Формы подземной воды в недрах

Рассмотрим характеристику таких форм воды, как свободные, поровые и связанные воды

Свободные воды

Наиболее изученные формы подземных вод. Они занимают пустоты, трещины и поры в горных породах, передвигаются под влиянием силы тяжести и напорного градиента, передают гидростатическое давление. Различают воды зоны аэрации (капиллярные воды) и зоны насыщения (гравитационные воды).

Поровые воды

Воды, насыщающие поры горных пород, тонкие капилляры, микротрещины, и межзерновое пространство и удерживаемые в породах как самой замкнутой системой микрополостей, так и силами межмолекулярного сцепления. Получается с помощью специального метода, основанного на их отжатии с применением высокого давления до 2000 МПа. Поровая вода состоит из свободной и связанной (рыхло и прочносвязанной).

Связанные воды

Слои поровой влаги, находящиеся под воздействием поверхностных сил твердых минеральных частиц породы, изменяющих их структуру и свойства по сравнению с водой в объеме, носят название связанной воды.

Классификация форм связанной воды:

–в кристаллической структуре минералов: кристаллизационная, конституционная, координационно-связанная;

–адсорбционно-связанная с поверхностью минералов;

–переходного состояния (от связанной к свободной): осмотически поглощенная, капиллярно-поглощенная, капиллярно-конденсированная, капиллярно-осмотическая, собственно капиллярная, капиллярно-гравитационная.

Специфика формирования связанной воды, обусловленная поверхностными явлениями на границе тонкодисперсных глинистых пород и взаимодействующих с ними водных растворов различной минерализации, определяет гидрохимические особенности ее свойств и протекания гидрогеохимических процессов. Объем связанных вод глинистых пород в осадочной оболочке земли во много раз превышает объем гравитационных подземных вод.

Специфика физически связанной воды состоит во взаимодействии молекул не только между собой, но и с поверхностью твёрдого тела. Наличие физически связанной воды наиболее характерно для глинистых пород, в которых количество пор велико, а их размер очень мал. В связанной воде под воздействием поверхностных сил твёрдого тела происходит искажение структурных связей и изменение их физических свойств. Связанная вода обладает более высокой плотностью, чем вода в объёме, более низкой растворяющей способностью и как следствие меньшим содержанием солей, чем свободная вода. Эта особенность связанной воды может иметь существенные геологические последствия. При погружении осадочных толщ находящиеся в них физически связанные воды могут быть отжаты в трещины и крупные поры, по которым идёт фильтрация. Освободившись от влияния твёрдой поверхности, эта вода восстанавливает свою растворяющую способность, начинает интенсивно выщелачивать породы на путях движения воды и может сформировать коллекторы нефти и газа.

Воды в надкритическом состоянии

Ккритической точкой чистой воды является 374 °С (для растворов она выше). При более высоких температурах в условиях любых давлений пар не может перейти в жидкость, а при давлениях свыше 218 атм. для физического состояния воды характерно отсутствие различия между жидкостью и газом. Такая субстанция, называемая надкритическим флюидом, присутствует в земной коре на глубинах свыше 15–20 км.

Изотопный состав водорода, кислорода, серы, углерода

Изотопный состав в подземных водах отражает характер реакций, которые привели к появлению в них этого элемента. Следовательно, правильная расшифровка изотопных данных может обеспечить исследователей дополнительной ценной информацией о генезисе ионов и вообще о процессах формирования подземных вод.

Водород и кислород образуют воду–растворитель, сера и углерод входят в состав главных комплексных ионов сульфата и гидрокарбонат. Более эффективное фракционирование наблюдается в системах с участием газовой фазы, когда в них происходит непрерывная дистилляция, сопровождаемая разделением изотопов.

Анализ осуществляется на масс-спектрометре, основанном на принципе разделения ионов по массе в электромагнитном поле. Большинство элементов в природных условиях существует в виде механических смесей изотопов. Поэтому и атомная масса таких элементов является средним арифметическим из атомных масс изотопов.

Нарушение постоянства атомных масс наблюдается в двух случаях: если изотоп является продуктом радиоактивного распада (резкие различия); если элементы в природных условиях подвержены интенсивному направленному круговороту или односторонней миграции (различия незначительны)

Молекула воды состоит из одного атома кислорода и двух атомов водорода. Напомню, что атомы могут иметь различные массовые числа и различаться по своим физико–химическим свойствам, но иметь одинаковый электрический заряд ядер. Такие разновидности атомов занимают в периодической системе элементов одно и то же место и называются изотопами.

