий, V3 — Инзерский синклинорий, V4 — Ямантауский антиклинорий, V5 — Шарано Туймазинском и др.). Эти малоамплитудные нарушения (до 100 м) наблюдаются в широком стратиграфическом интервале (от сред него девона до среднего карбона, редко выше) и оказывают влияние на характер вертикального и латерального флюидопереноса.

В зависимости от глубины залегания кристаллического фун дамента на территории Волго Уральской антеклизы выделяются структуры второго порядка: Татарский и Башкирский своды, Бирская и Верхне Камская впадины, юго восточный склон Русской плиты.

Сводовые поднятия в Башкортостане представлены своими южными частями; на Татарском своде отметки фундамента составляют минус 1600–1700 м, на Башкирском — минус 3000–7000 м. Во впадинах отметки поверхности фундамента минус 4000–8000 м, а на склоне плиты от минус 3000 до минус 8000 м.

Предуральский прогиб состоит из двух впадин, разделенных Кара тауским структурным комплексом, северной — Юрюзано Сылвинской и южной — Бельской. За восточную границу его обычно принимаются выходы на поверхность подошвы нижнепермских осадков. Геологи ческий разрез позднего протерозоя и палеозоя (включая средний карбон) аналогичен платформенному. Более молодые верхнекаменно угольные и нижнепермские отложения представлены депрессионной, молассовой, рифовой и лагунной фациями. Это карбонатные, терригенные породы и соли.

Восточным обрамлением Предуральского краевого прогиба слу жит Западно Уральская зона складчатости, вытянутая в субмеридиональ ном направлении в виде неширокой (15–25 км) полосы. Основными структурными элементами ее служат антиклинальные и синклиналь ные складки палеозойских пород, представляющих собой тектоничес кие покровы и чешуи, ограниченные снизу поверхностями пологопада ющих на восток надвигов с суммарной вертикальной амплитудой смещения по ним до 2 км и более [Пучков, 2000].

Литологический состав отложений палеозоя западного склона Ура ла непостоянен в различных его частях. В пределах Уфимского амфите атра, обрамляющего Юрюзано Сылвинскую впадину с востока, широко развиты терригенные толщи среднего карбона. Южнее, в Лемезинско Бельском междуречье, распространены преимущественно карбонатные Юрматинский антиклинорий, V6 — Белорецко Златоустовский антиклинорий); VI — Зилаирский синклинорий (VI1 — Кракинское поднятие, VI2 — Сакмарское поднятие, VI3 — Икско Сакмарская зона складчатости); VII — Уралтауское поднятие («антикли норий»); VIII — Магнитогорский прогиб (мегасинклинорий): VIII1 — Присакмаро Вознесенский синклинорий, VIII2 — Ирендыкское поднятие («антиклинорий»), VIII3 — Магнитогорский синклинорий; IX — Уфимский амфитеатр; X — Восточно Уральское поднятие. 1 — граница РБ; 2 — граница платформенной и складчатой областей породы каменноугольного и девонского возраста, а на крайнем юге реги она, в бассейнах Ика и Сакмары — глинистые терригенные осадки.

Центрально Уральское поднятие является наиболее крупной геологической структурой герцинского Южного Урала, сформировав шейся в условиях миогеосинклинали. В составе его обособляются структуры второго порядка: Башкирский антиклинорий, Зилаирский синклинорий и Уралтауский антиклинорий. В пределах их распро странены не содержащие магматических пород сильно литифициро ванные, метаморфизованные толщи верхнего протерозоя и палеозоя.

Они осложнены высокоамплитудными региональными надвигами Уральского простирания протяженностью во многие десятки и сотни километров и генетически связанными с ними складчатыми формами разного размера, тяготеющими к фронтальным частям дизъюнктивов.

Восточная граница Центрально Уральского поднятия проходит по Главному Уральскому разлому (ГУР).

Магнитогорский мегасинклинорий — восточный склон Южного Урала — является южной частью общеуральской отрицательной структуры — Тагило Магнитогорского прогиба. Мегасинклинорий рас положен к востоку от Центрально Уральской миогеосинклинальной зоны и является главной составной частью его эвгеосинклинальной зоны. Граница между ними проходит по упомянутому выше Главному Уральском разлому. К Башкортостану относятся только западная и цен тральная части Магнитогорского мегасинклинория — до долины р. Урал на востоке, протяженностью до 360 км. В плане он имеет удлиненную полосовидную форму субмеридионального простирания с резким заост рением на севере, где ширина его составляет первые километры и сотни метров, южнее в районе г.г. Магнитогорска и Верхнеуральска она увеличивается до 100–130 км. Мегасинклинорий выполнен вулкано генными, вулканогенно осадочными и осадочными породами палеозоя (силура, девона и карбона).

Эвгеосинклинальный разрез палеозоя сложен и неоднороден в различных частях мегасинклинория. В целом он представлен разно образными изверженными породами (граниты, андезиты, порфириты, базальты, перидотиты и др.), туфами, туфобрекчиями, туфопесчани ками, сланцами, известняками, терригенным флишем (аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты).

Следует подчеркнуть, что современный структурный план Южного Урала и Предуралья, со всеми особенностями строения его поверхности (морфология и гипсометрия), обязан неотектонике — проявлению новейших (в основном неогеново четвертичных) движе ний земной коры [Рождественский, 1971].

Депрессии, как и своды, в неотектонический этап участвовали в прерывистом поднятии земной коры, но, вследствие дифференци рованного и неравномерного характера движений, они отставали от поднятий сводов, и в конечном счете на их месте образовались крупные отрицательные морфоструктуры.

Неотектонические своды и депрессии осложнены многочислен ными структурами более высоких порядков — валами, прогибами, локальными поднятиями и др. Они отражены в современном рельефе рисунком гидрографической сети, морфологией и высотами водо разделов и др. Важную роль в новейшем тектоно и геоморфогенезе Западного Башкортостана играют дизъюнктивные нарушения, активи зация старых и возникновение новых разломов. Амплитуды новейших поднятий на платформе достигают 300–450 м.

Горная территория Башкортостана — новейший Южно Ураль ский ороген — по характеру рельефа и новейшей структуры разделя ется на два крупных меридионально вытянутых района — северный и южный. Граница между ними проходит примерно по широтному течению р. Белой.

Больший по площади северный район имеет низко и среднегор ный рельеф, представленный меридиональными и субмеридиональ ными хребтами и разделяющими их межгорными понижениями.

К этому району приурочены участки рельефа с высотами, превышаю щими 1100–1200 м и достигающими 1500–1600 м (максимальные на горных массивах Ямантау — 1640 м, и Иремель — 1554 м) в районе Башкирского поднятия на западном склоне Южного Урала. Особен ностью новейшей структуры северного района является ее сводово блоковый характер. Он выявляется по закономерной связи изменений амплитуд новейших поднятий и абсолютных высот вершинной поверхности рельефа в широтном пересечении от периферии к центру горного сооружения, приходящегося на район Башкирского подня тия. Из этого же района происходит общее снижение вершинной поверхности в северном и южном направлениях, более постепенное, чем в широтном. Амплитуды новейших поднятий в северном районе достигают 900–1000 м.

Южный район представляет собой крупное блоковое поднятие, монолитность которого подчеркивается выдержанным плоскогор ным характером его современного рельефа. Это — Южно Уральское плоскогорье (см. рис. 4). Максимальные высоты местности редко достигают 650–700 м в северо восточной части плоскогорья, отсюда они снижаются в южном и юго западном направлениях. Амплитуда новейших поднятий плоскогорья не превышает 500 м.