Содержание изотопов в природных водах варьирует, так как изотопы участвуют в изотопном обмене. Изотопный обмен – это процесс, приводящий к изменению распределения изотопов между различными химическими формами элементов, разными фазами или внутри молекул. К изотопному обмену приводят многие физико-химические процессы: испарение и конденсация влаги, осаждение вещества, взаимодействие в различных геохимических системах (карбонат-гидрокарбонат, газ-твердое вещество и т.д.). В настоящее время в гидрогеологии изучают стабильные и радиоактивные изотопы, а также радиоизотопы-индикаторы.

У кислорода известны пять изотопов: ¹⁴О, ¹⁵О, ¹⁶0, ¹⁷О и ¹⁸О. Первые два радиоактивны и очень короткоживущие. Остальные три стабильные. Из них наибольшую распространённость на Земле (в воздухе) имеет ¹⁶О: на его долю приходится почти 99,8 %. На долю ¹⁸О приходится 0,2 %, на долю ¹⁷О — менее 0,04 %. У водорода такие изотопы: ¹Н (протий), ²Н (дейтерий), ³Н (тритий), ⁴Н и ⁵Н. Протий и дейтерий — стабильные (протия в 6700 раз больше, чем дейтерия), тритий — радиоактивный с периодом полураспада 12 лет, ⁴Н и ⁵Н — радиоактивные и очень короткоживущие. Тритий возникает в природе в результате космических процессов, он может поступать в атмосферу, а из неё — в подземные воды. Тритий используется как индикатор абсолютного возраста молодых подземных вод. Стабильные изотопы кислорода (¹⁶О и ¹⁸О) и водорода (протий и дейтерий) используются в гидрогеохимии для установления генезиса подземных вод.

Изотопный состав кислорода и водорода принято выражать следующим образом:

для кислорода ,

для водорода .

Здесь: ¹⁸O/¹⁶O_обр, D/¹H_обр и ¹⁸О/¹⁶О_станд, D/¹H_станд — соотношения концентраций изотопов в исследуемом образце воды и стандарте. За международный стандарт для воды SМОW (Standard Mean Ocean Water) принята средняя проба тщательно перемешанной воды, отобранной из центральных частей Тихого, Атлантического и Индийского океанов.

Основными природными процессами, контролирующими фракционирование водорода и кислорода, являются испарение и конденсация: водяной пар по изотопному составу облегчается, так как при испарении с поверхности воды отрываются в первую очередь более лёгкие молекулы, а остальная вода утяжеляется. Вода, получающаяся при конденсации пара, также как пар, характеризуется облегченным изотопным составом водорода и кислорода.

Посмотрим на примере изотопного состава кислорода, как эти процессы отражены в цифрах. ¹⁸O морской воды близко к нулю (–0,9±1,2 ‰). Атмосферные осадки характеризуются обычно отрицательными величинами ¹⁸O (–24 ÷ –5 ‰). В морской воде, подвергшейся испарению, δ¹⁸О может составить +7 ÷ +11 ‰. Таким образом, на основании изотопных показателей, определённых для подземной воды, можно судить, произошла ли она от нормально морской или связана с инфильтрацией в недра атмосферной воды.

Природные процессы фракционирования:

–повторяющиеся процессы растворения, кристаллизации, испарения, конденсации, диффузии, реакций химического взаимодействия, в частности изотопного обмена и др.

–процессы при участии живых организмов.

Существует мнение, что разнонаправленные процессы разделения компенсируют и нивелируют разделение, однако, в природных водах чаще всего фракционирование связано с испарением. При испарении воды отмечается симбатность в изменении, как дейтерия, так и кислорода 18. В связи с симбатностью эффект процесс фракционирования усиливается, и поэтому испарению отводится главная роль в разделении изотопов.

Наиболее полно изучены процессы фракционирования для кислорода, процессы дифференциации изотопного состава водорода изучены пока недостаточно.

Что составляет противоречия в оценке распределения дейтерия в артезианских водах, так это близость его концентрации к содержанию в поверхностных водах. Наблюдается закономерное изменений концентраций дейтерия в водах артезианских бассейнов в зависимости от интенсивности водообмена. В высокоминерализованных глубоко погруженных водах его больше. Создается ложное впечатление, что чем вода больше покоится в недрах земли, тем она в большей степени обогащается дейтерием. Однако первопричина не в интенсивности водообмена, а в генезисе воды. В нижних непромытых горизонтах сохраняются седиментационные воды морского генезиса. В зоне замедленного водообмена еще сохраняется примесь морских вод. При благоприятных условиях морские воды проникают в верхнюю зону свободного водообмена, и тогда фиксируется повышенная концентрация дейтерия.

Минерализованные воды континентального засоления, образовавшиеся путем испарительного концентрирования, будут обогащены дейтерием независимо от того, в какой гидродинамической зоне они будут находиться.

Колебания в изотопном составе кислорода обязаны фракционированию его изотопов при испарении и конденсации. Изотопный состав пресных вод подвержен большим колебаниям, чем морских. Концентрация кислорода 18 в океанических водах ниже, чем в кислороде воздуха, но выше, чем в кислороде речной воды. Коэффициент фракционирования изотопов существенно зависит от температуры, уменьшаясь с ее возрастанием.

Термальные воды в зонах активного вулканизма – Исландии, Новой Зелендии изучались Уайтом одновременно с метеорными в этих районах. Оказалось, что тренды изменения одинаково направлены тяжелые с тяжелыми. Все это позволило говорить о том, что термальные воды имеют метеорное происхождение.

Выгодным моментом изотопных исследований является вовлечение в сферу изучения преобладающая часть подземных вод – растворитель (вода). Развитие изотопных методов явилось новым шагом в познании природы и условий формирования подземных рассолов. Однако успешное использование сдерживается отсутствием четких представлений о поведении тяжелых изотопов водорода и кислорода в процессах формирования рассолов, а также формальным применением изотопного анализа в отрыве от солевого, газового состава вод и факторов окружающей среды, что нередко приводит к противоречиям и ошибочным выводам. Поэтому для надежной диагностики происхождения подземных рассолов и выяснении условий насыщения их солями необходимо совместное рассмотрение эволюции изотопного, солевого и газового состава вод в природных процессах.

Вопрос о происхождении и условиях формирования подземных вод (рассолов) осадочной толщи является сложным и дискуссионным. Как известно в формировании подземных вод земной коры могут принимать участие в основном воды океанического (морского), метеорного и ювенильного происхождения. Поэтому вопрос о генезисе подземных рассолов в принципе сводится к тому, чтобы установить являются ли они океаническими (морскими), метеорными, ювенильными водами, или их смесями.

Использование стабильных изотопов водорода и кислорода для решения проблемы формирования подземных вод основано на ‘эффекте фракционирования тяжелых и легких изотопов в процессе влагопереноса. Например, по содержанию дейтерия и кислорода можно различать подземные воды растворения солей и метаморфизованные морские воды. Соленые воды континентального засоления (испарения) отличаются от морских большей степенью обогащения О¹⁸ вследствие неравновесного фракционирования во время испарения. Метаморфизованные морские воды по сравнению с неизмененными имеют относительно повышенные значения величины ¹⁸О/Д, что обусловлено кислородным изотопным обменом с породой (кислородный сдвиг при высоких температурах).

В последние годы все шире используются изотопы гелия, радона, а также естественные и искусственные радиоизотопы-индикаторы (метки): хлора, углерода, кальция, неодима, цезия, стронция, урана, и многих других. Изотопный состав серы.

Наиболее распространены изотопы с массой 32 и 34.

С помощью изотопов серы установлен генезис месторождений серы, урана и получены новые данные о миграции нефти и газа.

К фракционированию изотопного состава серы процессы окисления не приводят и продукты окисления сероводорода окажутся близкими к изотопному составу серы исходного сероводорода.

СОСТАВ ПРИРОДНЫХ ВОД. Общие сведения о химическом составе подземных вод: минерализация, макро–, мезо–, микрокомпоненты. Газовый состав, органические вещества, микробиологический состав подземных вод

Природные, в том числе подземные, воды представляют собой сложные системы, состоящие из собственно воды, о свойствах которой мы говорили на прошлой лекции, разнообразных ионов химических элементов, газообразных молекул, органических соединений, микроорганизмов, сложных органоминеральных комплексов и т.д.

В природных водах содержатся почти все элементы периодической системы Менделеева. Они находятся в виде ионов, недиссоиированных молекул (в том числе и газов) и коллоидов.

Все эти вещества можно разделить на две основные группы – газы и растворенные вещества, которые переходят в твердое состояние при изменении условий. Состояние воды характеризуют также концентрация водородных ионов рН, окислительно-восстановительный потенциал Eh.

Растворенные вещества, переходящие в твердое состояние в свою очередь подразделяются на органические и неорганические.