Элементами новейшей тектоники территории Башкортостана яв ляются так называемые переходные геоморфологические зоны между новейшим орогеном и соседними с ним с запада и востока материковыми платформами, расположенными гипсометрически ниже. Они выражены предгорными равнинами — Юрюзано Айской и Бельской на западе и грядово холмистой на востоке. Характерная особенность их заключа ется в закономерном усложнении строения и повышении их поверх ности, возрастании роли активизированных старых и новообразован ных дизъюнктивных нарушений (сбросов, сдвигов, надвигов и др.) в направлении от платформы к орогену. Разрывные нарушения явля ются важной составной частью новейшего тектогенеза республики, особенно в области горообразования.

Дифференцированные поднятия и опускания неогенового и чет вертичного времени превратили Южно Уральский ороген в основной ре гулятор и распределитель стока поверхностных и подземных вод, оказы вающий большое влияние на Волго Камский артезианский бассейн.

Новейшая тектоника оказывает влияние на карстовые процессы, карстовую гидрологию всего Южного Урала и Предуралья.

Наибольшее распространение карстовые формы рельефа имеют в районах более активного проявления восходящих движений земной коры. Известно, что в долинах равнинных и горных рек карстовые пещеры открываются своими устьями на уровне плиоценовых и чет вертичных террас (рис. 5, табл. 6). Подробно распространение и пробле мы развития карста рассмотрены в нашей коллективной монографии [Абдрахманов, Мартин, Попов и др., 2002].

2.3. Основные закономерности развития пресных вод в гидрогеологических комплексах В соответствии с принципами структурно гидрогеологического рай онирования на территории Башкортостана выделяются [Попов, 1985] Волго Уральский сложный артезианский бассейн (АБ), относящийся к системе бассейнов Восточно Европейской артезианской области (АО), и Уральская гидрогеологическая складчатая область (ГСО) (рис. 6).

Волго Уральский артезианский бассейн геотектонически отвечает одноименной антеклизе, Предуральскому прогибу и западному склону Урала. Он состоит из двух структурных этажей: нижнего — фундамента, представленного кристаллическими образованиями архея – раннего протерозоя, и верхнего — чехла, сложенного осадочными толщами позднего протерозоя, палеозоя и мезозоя – кайнозоя. Литологически осадочный чехол — это в основном карбонатные, в меньшей степени терригенные и галогенные породы, мощностью от 1,7–4 км на сводах (Татарском, Пермско Башкирском) до 8–12 км во впадинах (Верхне Камской, Бельской, Юрюзано Сылвинской).

Рис. 5. Карта карста Башкортостана (по В.И. Мартину [Абдрахманов и др., 1–3 — границы карстовых провинций (1, см. табл. 6), областей (2), районов (3);

4 — возраст карстующихся пород; 5 — сульфатный карст; 6 — карбонатный карст;

7 — закрытый карст; 8 — перекрытый карст Окончание таблицы Рис. 6. Схема гидрогеологического районирования Республики Башкортостан (по В.Г. Попову [Абдрахманов и др., 2002]) 1 — граница между Волго Уральским артезианским бассейном и Уральской гидрогеоло гической складчатой областью; 2 — границы между гидрогеологическими структурами второго и третьего порядка: I — Волго Камский АБ, II — Предуральский АБ: II1 — Юрюзано Сылвинский АБ, II2 — Бельский АБ, III — Западно Уральский ААБ, IV — Уральская гидрогеологическая складчатая область: IV1 — бассейн трещинно жильных вод Центрально Уральского поднятия, IV2 — то же, Магнитогорского мегасинклинория; 3 — границы между тектоническими структурами Волго Камского АБ: I1 — Пермско Башкирский свод, I2 — Татарский свод, I3 — юго восточный склон Русской плиты, I4 — Бирская и Верхне Камская впадины; 4 — линия гидрогеохимического разреза Волго Уральский бассейн разделяется на Волго Камский и Предуральский артезианские бассейны второго порядка, отвечающие соответственно ЮВ склону Русской плиты и Предуральскому краевому прогибу, и Западно Уральский адартезианский бассейн (ААБ).

Помимо существенных различий между названными бассейнами второго порядка и их известной автономности, они обладают и целым рядом сходных черт (наличие одновозрастных толщ, их близкий состав и степень метаморфизма, присутствие одних и тех же геохими ческих и генетических типов вод), что и явилось основанием для их объединения в Волго Уральский сложный артезианский бассейн.

Предуральский бассейн Каратауским комплексом делится на бассей ны третьего порядка: Юрюзано Сылвинский и Бельский, в гидрогео динамическом отношении разобщенные друг от друга.

По характеру скоплений в Волго Уральском бассейне выделяются подземные воды порового, порово трещинного, трещинного и тре щинно карстового классов пластового типа (рис. 7). Наиболее широко развиты они в палеозойских отложениях Волго Камского и Предураль ского бассейнов. В Западно Уральском ААБ, представляющем собой систему линейной складчатости, сложенную карбонатными и терриген ными породами карбона и девона, доминируют пластовые трещинно карстовые и трещинные воды.

Распределение подземных вод в осадочной толще Волго Ураль ского бассейна контролируется вертикальной гидрогеодинамической и газогидрогеохимической зональностями, отражающими историю его гидрогеологического развития и современные процессы в системе вода – порода – газ – органическое вещество [Попов, 1985]. Суть их заключается в последовательном замещении с глубиной (рис. 8) гидро карбонатных 1 вод (до 1 г/л) сульфатными (1–20 г/л), сульфатно хлоридными (5–35 г/л) и хлоридными (35–400 г/л).

Одновременно происходит смена водорастворенных газов от кислородно азотного до сероводородно углекисло метаново азотного, азотно метанового и метанового, снижение величин Еh (от +650 до –450 мВ) и рН (от 9 до 5).

Систематизация подземных вод по химическому составу произведена на базе классификации Алекина – Посохова. В соответствии с ней, при соблюдении неравенства rCl < rNa, выде ляются тип I (гидрокарбонатный натриевый или содовый) с соотношением rHCO3 > rCa+rMg и тип II (сульфатный натриевый) с соотношением rHCO3 < rCa+rMg. В случае, когда rCl > rNa, выделяются тип III а (хлормагниевый) с соотношением rCl < rNa+rMg и тип III б (хлоркаль циевый) с соотношением rCl > rNa+rMg. Если в воде концентрация HCO3 равна нулю, то она относится к типу IV. Наименование водам дается по преобладающим анионам и катионам в порядке их возрастания. Преобладающими считаются ионы, содержащиеся в количестве 20% и более при условии, что сумма анионов и катионов равна 100% в отдельности.

В осадочном чехле Волго Уральского бассейна выделяются два гидро геохимических этажа, которые по своему объему в целом соответствуют гидрогеодинамическим этажам. Верхний этаж (300–400 м, редко более) заключает преимущественно инфильтрогенные кислородно азотные (азотные) воды различного ионно солевого состава с мине рализацией, обычно не превышающей 10–12 г/л. В гидрогеодинамичес ком отношении — это зоны интенсивного и затрудненного водообмена.

В пределах нижнего этажа залегают высоконапорные главным обра зом хлоридные рассолы различного происхождения (седиментогенные, инфильтрогенные, смешанные) с концентрацией солей до 250–300 г/л и более, а водорастворенные газы (H2S, CO2, CH4, N2) отвечают вос становительной геохимической среде, обстановкам весьма затруд ненного водообмена и квазизастойного режима недр. В пределах этажей по химическому составу и степени минерализации выделяются четыре зоны — гидрокарбонатная, сульфатная, сульфатно хлоридная и хлоридная, которые в свою очередь подразделяются на ряд подзон по катионному составу вод.

Зона пресных (до 1 г/л) гидрокарбонатных (питьевых) вод приуро чена к породам широкого возрастного диапазона (от четвертичных на платформе до девонских на западном склоне Урала) и в гидрогеодина мическом отношении соответствует зоне интенсивной циркуляции.

Мощность ее колеблется от 20–50 м в долинах рек до 150–200 м на водоразделах, а на Уфимском плато достигает 500–800 м (рис. 9, 10).

Скорости движения вод в зависимости от фильтрационных свойств пород и гидравлического градиента изменяются от десятков и сотен метров до десятков километров в год, а сроки полного водообмена — от десятков до первых сотен лет.

В составе гидрокарбонатной зоны выделяются две подзоны (см. рис. 10): верхняя — кальциевых (магниево кальциевых) и нижняя — натриевых вод. Мощность гидрокарбонатных кальциевых вод колеблется от 10 до 150 м, а гидрокарбонатных натриевых — от 20 до 100 м и редко более (Юрюзано Айская впадина). Минерализация гидрокарбонатных кальциевых вод от 0,2 до 0,7 г/л, а натриевых (содовых) вод обычно составляет 0,5–0,9 г/л, но в отдельных случаях достигает 1,2–1,7 г/л. В генетическом отношении чистые содовые воды тесно связаны с терригенными существенно глинистыми пермскими формациями, представленными переслаиванием песча ников, алевролитов, аргиллитов и глин. Породы обладают довольно низкими фильтрационными свойствами и невысокой водообиль ностью. Газовый состав гидрокарбонатных вод отвечает окислитель ной геохимической обстановке: N2 30–35, CO2 5–30, O2 до 10 мг/л.

Рис. 8. Гидрогеохимический разрез Башкирского Предуралья по линии I–I (см. рис. 6) [Попов, 1985] 1–7 — химический состав и минерализация подземных вод (г/л): 1 — гидрокарбонатные, реже сульфатно гидрокарбонатные и хлоридно гидрокарбонатные разнообразного катионного состава (до 1), 2 — сульфатные кальциевые (1–3), 3 — сульфатные натриевые и кальциево натриевые (3–10, редко более), 4 — сульфатно хлоридные кальциево натриевые (3–10), 5 — сульфатно хлоридные кальциево натриевые и хлоридные натриевые (10–36), 6 — хлоридные натриевые (36–310), 7 — хлоридные кальциево натриевые и натриево кальциевые (250–330); 8 — гидрогеохимические границы; 9 — стратиграфические границы; 10 — скважина:

цифры слева — минерализация (г/л), справа — содержание йода в опробованном интервале (мг/л), наверху номер скважины и название нефтеразведочной площади; 11 — изолинии содержания брома (г/л); 12 — гидроизотермы Рис. 9. Карта мощности зоны гидрокарбонатных вод Башкортостана 1 — изолинии мощности гидрокарбонатных вод; 2 — область распространения трещинных, трещинно жильных и трещинно карстовых вод (мощность 50– 100 м); 3 — участки спорадического распространения гидрокарбонатных вод;

4 — участки интенсивного техногенного воздействия на подземные воды; 5 — граница между Волго Уральским артезианским бассейном и Уральской гидрогео логической складчатой областью (см. рис. 6) Рис. 10. Гидрогеохимические разрезы по линиям II–II и III–III [Абдрахманов, Попов, 1999] Условные обозначения см. на рис. Газонасыщенность обычно 15–50 мл/л, Eh +100…+650 мВ, рН 6,7– 8,8, Т 4–6°С.

Зона сульфатных солоноватых и соленых вод развита повсеместно, исключая очаги природного и техногенного (районы некоторых нефтяных месторождений) влияния глубинных рассолов. К ней относятся сульфатный и гидрокарбонатно сульфатный классы вод с минерализацией от 1–3 до 15–20 г/л, формирующиеся в окисли тельной геохимической среде главным образом в пермских гипсонос ных отложениях. В гидрогеодинамическом отношении она отвечает как зоне интенсивной циркуляции (выше вреза эрозионной сети), так и зоне затрудненного водообмена, где скорости движения подзем ных вод снижаются до десятков метров в год, а время полного водо обмена, напротив, возрастает до сотен и тысяч лет.

Глубина залегания сульфатных вод изменяется от 0 до 250 м и бо лее. Средняя мощность зоны составляет около 100–150 м (см. рис. 10).

В пределах зоны заключены основные ресурсы лечебно питьевых вод инфильтрационного происхождения, ведущую роль в формировании состава которых играют процессы экстракции из пород гипса и ионо обменные явления с участием поглощенного комплекса пород [Абдрах манов, Попов, 1999].

Кислородно азотный и азотный состав сульфатных вод форми руется за счет поступления вместе с инфильтрационными водами газов воздуха, и только в редких случаях при глубоком погружении по дошвы зоны и большой ее мощности в газовой фазе присутствует Н2S, генетически связанный с биохимическими процессами в сульфатизи рованных и битуминозных пермских породах. Концентрация О2 вниз по разрезу зоны в связи с его расходованием на окисление органичес кого вещества, сульфидов железа снижается от 4–5 мг/л до нуля, а величина Eh — от +250 до –150 мВ. Кислотно щелочной потенциал рН изменяется от 7,3 до 8,8; Т 4–10° С. Увеличивается содержание гелия (до 30–100·10–5 мл/л). По катионному составу воды сульфатной зоны относятся к двум основным группам — кальциевой (магниево кальциевой) и натриевой (кальциево натриевой),— соответствующим гидрогеохимическим подзонам гипсовых и глауберовых вод.

Минерализация вод верхней подзоны обычно не превышает 2,5– 2,6 г/л. Это типичные воды выщелачивания гипсов, загипсованных терригенных и карбонатных пород, в составе которых преобладают сульфат ион (до 80–90%), кальций и магний (до 90–98% суммарно).

Мощность подзоны изменяется от 10 до 100 м.

Сульфатные натриевые воды нижней подзоны приурочены исключительно к терригенным гипсоносным пермским осадкам ла гунно морского происхождения, залегающим ниже днищ основных рек региона. Наиболее развиты они в верхнепермских отложениях на западе региона, где глубина залегания кровли подзоны изменяется от 10–20 м в долинах рек до 200 м на водоразделах. Мощность ее в среднем 100 м. В Предуральском бассейне сульфатные натриевые воды вскрываются на глубине до 100–300 м; мощность подзоны здесь может достигать 120–150 м.

Минерализация сульфатных натриевых вод колеблется от 1,4 до 20, обычно 3–10 г/л, причем рост ее происходит с глубиной. При величине минерализации до 6,0–6,5 г/л воды по катионному составу обычно кальциево натриевые или смешанные (трехкомпонентные). В более ми нерализованных водах ведущее значение среди катионов принадлежит натрию (до 85–90%), что в абсолютном выражении составляет 4–5 г/л.

Образование сульфатных натриевых вод обусловлено двумя взаимосвя занными и взаимообусловленными процессами, стимулирующими друг друга: экстракцией СаSO4 и обменной адсорбцией между кальцием раствора и натрием поглощенного комплекса пород [Попов, 1985].