Формы выражения концентрации элементов в водных растворах

Прежде, чем начать рассмотрение химического состава природных и, главным образом, подземных вод, будет нелишним вспомнить о способах выражения химического анализа воды, о подходах к систематике, или классификации природных вод.

В гидрогеохимической практике приняты четыре основных группы способов измерения концентрации:

–измерение концентрации по плотности раствора:

А) измерение в градусах Боме. Этот способ применяется в настоящее время редко, но вы можете встретить его в литературе;

Б) измерение по удельному весу. Способ годен для растворов со значительной концентрацией

–измерение концентрации по весу вещества в единице веса раствора – по весовым процентам, т.е. по количеству граммов вещества в 100 граммах готового раствора. Следует отметить, что часто этой формой неверно называют раствор, приготовленный растворением а граммов вещества в 100 мл растворителя, в то время как для приготовления а-процентного раствора надо растворить а граммов вещества в 100-а граммах воды.

–измерение концентрации по весовому количеству растворенного вещества в единице объема раствора:

А) по количеству граммов вещества в 100 мл раствора. Этот способ, применяемый для приготовления растворов с приблизительной концентрацией неудобен из-за того, что неизвестно, сколько вещества будет находиться в единице объема готового раствора; б) по количеству миллиграммов растворенного вещества в 1 л раствора

–измерение концентрации растворенного вещества путем выражения ее количеством грамм-молекул, грамм-ионов или грамм-эквивалентов:

а) по числу грамм-молекул растворенного вещества в 1 л или 1 кг раствора. Для выражения концентрации в этой форме надо число граммов вещества, находящегося в единице объема или веса, разделить на его молекулярный вес. Например, при содержании 147,1 г серной кислоты в 1 л грамм-молекулярная концентрация будет равна 147,1/98,08 или 1,5, т.е. раствор будет содержать 1,5 г-моля или 1,5 моля.;

б) по числу грамм-ионов растворенного вещества в 1 л (или 1 кг раствора). Для выражения концентрации в этой форме надо число граммов вещества, находящегося в единице объема или веса, разделить на его ионный вес. Эта форма употребляется для расчетов при изучении химических равновесий.

В) по числу грамм-эквивалентов растворенного вещества в 1 л (или 1 кг раствора). Необходимо количество граммов вещества , содержащегося в 1 л (или 1 кг), разделить на эквивалентный вес. При этом эквивалентный вес вещества будет зависеть от тог, в какой форме дано его содержание, т.е. в виде молекулы или иона. Кроме того, следует иметь в виду, что эквивалент для некоторых веществ в разных реакциях неодинаков. Способ выражения концентрации раствора в эквивалентах удобен тем, что растворы с равным количеством эквивалентов в 1 л реагируют между собой в равных объемах.

Итак, в гидрогеохимической практике приняты следующие формы выражения концентрации компонентов. Первая форма — это выражение в весовых количествах вещества содержащегося в 1 л воды – г/л или мг/л. Реже массу химического вещества рассчитывают не на объёмную единицу (л), а на массовую (кг), и получается единица измерения г/кг.

Вторая форма выражения концентрации — в эквивалентных количествах растворенных веществ в том же объеме это г–экв или мг–экв. Чтобы получить миллиграмм–эквивалентное выражение концентрации надо величину концентрации в мг/л разделить на эквивалентную массу иона. Эквивалентная масса иона равна атомной массе, делённой на валентность. Например, эквивалентная масса Са²⁺ составляет 40,08 : 2 = 20,04, а Na⁺ — 23,0 : 1 = 23,0. Эквивалентная форма выражения результатов анализа по существу равнозначна молярной форме выражения; при этом концентрации веществ выражены в тех химически равноценных единицах, пропорционально которым они вступают между собой в реакции и связаны в солях, будучи в твёрдом состоянии. При качественно выполненном анализе Σ мг–экв анионов равна Σ мг–экв катионов.

Третья форма выражения концентраций — это %–эквивалентная форма. Сумма мг–эквивалентов анионов принимается за 100 % и сумма мг–эквивалентов катионов — за 100 % и рассчитывается, какой процент составляет концентрация каждого иона (в мг–экв) от общей суммы катионов или анионов.

Пересчет результатов анализа воды в процент-эквивалентную форму производится для сопоставления вод различной минерализации и более ясного представления о соотношениях ионов одной и той же воды.

Учитывая, что точность определения большинства макрокомпонентов не превышает 1-3 мг/л, результаты определения должны быть выражены при вычислении в мг/л и %-экв целыми числами, а в мг-экв –вторым десятичным знаком после запятой. ¹

При проведении гидрогеологических исследований в зависимости от поставленных задач выполняются сокращенный, полный и специальные типы химических анализов воды.