Гидрогеологические условия Уральской гидрогеологической склад чатой области определяются условиями формирования подземной гидросферы в бассейне трещинно жильных вод [Буданов, 1964; Гидро геология …, 1972]. Бассейн трещинно жильных вод складчатого Урала в геоструктурном отношении охватывает Центрально Уральское подня тие и Магнитогорский прогиб (см. рис. 4). Водоносность сильно дисло цированных метаморфических и осадочно вулканогенных пород протерозоя и палеозоя с жесткими связями обусловлена их трещинова тостью, которая обычно не подчиняется возрастным границам, часто их пересекает. По отношению к названным коллекторам трещинного типа используется термин водоносная (обводненная) зона [Гидрогеоло гия …, 1972], и в зависимости от генезиса трещин выделяют регионально трещинные воды зоны выветривания и локально трещинные воды зон тектонических нарушений (разломов). Обводненность карбонат ных пород, кроме трещиноватости, связана и с их закарстованностью.

Динамика вод определяется рельефом местности, а также сложной гидравлически связанной между собой системой трещин. Разгрузка подземных вод происходит в речную сеть.

Мощность зоны региональной трещиноватости колеблется от до 250 м, иногда до 500 м. Подземные воды региональной трещиноватос ти безнапорные, а локальной трещиноватости — слабонапорные.

Сложные гидрогеологические условия региона обусловлены разнообразием вещественного состава магматических, метаморфи ческих и осадочных пород, различной степенью их тектонической дислоцированности и трещиноватости, своеобразием условий питания, движения и разгрузки подземных вод. В отличие от Волго Уральского артезианского бассейна со скоплениями вод пластового типа, здесь преимущественным развитием пользуются трещинно жильные скопления вод: регионально трещинные зон выветривания и локально трещинные зон тектонических нарушений. Помимо типичных интрузивных и метаморфических гидрогеологических массивов, соответствующих выходам на поверхность кислых (граниты, гранито гнейсы), средних (диориты, андезиты, порфириты), основных (базальты, диабазы) и ультраосновных (перидотиты, пироксениты, серпентиниты) пород, широкое развитие получили гидрогеологические интермассивы и адмассивы, связанные с вулканогенно осадочными толщами силура, девона и карбона. Сильная дислоцированность пород с жесткими связями обусловливает формирование единой системы трещинных вод.

Концентрация подземного стока происходит в межхребтовых понижениях, зонах тектонических нарушений, контактов, жил и даек, обладающих повышенной трещиноватостью и водообильностью.

Дебиты естественных источников здесь достигают 3–5 л/с и более, а удельные дебиты неглубоких скважин (до 50–80 м) — 1–2 л/с.

С глубиной удельные дебиты скважин уменьшаются. Ниже зоны регио нальной трещиноватости локально трещинные воды могут быть вскрыты только в зонах тектонического дробления и рассланцевания пород.

Зоны сульфатно хлоридных и хлоридных соленых и рассольных вод — основные в гидрогеохимическом разрезе региона. Общая мощность их составляет более 90% мощности осадочного чехла региона. В силу спе цифики данной работы они в ней не рассматриваются.

2.4. Распространение пресных вод в водоносных горизонтах и комплексах 2.4.1. Водоносные горизонты и комплексы Волго Уральского артезианского бассейна Краткая характеристика водоносных горизонтов и комплексов приводится сверху вниз (от молодых к древним отложениям).

Распространение и характеристика вод приведены на основе гидро геологической карты Башкортостана масштаба 1:500 000 [Толстунова, 2001 г.] только для верхней гидродинамической зоны безнапорных и субнапорных пресных вод (см. рис. 7).

Аллювиальный четвертичный водоносный горизонт (aQ) выделен в речных долинах при ширине не менее 1 км. Наибольшую ширину горизонт имеет в нижнем течении р. Белой — до 25 км, в долинах рек Уфа, Быстрый Танып, Бол. Ик, Сим — до 10–15 км; наибольшие мощности до 20–50 м отмечены в долинах рек Белой, Уфы, Сим, Ин зер, Буй, Бол. Ик. Воды горизонта преимущественно безнапорные, с глубиной залегания 1–10 м, на высоких террасах до 10–20 м (иногда до 30 м), где возможен небольшой напор.

Водообильность отложений различная: дебиты скважин от 0,1–1, до 50–100 л/с (долины рек Уфа, Белая, Инзер); водопроводимость по род обычно увеличивается от верховий к устью и изменяется в пре делах от 10–50 до 2000–5000 м2/сут. Повышенная водопроводимость (м2/сут) характерна для долин рек Уфы (1300–4700), Бол. Ика (1200– 2800), низовьев Инзера (2300–4600), Белой выше г. Бирска (500– 5600), Ика (700–1600). Для долин средних рек типа Дема, Усень характерна водопроводимость 200–1200 м2/сут; для остальных мелких и средних рек — преимущественно до 100 м2/сут, на высоких террасах 20–50 м2/сут. На северо востоке в долинах рек Уфа (выше Павловского водохранилища), Ай и Юрюзань отмечена водопроводимость от до 1000 м2/сут при средних величинах (в днище) 300–500 м2/сут.

Воды четвертичного горизонта играют основную роль в водо снабжении городов и промышленных объектов (Уфа, Стерлитамак, Салават, Нефтекамск, Бирск, Октябрьский, Ишимбай, Мелеуз и дру гие населенные пункты). Производительность водозаборов и утверж денные запасы месторождений подземных вод (МПВ) составляют от 5–10 до 100–300 тыс. м3/сут.

Высокая производительность таких водозаборов объясняется, с одной стороны, хорошими фильтрационными свойствами аллювия и значительными эксплуатационными запасами подземных вод, а с дру гой — наличием тесной гидравлической связи аллювиального го ризонта с реками, которые служат надежным источником восполнения запасов подземных вод. Количество речных вод, поступающих в сква жины инфильтрационного водозабора, в зависимости от проницае мости аллювиальных отложений, кольматации русла и др., колеблется в широких пределах и может достигать 70–95% общей производитель ности водозабора этого типа.

Неогеновый водоносный комплекс (N) распространен преимущест венно вдоль левобережья р. Белой в нижних частях склонов и выполо женных междуречий. Подземные воды приурочены к линзам и прослоям песков, гравия среди глин общей мощностью до 100–200 м. Мощность обводненных пород от единиц до 20–30 м, глубина залегания от 5– до 80–120 м, напоры достигают 40–60 м и более с самоизливом до 3, иногда до 20 л/с. Дебиты скважин 0,5–2,0 л/с, удельные 0,1–1,0 л/с;

водопроводимость пород изменяется от единиц до 100–200, редко до 400–500 м2/сут, преимущественно до 20 м2/сут. Воды комплекса используются в основном для децентрализованного водоснабжения.

Отдельные водозаборы централизованного водоснабжения достигают 300–600 м3/сут (Уфимский, Иглинский, Илишевский районы), а для с. Верхнеяркеево — до 1700 м3/сут.

Нижнетриасовый водоносный комплекс (Т1) развит локальными участками по правобережью р. Белой, где практического значения не имеет. Основное развитие комплекс имеет в южной части в пределах Общего Сырта и предгорий Западного склона Урала, где совместно с верхнепермским комплексом (Р2) представлен мощной терригенной толщей. Подземные воды вскрываются на глубинах от единиц до 30– 40 м, часто обладают напором, возможны самоизливы. Комплекс с хо рошей водообильностью, с дебитами скважин до 10–20 л/с, родников до 20 л/с. Водопроводимость пород до 100–400 м2/сут. Воды комплекса используются для централизованного водоснабжения, в том числе и таких крупных водопотребителей как г. Кумертау (водозаборы «Мокрый Лог» — до 12,1 тыс. м3/сут, КумАПО — до 2,2 тыс. м3/сут), пгт. Маячный (запасы месторождения «Маячное» — 11,8 тыс. м3/сут.

Верхнепермский водоносный комплекс (Р2), преимущественно терригенного состава, развит полосой по правобережью среднего те чения р. Белой и на междуречье Белая – Сухайля (Бельская депрессия) общей мощностью до 2000 м (на юге). Водообильность отложений хорошая, дебиты скважин до 10–20 л/с, удельные от 0,4 до 12 л/с, водо проводимость до 400–600 м2/сут. Глубина залегания различная, иногда бывают самоизливы. Дебиты родников от 0,5 до 10–15 л/с.

Мощность зоны пресных вод достигает 300 м. Вода широко используется для децентрализованного водоснабжения (Архангель ский, Куюргазинский районы).

Казанско татарский водоносный комплекс (P2kz + P2t) выделен в пределах Бугульминско Белебеевской возвышенности, междуречий Сюнь – База, Быстрый Танып – Буй. В северной части комплекс характеризуется средней водообильностью: дебиты родников от 0,2– 3,0 до 15,0 л/с при хорошем качестве, дебиты скважин 0,1–1,0 л/с, водопроводимость 13–16 м2/сут.

Южнее г. Туймазы комплекс представлен терригенно карбо натными отложениями с переслаиванием водоносных и водоупорных слоев, что создает сложную картину соотношений (подвешенных – разноэтажных) водоносных слоев (до семи) на разных уровнях.

Межпластовые воды выше уреза рек безнапорные, каждый слой имеет свой уровень с разрывом до 10–20 м и более. Мощность толщи пресных вод может достичь 100–150 м. Воды разгружаются многочис ленными родниками с наибольшими дебитами до 50–100 л/с, дебиты скважин 1–5 л/с (возможны и до 20 л/с), водопроводимость обычно 30–40 м2/сут, в долинах до 600–800 м2/сут.

Воды комплекса широко используются для централизованного (водозаборы до 1,0–6,5 тыс. м3/сут) и децентрализованного водо снабжения путем каптажей родников и скважинных водозаборов.

Утвержденные запасы по МПВ — родникового стока от 6,0 тыс. м3/сут до 30,0 тыс. м3/сут; производительность отдельных водозаборов до 1,0–3,0 тыс. м3/сут.

Уфимский водоносный комплекс (P2 + P2sl) занимает значительную часть Прибельской равнины на левобережье и правобережье р. Белой, в долинах рек Ик, Усень и Сюнь, а также вдоль западной окраины Уфимского плато. Это преимущественно терригенная толща мощностью до 300 м (шешминский горизонт); карбонаты преобладают в составе соликамского горизонта мощностью 40–90 м. В составе комплекса выделяются 2–3 водоносных слоя с глубиной фиксации уровней от единиц до 40–60 м. Водопроводимость пород незначительная, в сред нем до 20 м2/сут; для соликамского — 100–260 м2/сут. Дебиты скважин чаще 1–2 л/с, удельные — 0,02–0,5 л/с; для соликамского горизонта дебиты скважин составляют до 3–5 л/с, максимальные — 7–9 л/с.

Дебиты родников 0,5–3,0 л/с, отдельных — от 5–20 до 30–40 л/с (в основном для соликамского горизонта).

Мощность зоны пресных вод не превышает 40–50 м, на зна чительных площадях вследствие загипсованности пород пресные воды отсутствуют. Подземные воды комплекса используются для водоснабжения райцентров, сельхозобъектов, местного населения.

Производительность водозаборов 0,5–1,0 тыс. м3/сут, в отдельных случаях (Туймазинское МПВ) с подпитыванием из аллювия от 1,0– 6,0 тыс. м3/сут до 14,0 тыс. м3/сут (Усеньский).

Кунгурский водоносный комплекс (P1k) развит в Юрюзано Сыл венской депрессии и сложен карбонатно терригенными породами.

Подземные воды вскрываются на глубинах до 50 м и проявляют себя родниками с дебитами до 1–5 л/с или пластовыми выходами до 5– 80 л/с. Удельные дебиты скважин от 0,03 до 18 л/с (средние — порядка 1 л/с), водопроводимость изменяется для песчаников от 10 до 260 м2/сут, для известняков от 10 до 1300 м2/сут. Выше гидрографической сети воды безнапорные и пресные, ниже — приобретают напор и повыша ется их минерализация.

Подземные воды кунгурского яруса используются преимуще ственно для децентрализованного водоснабжения как скважинами, так и родниками. Для с. Большеустьикинское утверждены эксплуата ционные запасы — 0,65 тыс. м3/сут, а суммарный отбор составляет 0,8 тыс. м3/сут.

Галогенная часть кунгурского яруса (иреньская свита) выделена в самостоятельный горизонт в междуречьях Уфа – Сим, Уршак – Белая, по правобережью р. Тюй и участками вдоль восточного борта Бельской депрессии. Подземные воды с минерализацией 1–3 г/л и жесткостью до 30–35 мг экв/л не имеют практического значения для хозяйственно питьевого водоснабжения.

Нижнепермский водоносный комплекс (Р1) характеризуется чрез вычайной сложностью и неоднородностью. В Предуральском прогибе частая смена водоупорных и водоносных пород определяет сложную гидравлическую связь. Водопроводимость отложений от 10–30 до 300–400 м2/сут, дебиты родников от долей до 20 л/с, удельные дебиты скважин 0,05–5 л/с. Оптимальные дебиты водозаборных скважин от 2–5 до 10 л/с при глубине 50–80 м; производительность водозаборов 1–2,5 тыс. м3/сут.

На Уфимском плато трещинно карстовые воды известняков дают мощные родниковые выходы до 2000 л/с, а меженный расход карстового родника «Красный Ключ» составляет 5–6 тыс. м3/сут.

Глубина залегания карстовой зоны около 120 м и она имеет хорошую гидравлическую связь с речными водами. Удельные дебиты скважин от 0,04 до 6 л/с и более, коэффициент фильтрации от 1 до 340 м/сут, водопроводимость пород в долинах 130–4000 м2/сут, на водоразделах 10–200 м2/сут. При залегании выше гидрографических врезов подзем ные воды с сухим остатком 0,5–1,0 г/л, при погружении приобретают напор и минерализацию. Оптимальные дебиты водозаборных скважин составляют 2–5 л/с, в долинах — 10–20 л/с; глубины скважин до 100 м; расчетная производительность скважинных водозаборов и кап тажей родников в долинах и нижних частях склонов варьирует от 2 до 10 тыс. м3/сут и более.

Каменноугольно девонские карбонатно терригенные комплексы (D + C) выходят на поверхность в пределах Западно Уральского бас сейна и орографически привязаны к низкогорным хребтам западного склона Урала. Во внешней зоне складчатости на отрезке преобладания карбонатных пород (от р. Юрюзань до р. Мал. Ик) трещинно карсто вые воды разгружаются многочисленными родниками с дебитами до 100–400 л/с (родники «Берхомут» и «Аскен Куль» суммарно до 800 л/с).

В северной и южной частях, где преобладает терригенная фация, свой ственная флишоидам, дебиты родников преимущественно до 5 л/с, из карбонатных прослоев до 20–30, редко до 100 л/с.