Одной из важнейших характеристик химического состава природных вод является их минерализация, т.е. сумма растворённых солей; она выражается в г/л, мг/л, г/кг, мг/кг, может даваться в процентах (%), промилле (‰), в эквивалентном выражении. Иногда, главным образом в океанологии, вместо термина “минерализация” применяется термин “солёность”. Это синонимы.

По величине минерализации природные воды подразделяются на пресные (до 1 г/кг), солоноватые (1,0–10,0 г/кг), солёные (10,0–35,0 г/кг) и рассолы (35–>370 г/кг). В пределах названных групп существует более дробное деление, как показано в таблице. Кстати, в этой таблице можно видеть, как сильно начинают различаться цифры минерализации, выраженной в г/кг и г/л при большой минерализации. Это связано с существенным ростом плотности воды при увеличении минерализации (пресная вода имеет плотность 1,0 г/см³; морская вода с минерализацией 36 г/л — 1,03 г/см³, а рассол с минерализацией 394 г/л — 1,28 г/см³).

Химический состав подземных вод и их основные типы.

Химический состав природных вод очень разнообразен

Среди неорганических (минеральных) веществ в зависимости от количественного содержания выделяются макро и микрокомпоненты. С чем связано наличие основных макрокомпонентов во всех типах вод? Все воды – природные растворы определенного физико-химического состояния, т.е. растворы природных соединений. Как известно, растворы электронейтральны, т.е. сумма катионов равна сумме анионов.

Воды	Минерализация
	г/кг	г/л
Пресные ультрапресные умеренно нормально	< 0,1–1,0   < 0,1 0,1–0,5 0,5–1,0	< 0,1–1,0 < 0,1 0,1–0,5 0,5–1,0
Солоноватые слабо средне сильно	1,0–10,0 1,0–3,0 3,0–5,0 5,0–10,0	1,0–10,0 1,0–3,0 3,0–5,0 5,0–10,0
Солёные слабо сильно	10,0–35,0 10,0–25,0 25,0–35,0	10,1–36,0 10,1–25,4 25,4–36,0
Рассолы слабые крепкие весьма крепкие предельно насыщенные	35,0– > 370,0 35,0–135,0 135,0–265,0 265,0–370,0  > 370	36,0– > 500,0 36,0–150,0 150,0–320,0 320,0–500,0  > 500,0

Неорганические растворенные вещества обуславливают величину сухого остатка, удельный вес, характер физических свойств воды и в конечном счете минерализацию вод. Их разделяют на макро и микроэлементы. К макрокомпонентам относятся HCO^-₃, CO^2-₃, SO^2-₄, NO^-₃, Cl^- , Na⁺, Ca²⁺. Mg²⁺, железо в водах гумидных областей, кремний в ряде типов вод и гидротермальных условиях. Однако только некоторые из них встречаются в значительных количествах. К таким элементам относятся Na, Ca, Mg, Cl, присутствующие в виде простых ионов (Na⁺, Ca²⁺. Mg²⁺, Cl^-), а также C, S, N, H, Si, находящиеся в виде сложных ионов (HCO^-₃, CO^2-₃, SO^2-₄, NO^-₃) недиссоциированных молекул и коллоидов (H₄SiO₄) и растворенных газов (CO₂, H₂S, O₂, и др.). Содержание перечисленных элементов измеряется величинами порядка миллиграммов в 1 литре воды (до граммов в 1 литре воды).

К микрокомпонентам относятся все остальные элементы. Большое число элементов встречается в количествах, редко превышающих десятки микрограммов в 1 литре воды. К таким элементам относятся цинк, медь, свинец, мышьяк, молибден и многие другие.

Состав растворённых ионов в подземных водах определяется распространённостью химических элементов в земной коре и растворимостью соединений, образуемых этими элементами. Распространённость и содержание минеральных веществ в подземных водах различны, в связи с чем среди них выделяются макрокомпоненты и микрокомпоненты, а иногда и промежуточная группа — второстепенных компонентов (или мезокомпоненты).

Макрокомпоненты определяют химический тип воды, её общую минерализацию и название. К макрокомпонентам относятся Са, Мg, Na, К (отнесение последнего в эту группу является спорным), С1, S и С). Это химические элементы, которые имеют высокий кларк, т.е. высокое среднее содержание в земной коре и образуют хорошо растворимые соединения. Мы назвали макрокомпоненты в виде химических элементов, но в воде они присутствуют в виде ионов: (Са²⁺, Мg²⁺, Na⁺, К⁺, С1^–, SO₄^2– и НСО₃^–.

Второстепенными компонентами подземных вод принято считать азотистые соединения (NH₄⁺, NO₃^–), кремнекислоту H₃SiO₄, Fe²⁺, Fe³⁺, Al. Эти элементы всегда присутствуют в подземных водах, но содержание их обычно невелико, что связано либо с их высоким кларком, но низкой растворимостью соединений, либо с низким кларком, но сравнительно хорошей растворимостью солей.

Микрокомпоненты содержатся в подземных водах, как правило, в незначительных количествах, определяемых миллиграммами, микрограммами и долями микрограммов в 1 литре. Но иногда их концентрации достигают количеств, соизмеримых с макрокомпонентами. В этом случае они входят в формулу химического состава воды. Микрокомпоненты представлены химическими элементами, которые имеют низкий кларк в литосфере и соединения которых отличаются низкой растворимостью. Микрокомпонентами считаются бром, иод, фтор, бор, литий, рубидий, цезий, стронций, барий, мышьяк, молибден, медь, кобальт, цинк, свинец, ванадий, никель и др.

Простое перечисление макро–, мезо– и микрокомпонентов не даёт представления о размахе колебаний их концентраций в подземных водах. Поэтому отметим, что концентрация химических элементов в подземных водах колеблется от сотен граммов на литр (макрокомпоненты) до миллиардных долей г/л (микрокомпоненты).

Очень большой диапазон имеет и минерализация подземных вод. Увеличение минерализации происходит за счёт появления в подземных водах всё более растворимых соединений. Наименее минерализованными (менее 10 мг/л) являются ультрапресные гидрокарбонатные кальциевые воды (карбонат кальция относительно слаборастворим), наиболее минерализованными (до 760 г/л) — предельно насыщенные хлоридные кальциевые рассолы (хлорид кальция чрезвычайно хорошо растворим).

Характерно чрезвычайное разнообразие химических типов подземных вод. Для подземных вод территории Беларуси может быть выделено свыше 70 химических разновидностей подземных вод (не типов!).

Пресные воды на территории Беларуси сосредоточены, главным образом, в четвертичных отложениях, но не только в них. Характерны гидрокарбонатные кальциевые воды. Местами, например, в районе Витебска, где питьевое водоснабжение города основано на заборе воды из девонских доломитовых пород, воды гидрокарбонатные магниево–кальциевые и кальциево–магниевые. В районе Минска в пресных подземных водах, получаемых из морских терригенных отложений верхнего протерозоя, существенное значение среди катионов приобретает натрий. Встречаются воды гидрокарбонатные кальциево–натриевые, натриевые и др.

Кроме пресных, широко представлены у нас солоноватые, солёные воды и рассолы. На большей части территории Беларуси (северо–восточная четверть) повсеместно распространена так называемая сульфатная пачка наровского горизонта среднего девона. Эта пачка сложена гипсом и залегает на глубинах 200–400 м. К ней (немного выше или немного ниже её) часто приурочены сульфатные воды с преобладанием кальция среди катионов. Минерализация этих вод в среднем около 2 г/л, что совпадает с величиной растворимости сульфата кальция.

Глубже 300–400 м почти повсеместно залегают хлоридные солоноватые и солёные преимущественно хлоридные натриевые подземные воды, а в пределах двух крупных геологических структур Беларуси — Оршанской впадины на северо-востоке республики и Припятского прогиба на юго-востоке — на больших глубинах обнаруживаются подземные рассолы. Рассолы Припятского прогиба насыщают надсолевые, внутрисолевые, межсолевые и подсолевые карбонатные и терригенные отложения, которые по возрасту относятся к позднему и среднему девону и позднему протерозою и залегают на глубинах 2–5 км. Минерализация рассолов Припятского прогиба достигает 460 г/л и выше. Рассолы хлоридные. При минерализации менее 280–300 г/л они натриевые; при минерализации свыше 280–300 г/л — преимущественно кальциевые. В рассолах наблюдаются повышенные и высокие (так называемые промышленные) концентрации ряда микрокомпонентов: брома, иода, стронция, бора, лития, рубидия, цезия. Концентрация брома достигает 6 г/л, а – Sr 4 г/л. В наиболее концентрированных рассолах содержание натрия — типичного макрокомпонента — снижается до 5 г/л и становится соизмеримым с концентрациями стронция и брома. Ещё более яркий пример того, как второстепенный компонент становится главным и определяющим тип воды: на Ельской площади Припятского прогиба во внутрисолевом терригенном прослое на глубине около 2,5 км обнаружены рассолы с концентрацией аммония до 23 г/л. Эти рассолы следует определить как хлоридные аммониево–натриевые:

.