Дебиты скважин из карбонатов достигают 10–50 л/с, из терри генных отложений 2–10 л/с, ниже уреза гидросети удельные дебиты менее 1,0 л/с. Ввиду малой заселенности этого региона, воды девона и карбона используется мало даже для децентрализованного водо снабжения. Указанные выше родники «Берхомут» и «Аскен Куль»

каптированы для обеспечения водоснабжения г. Стерлитамака.

Средняя производительность водоотбора около 50–55 тыс. м3/сут.

2.4.2. Бассейн трещинных, трещинно жильных, трещинно карстовых вод Уральской гидрогеологической складчатой области Эта территория орографически охватывает всю область горного Урала и Зауралья. Разнообразие литологического состава и геоморфо логической ситуации определяют различную глубину залегания и распространения подземных вод, широкий диапазон водопроводи мости и степени водообильности отложений. Мощность зоны активной трещиноватости терригенных, карбонатных, метаморфи ческих, вулканогенно осадочных, интрузивных пород обычно состав ляет 40–60 м; в крепких разностях пород (кремнистые сланцы, яшмы, кварцевые песчаники) может достигать 100–150 м; в карстующихся породах и зонах региональной трещиноватости — до 200 м и более.

Глубина залегания подземных вод на высоких водоразделах, вдоль крутых склонов 40–50 м, на выположенных водоразделах и пологих склонах от 10 до 30 м. В днищах долин, в межхребтовых и межгорных понижениях при отсутствии делювиальных суглинистых отложений и коры выветривания уровни подземных вод встречаются на глубинах от 1 до 10 м. Воды безнапорные, в случае наличия перекрывающего слоя — уровни на глубине до 20–30 м и воды приобретают напор.

Аллювиальный четвертичный водоносный горизонт (aQ) развит в долинах рек Белой, Урала, Сакмары и их притоков (Бол. и Мал. Кизила, Таналыка и др.). Мощность гравийно песчаной фракции от единиц до 5–8 м (в карстовых углублениях до 20–30 м). Дебиты скважин (раз ведочных и эксплуатационных) обычно от 0,2 до 2–3 л/с, но могут достигать 7–12,5 л/с (р. Белая, Урал). Водопроводимость отложений по разведочным участкам и водозаборам от 18 до 360 м2/сут, средние значения 100–150 м2/сут. Воды аллювия для централизованного водо снабжения используются мало (водозаборы в г. Белорецке и с. Акъяр, производительностью до 5,0 и 1,4 тыс. м3/сут соответственно).

Нижне среднеюрский водоносный комплекс выделен на юге в бассейне р. Таналык и имеет общую мощность до 225 м. Водо обильность отложений невысокая, удельные дебиты скважин от сотых до 0,7 л/с при водопроводимости от единиц до 50 м2/сут. В конце 90 х годов на Самарском участке в Хайбуллинском районе на площади около 3 км2 вскрыта 10–30 метровая толща песчано гравийных юрских отложений, гидравлически связанная с аллювием р. Таналык и подсти лающим палеозойским (S–D2) комплексом. Из юрских отложений в интервалах глубин 32–60, 37–110 м получены дебиты от 0,6 до 5– 18 л/с, удельные дебиты 0,7–33 л/с, водопроводимость пород 200– 340 м2/сут. Прогнозные эксплуатационные ресурсы участка оцениваются в 6,4 тыс. м3/сут. Воды используются для водоснабжения, обычно совместно с подстилающими комплексами, дебиты эксплуатационных скважин в пределах 40–60 м3/сут.

Нижне среднекаменноугольный водоносный терригенно карбонат ный комплекс (уртазымская – кизильская свиты) занимает узкие полосы в основном вдоль хребтовых и межгрядовых понижений или вдоль долин рек, выходя на выположенные водораздельные пространства Кизило Уртазымской равнины. В долинах рек при благоприятных усло виях перехвата речного стока водопроводимость трещинно карстовых пород от 90 до 4200 м2/сут, средние расчетные величины водопроводи мости на Учалинском и Миндякском месторождениях составляют от 360 м2/сут (Уразовский участок) до 1880 м2/сут (участок «Шагарка»), а в долине р. Бол. Кизил на Абдряшевском участке — 4000 м2/сут, на Уральском МПВ — 1750 м2/сут. Дебиты скважин от 1 до 25 л/с, на Кургашском водозаборе до 67 л/с, на Абдряшевском участке до 60 л/с.

На выположенных склонах и в терригенной пачке водопроводимость от 13 до 130 м2/сут при дебитах скважин 0,4 до 4,2 л/с.

При небольшой площади распространения (около 1320 км2) комплекс имеет важное значение для водоснабжения — количество утвержденных запасов по нему 97,0 тыс. м3/сут для водоснабжения г.г. Учалы и Магнитогорска. Используется для водоснабжения сель ских пунктов: Янгельский, Красная Башкирия, Комсомольское и дру гие с водоотбором до 420–480 м3/сут.

Среднедевонско нижнекаменноугольная (D2 + C1) и среднедевонско силурийская (S + D2) водоносные зоны занимают основную часть Ирен дыкской группы бассейнов (ранее Восточно Уральской) и простираются полосой шириной 15–45 км с севера на юг. При всем разнообразии литологического состава вулканогенно осадочных пород и степени трещиноватости усредненные гидрогеологические параметры, дебиты скважин, производительность сельских водозаборов идентичны. Зоны экзогенной (выветривания) трещиноватости достаточно изучены при обследовании водозаборов [Чалов, Верзаков, 2003 г.].

Дебиты достаточно многочисленных родников преимущественно от 0,01 до 2,5 л/с, при рассредоточенных выходах из трещиноватых пород — от 3–7 до 12–20 л/с. Удельные дебиты скважин варьируют от сотых долей до 0,5 л/с, иногда до 2–5 л/с. Дебиты скважин от 0,1–0, до 2–3,5, реже до 7–19 л/с (Учалинское, Баймакское МПВ). Средние значения водопроводимости, принятые к оценке ресурсов и запасов на основании анализа материалов, составляли от 16 до 30 м2/сут, на участках разведки — от 50–70 до 130–140 м2/сут (Шартымское, Уча линское, Баймакское МПВ).

Подземные воды широко используются для водоснабжения с водоотбором от 50 до 3000 м3/сут.

Средне нижнепалеозойская водоносная зона (PZ1+2) имеет распро странение на площади Зилаирского плато и к северу от него. Выходы родников многочисленны, но малодебитны — преобладают до 0,3 л/с, редко до 1,0 л/с. Удельные дебиты скважин варьируют от тысячных до 0,7 л/с, среднее значение 0,105 л/с. Водопроводимость пород (тре щиноватых сланцев, песчаников, аргиллитов) составляет 3–20 м2/сут, среднее значение около 10 м2/сут, воды используются для децентрали зованного водоснабжения. Дебиты скважин от 0,1 до 4,0 л/с, оптималь ные дебиты 0,5–1,0 л/с, водоотбор по сельским населенным пунктам 20–200 м3/сут.

Девонский (D) и девон силурийско ордовикский (D–O) карбонатно терригенные водоносные комплексы. Девонский комплекс выделен на небольшом участке (площадью 78 км2) в долине р. Инзер. Девон ордовикский комплекс развит вдоль долины р. Белой и проявляется высокодебитными (75–125 л/с) одиночными родниками из массив ных известняков, пластовыми выходами 10–15 л/с из тонкослоистых известняков. Удельные дебиты скважин составляют от 0,001–0,1 л/с до 2,5 л/с. Воды питьевого качества с сухим остатком 0,2–0,4 г/л при жесткости 2–5 мг экв/л используются для водоснабжения (в том чис ле технического) в г. Белорецке, пгт. Тирлянском и в сельских насе ленных пунктах.