Увеличение минерализации природной воды процесс не случайный, могущий дать воду данной минерализации любого состава, а процесс закономерный. Повышение минерализации природной воды происходит за счет накопления в ней более растворимых соединений, образованных главными ионами. В процессе повышения минерализации воды отдельные главные компоненты оказываются различно устойчивыми, и их роль в формировании химического состава солевого состава солевого остатка природных вод меняется.

Чем же определяется роль того или иного компонента в формировании состава природных вод? И С чем связано наличие основных макрокомпонентов во всех типах природных вод?

Рассматривая природные воды как растворы природных соединений, мы легко убеждаемся, что их главными компонентами являются наиболее распространенные в земной коре катионогенные и анионогенные элементы, дающие соединения, растворимые в той или иной степени: Анионогенные: Si, P, С, S, Cl; Катионогенные: (Fe), Ca, Mg, Na, K. Кроме того, выделяются амфотерные элементы, которые выполняют катионогенную, или анионогенную функцию, среди которых алюминий. Растворы электронейтральны – сумма катионов равняется сумме анионов.

Это можно наглядно видеть, если нанести на один график средние обобщающие кривые относительного содержания ионов для вод различной минерализации. Здесь по оси абсцисс отложен логарифм минерализации в мг на кг, а по оси ординат процентное содержание в солевом остатке воды данного иона.

Растворимость соединений, образованных главными катионогенными элементами с главными анионогенными элементами, определяет устойчивость и возможность накопления в водах данной минерализации отдельных компонентов. На рис. показана относительная роль катионов в формировании солевого остатка природных вод различной минерализации. Здесь по оси абсцисс в логарифмическом масштабе отложена общая минерализация воды в мг растворенного вещества на кг раствора, а по оси ординат весовое процентное содержание ионов в солевом составе воды. Как только общая минерализация воды достигает растворимости соединения, образованного ионом карбоната с наиболее распространенными катионогенными элементами, так при дальнейшем увеличении минерализации воды резко начинает снижаться роль данного иона в формировании солевого остатка. Это отчетливо можно проследить, строя подобного рода графики, нанося на них растворимость соответствующих соединений.

Как следует из рис. , где каждая кривая есть результат статистической обработки большого числа анализов природных вод самого различного происхождения, по мере повышения минерализации превалирующую роль последовательно играют SiO₃, за ним CO₃, затем SO₄ и в наиболее минерализованных водах Cl. Отсюда для главных анионогенных элементов можно установить следующий ряд повышения устойчивости в растворенном состоянии в природных водах: P, Si, С, S, Cl.

На следующем рис. Представлен аналогично построенный график для главных катионогенных элементов кальция, магния, натрия (железо не рассматривается). Как видно на рис. Кальций и натрий оспаривают первое место, тогда как магний почти не меняет своей относительной роли с повышением минерализации. Наименее устойчивым является калий, гидрохимия которого должна быть рассмотрена особо.

Указанные закономерности справедливы для природных вод. Для вод гидротермальных и вулканических эти соотношения могут не сохраниться главным образом из-за резких отличий в температуре и давлении, сказывающихся на растворимости соединений, образованных главными ионами.

Если отбросить наименее устойчивые элементы фосфор, кремний, железо, которые играют существенную роль в формировании солевого остатка маломинерализованных вод, то химический состав природных вод более высоких минерализаций будет характеризоваться следующим элементарным составом: водород, кислород, углерод, сера, хлор, кальций, магний, натрий, калий.

Микрокомпоненты содержатся в подземных водах в незначительных количествах до микрограмм на литр. Многие микрокомпоненты должны определяться в пресной питьевой воде в соответствии с САНПИНом и ГОСТом «Вода питьевая».

По А.П.Виноградову к микрокомпонентам относятся элементы с кларком менее 10^-3%; содержание соответствующих компонентов в водах составляет 10 мг/л.