Ашинская водоносная зона (Va) развита на западном фланге Уральского бассейна. Гидрогеологическая изученность этой террито рии низкая. Водоносность зоны проявляется выходами родников, дебиты которых определяются литологическим составом пород и сте пенью их трещиноватости: от 0,005–1,0 л/с из щебнисто глинистого элювио делювия до 3–6 и 20 л/с из кварцитовых и аркозовых песча ников повышенной трещиноватости.

Нижнепалеозойско верхнепротерозойская водоносная зона (PR3 + PZ1) развита в центральной части Южного Урала — зона хребта Урал Тау (сланцы, кварциты). Родники имеют дебиты от 0,01 до 12 л/с;

дебиты скважин от долей до 2–3,3 л/с; в долинах удельные дебиты выше (около 0,13 л/с), чем на склонах (0,06 л/с). Водопроводимость пород в пределах 5–40 м2/сут, среднее значение — от 6 м2/сут в Бай макском до 17 м2/сут в Хайбуллинском районе. Производительность водозаборов и групп скважин (от 2 до 4 скважин) в Хайбуллинском и Зилаирском районах от 40–50 до 160–380 м3/сут.

Верхнепротерозойская водоносная зона (PR3) занимает территорию западнее хребта Урал Тау в пределах Центрального Уральского под нятия. Подземные воды объединенного (8 гидростратиграфических комплексов) комплекса (см. рис. 7) проявляются многочисленными естественными выходами: родники из карбонатов миньярской, ка тавской, лапыштинской свит с дебитами от 3–5 до 30 и даже 112 л/с;

из терригенных отложений — от сотых долей до 0,6–1,0 л/с, в зонах повышенной трещиноватости — до 5–7 л/с.

Водообильность скважин пестрая: дебиты разведочных и эксплу атационных скважин от 0,1–0,2 до 1–2,0 л/с при удельных 0,01– 0,14 л/с. Водопроводимость в пределах 1–20, в основном 10–13 м2/сут.

На участках горных работ и разведанных месторождений отмечены дебиты скважин 4–10 л/с (п. Тукан), 5,8–29,0 л/с (Катайское МПВ) при водопроводимости 250–410 м2/сут.

Слабоводоносная зона интрузий среднего и нижнего палеозоя (PZ1+ ( + )). Интрузии кислого и среднего состава () выделяются в вос точной части Учалинского района — Ахуновский гранитный массив.

Водообильность пород невысокая: удельные дебиты скважин 0,003– 0,83 л/с, дебиты водозаборных скважин до 1–2 л/с, водопроводимость 10 м2/сут. Качество воды: сухой остаток 0,2–0,6 г/л при жесткости 2,4– 7,4 мг экв/л. Воды используются для водоснабжения деревень Ахуново и Кидаш с суммарным водоотбором 380 и 20 м3/сут соответственно.

Интрузии основного состава (S) развиты в пределах горных массивов Крака, частично на юге Зилаирского плато, и протягиваются цепью вдоль западной границы Магнитогорского мегасинклинория.

Подземные воды проявляются в виде родников с дебитами от 0,1– 0,5 л/с до 1,0 л/с, в днищах долин до 3 л/с. Удельные дебиты скважин от тысячных долей до 0,17 л/с, в долинах до 2 л/с при среднем 0,23 л/с.

Водопроводимость пород от 4 до 24 м2/сут. Подземные воды с сухим остатком 0,2–0,7 г/л при жесткости 5–13 мг экв/л используются для водоснабжения. Водоотбор из одиночных скважин составляет от до 100 м3/сут.

2.5. Защищенность пресных подземных вод от загрязнения Санитарное состояние подземных вод определяется их естест венной защищенностью от техногенного (антропогенного) влияния.

Здесь не рассматривается вопрос об истощении запасов, так как подземные воды являются возобновляемыми за счет постоянной инфильтрации атмосферных осадков, и оценка ресурсов выполнялись с приведением их к уровням 90 и 95% обеспеченности минимального месячного меженного стока.

Оценка естественной защищенности подземных вод от загрязне ния относится к числу важных гидрогеологических задач. В настоящее время процессы техногенного воздействия на подземные воды в Баш кортостане превратились из локальных в региональные. В связи с этим угроза загрязнения пресных подземных вод представляет во много раз большую опасность, чем угроза их количественной нехватки. В этих условиях оценка природной защищенности подземных вод от загряз нения представляет не только теоретический, но и большой практи ческий интерес.

По определению Н.В. Роговской [1976], понятие защищенности подземных вод включает то, что в природе на пути миграции вод встречаются различные природные «препятствия – барьеры», не про пускающие или затрудняющие проникновение загрязняющих веществ в водоносный горизонт. В числе природных особенностей, играющих роль естественных механических или физико химических барьеров, выделяются факторы: 1) зона аэрации (ее мощность, геолого литологи ческое строение, водно физические, сорбционные и прочие свойства пород); 2) региональный водоупор, залегающий первым от поверх ности, на котором формируются грунтовые воды (характер его рас пространения, мощность, литологический состав пород); 3) гидро динамическая изолированность основного водоносного горизонта (условия питания, разгрузки грунтовых и напорных вод); 4) хими ческий состав подземных вод защищаемого горизонта; 5) водно фи зические (фильтрационные) свойства пород водоносных горизонтов;

6) локальные условия интенсивной фильтрации (физико геологичес кие процессы: карст, трещиноватость пород и др.).

В.М. Гольдберг [1987] все эти факторы объединяет в три группы:

природные, техногенные и физико химические.

К основным природным факторам относятся: наличие в разрезе слабопроницаемых отложений и их фильтрационные свойства, поглощающие и сорбционные свойства пород, соотношение уровней водоносных горизонтов и пр.

К техногенным факторам относятся условия нахождения загряз няющих веществ на поверхности земли (пруды накопители, шламо хранилища, поля фильтрации, орошаемые сточными водами, и пр.) и определяемый этими условиями характер проникновения загрязня ющих веществ в подземные воды.

Физико химические факторы определяются специфическими свойствами загрязняющих веществ (миграционная способность, сор бируемость, растворимость, химическая стойкость — время распада загрязняющего вещества) и взаимодействием загрязняющих веществ с породами и подземными водами.

К.Е. Питьева [1984] важное значение при оценке защищенности придает гидрогеохимических условиям (геохимическим барьерам) формирования подземных вод в техногенно нарушенных условиях.

Произведена оценка защищенности подземных вод от проникнове ния загрязняющих веществ «сверху» — через зону аэрации и «снизу» — в результате разгрузки напорных минерализованных вод через разделяю щие глинистые слои. Методика оценки их принципиально отличается.

Поступление загрязняющих веществ (нефтепромысловых, про мышленных, сельскохозяйственных и других стоков) в горизонты пресных вод через зону аэрации может происходить или сплошным фильтрационным потоком из прудов накопителей, емкостей, храни лищ стоков и пр. с постоянным уровнем длительное время, или оно носит кратковременный характер, не образуя слоя на поверхности (порывы водоводов, залповые выбросы промышленных стоков, поля фильтрации, сброс рассолов при ремонте скважин и др.). В результате этого происходит свободная фильтрация сточных вод через зону аэрации до уровня пресных вод. Движение их через глинистые осадки сопровождается молекулярной диффузией, фильтрационной диспер сией, поглощением отдельных компонентов (физическая и хими ческая сорбция), растворением твердой породы, теплообменом и пр.

В связи с фильтрационной неоднородностью пород многие реакции между загрязненными и чистыми (пресными) подземными водами и породами протекают обычно с изменением объема растворов, значе ний рН и Еh и других характеристик.

Стоки, с которыми связано загрязнение пресных подземных вод в рассматриваемом нами регионе, представляют, как правило, попут ные рассолы, извлекаемые вместе с нефтью из терригенных пластов девона и карбона. Состав их обычно следующий:

Одним из загрязнителей является дистиллерная жидкость Стерли тамакского содово цементного комбината (СЦК). Стоки эти в большом количестве сбрасываются в так называемые «Белые моря» — шламо накопители, созданные в долине р. Белой, нагнетаются в поглощаю щие горизонты девонских отложений различными способами.

Дистиллерная жидкость представляет собой крепкий рассол с хими ческим составом:

Большие объемы стоков образуются в промышленно городских агломерациях и в сельскохозяйственном производстве (стоки птице фабрик, свинокомплексов, КРС и пр.). Стоки, например, Рощин ского свинокомплекса характеризуются следующим составом:

Эти стоки представлены преимущественно хлоридными рас сольными и солеными водами, а также органо биогенными комплек сами. Хлориды относятся к категории стойких загрязнителей. Они не поглощаются биологическим путем и не подвержены сорбции.

Поэтому глинистые породы зоны аэрации не являются гарантирован ным экраном загрязнению. В зависимости от коэффициента их фильтрации и мощности загрязнители могут поступать в пресные воды или сразу же после проникновения в зону аэрации, или через какой то промежуток времени.

В условиях периодического поступления загрязнителей без образования постоянного уровня расчет защищенности грунтовых вод производится с учетом отношения мощности глинистых пород к коэффициенту фильтрации (м/Кф). При этом параметр м/КФ ха рактеризует время фильтрации (сутки) при вертикальном градиенте, равном 1. А при расчете времени (t) проникновения химических за грязнителей через зону аэрации из хранилищ с постоянным уровнем используется формула Цункера [Гольдберг, 1987]:

где Н — высота слоя сточных вод в хранилище;

K, m — коэффициент фильтрации и мощность пород зоны аэрации;

µ — недостаток насыщения пород зоны аэрации (µ = n – n0);

n — пористость;

n0 — начальная влажность пород зоны аэрации.

Мощность зоны аэрации изменяется от 1–5 до 15–30 м и более.

Как показывают расчеты, время проникновения загрязняющих ве ществ до уровня пресных вод исчисляется от нескольких до сотен суток.

При характеристике условий защищенности пресных вод от за грязнения необходимо особо подчеркнуть широкое развитие в регионе карста (см. рис. 5). Наличие многочисленных поверхностных и под земных карстовых форм способствует быстрому распространению загрязняющих веществ подземными потоками, что в значительной степени определяется большими коэффициентами фильтрации (от 5– 10 до 100–150 м/сутки, достигая иногда 300–500 м/сутки) закарсто ванных пород.

При составлении карт крупного масштаба (оценка защищенно сти отдельных районов) качественная оценка природных условий защищенности грунтовых вод выполняется на основе сопоставления категорий защищенности [Гольдберг, 1987]. Каждая категория защи щенности отличается своей суммой баллов, зависящей от глубины залегания уровня грунтовых вод, мощности слабопроницаемых отложений, их литологии и прочих факторов.

Более высоким категориям защищенности соответствует боль шая сумма баллов. Обоснование баллов, соответствующих разным глубинам залегания уровня грунтовых вод, мощностям и литологии (фильтрационным свойствам) слабопроницаемых отложений, произ водится исходя из времени достижения фильтрующимися с поверх ности земли загрязняющими веществами уровня грунтовых вод.

Сумма баллов, обусловленная градациями глубин залегания грунто вых вод, мощностями слабопроницаемых отложений и их литологией, определяет степень защищенности грунтовых вод. По сумме баллов вы деляются шесть категорий защищенности грунтовых вод: I — 5, II — Наименьшей защищенностью характеризуются условия, соот ветствующие категории I, наибольшей — категории VI.

Например, если грунтовые воды залегают на глубине 7 м (1 балл) и в разрезе зоны аэрации имеется слой супесей и легких суглинков мощностью 3 м (2 балла), то по сумме баллов, равной 3, эти условия соответствуют I категории защищенности. Если же грунтовые воды залегают на глубине 14 м (2 балла) и имеется слой глин мощностью 5 м (6 баллов), то сумма баллов 8, что соответствует II категории защи щенности и т. д.

На карту крупного масштаба выносятся также основные источни ки загрязнения грунтовых вод (крупные промышленные предприятия, поверхностные хранилища жидких и твердых отходов, поля фильтра ции и орошения сточными водами, крупные животноводческие комплексы и др.), водозаборы подземных вод, участки развития карста и пр.

В условиях этажного расположения водоносных горизонтов (выде ляется от 2–3 до 8–10 водоносных пластов) в пермских, особенно верх непермских образованиях в пределах Бугульминско Белебеевской возвышенности, Камско Бельской низменности и отдельных участках Юрюзано Сылвинской равнины защищенность пресных вод от про никновения загрязняющих веществ с глубиной усиливается (время проникновения увеличивается). Водоупоры, разделяющие водонос ные горизонты (слои), представлены аргиллитами, глинами, алев ролитами с коэффициентами фильтрации в среднем n·10–4 м/сутки.

На отдельных участках, особенно в приповерхностных частях Уршак Ашкадарского, Усень Демского междуречий и Юрюзано Сылвинской равнины, коэффициенты фильтрации глинистых пород составляют n·10–2–n·10–3 м/сут.

Горизонты пресных вод залегают в зоне активной циркуляции.

Нижняя граница ее в общем случае определяется положением местных базисов эрозии. На платформе в существенно глинистых фильтрационно анизотропных верхнепермских отложениях она находится на уровне днищ долин основных рек Камско Бельского бассейна. Днища малых рек обычно расположены выше этой границы.

Мощность зоны с учетом подзон аэрации и фильтрации колеблется от 10–30 м в речных долинах до 200–250 м на водораздельных про странствах (см. рис. 9, 10).

Примерно такие же мощности наблюдаются в Юрюзано Сылвин ской депрессии и внутренней зоне Бельской впадины в карбонатно терригенных отложениях нижней перми и карбона. В вулканогенно осадочных породах Башкирского Зауралья они составляют 50–100 м.

В сильно трещиноватых и закарстованных, хорошо проницаемых карбонатных породах Уфимского плато и передовых складок Урала, нижняя граница зоны интенсивного водообмена опускается значительно ниже местных базисов эрозии. В связи с этим мощность ее достигает 500–550 м. Видимо близкие мощности и в метаморфических породах горного Урала.

Воды зоны активной циркуляции безнапорные или слабонапор ные, сток их происходит под действием гидравлических градиентов.

В целом для этой зоны свойственна нисходящая циркуляция вод.

Скорость движения подземных вод составляет n– n·10–2 км/год, а сроки полного водообмена — от десятков до первых сотен лет.

Основную роль в формировании подземного стока играют процес сы взаимосвязи водоносных горизонтов через слабопроницаемые слои.