Однако нельзя не отметить достаточно интересное явление. Для земной коры характерно высокая относительная распространенность кремния. И тем не менее почему все воды земли не кремневые

SiO2 в г/100г раствора	0,00158	0.00266	0,0016	0,0023	0,0039	0,009
Минерализация, в г/100г	0,003	0,0062	0,0085	0,046	0,49	31,1
SiO2 в в % к сумме солей (SiO2×100 М	52,8	33,7	18,8	4,99	0,65	0,03

Кремнезем растет, но незначительно по сравнению с минерализацией. После достижения растворимости CaSiO₃ относительная роль кремнекислоты снижается, ионы кальция, магния, железа уводят ионы SiO₃ из раствора.

Рассмотрим теперь анионогенные равновесия:

карбонатные равновесия

из карбонатов MgCO₃, CaCO₃, FeCO₃ – труднорастворимые соединения, и только

Na₂ CO₃ легко растворимое соединение

Миграционная форма фосфора – HPO₄

Магний, кальций и железо дают труднорастворимые соединения, и лишь натрий хорошо растворим. Те же равновесия, что и для кремния.

Миграционная форма серы отличается для подземных условий (сера сульфидная) и поверхностных (сульфат-ионов). При этом соединения железа, магния, натрия дают с сульфатом хорошо растворимые соединения, и только кальций плохо растворим.

Хлориды

Все соли хорошо растворимы

Фтор дает очень трудно растворимые соединения с кальцием, магнием, железом и только с натрием – легко растворимые.

Азот правильнее представлять амфотерным соединением ион аммония – форма вхождения в круговорот вещества, нитрат ион –форма выхода в атмосферу. Нитраты натрия \, кальция, магния, железа лучше растворимы, чем аналогичные хлориды. Хорошо растворимы и такие соли как (NH₄)₂ CO₃? С кремневой кислотой, сульфат-ионом, хлором.

Бор мигрирует в виде BO₃ в кислых растворах

B₄O₇ в нейтральных

BO₂ в щелочных

Трудно растворимы соединения бора и магния, кальция и железа.

Бор способен давать гетерополисоединения с сульфат-ионом и хлор-ионом.

Катионогенные равновесия

Железо в двух формах – двух и трехвалентое, переходящие друг в друга

Соли трехвалентного гидролизуются до гидроокиси, что затрудняет миграцию. Железо мигрирует лишь в обстановке отсутствия сульфид-ионов и кислорода.

Растворимость солей кальция от силиката к хлориду повышается. У магния та же тенденция Кальций при высокой минерализации содержится в больших количествах. Магний достаточно выдерживается при всех минерализациях

Натрий накапливается в процессе увеличения минерализации до достижения растворимости хлорида натрия. Зависят от температуры

Повышение минерализации определяется появлением более растворимых соединений.

Ряд устойчивости анионогенных элементов: (P)(Si) < С < S<Cl

Ряд устойчивости катионогенных элементов

Ca < Mg <Na (<Mg<Ca)

При формировании состава более концентрированных растворов, когда слабо растворимые соединения достигают своей растворимости, они выпадают в осадок

Формула Курлова

Наиболее распространено выражение химического состава воды в виде формулы Курлова. Эта формула представляет собой инструмент не только выражения состава воды, но и определения её типа, т.е. это инструмент классифицирования вод по химическому составу. Формула Курлова была предложена в 1928 г. и с этого времени её вид претерпел изменения.

	мг/л	мг–экв/л	% мг–экв
Са^2+	71,42	3,564	42,90
Mg^2+	29,78	2,451	29,51
Na^+	49,20	2,140	25,76
K^+	6,00	0,153	1,84
Сумма катионов		8,307	100,00
Cl^–	74,96	2,114	25,45
SO4^2–	33,33	0,694	8,35
HCO3^–	335,50	5,499	66,20
Сумма анионов		8,307	100,00

Современный и наиболее рациональный вид формулы Курлова покажем на примере такой формулы для приведенного выше химического анализа воды из среднедевонских отложений Браславского района.

.

Итак, в левой стороне формулы выписывается (в мг/л) содержание газов, а затем микрокомпонентов, если их количество представляет геохимический интерес. Далее записывается минерализация воды (М) в виде дроби: в числителе в массовой форме (в г/л с точностью до одного десятичного знака), в знаменателе — в мг–эквивалентной форме. Далее, в псевдодробь записываются в %–эквивалентном выражении (с точностью до целых процентов) в нисходящем порядке все анионы (в числителе) и катионы (в знаменателе), содержание которых составляет более 1 %–экв. Справа от псевдодроби записывают показатели, характеризующие состояние воды (рН, Еh), перманганатную окисляемость в мг О/л, характеризующую содержание в воде органических веществ, а также температуру воды. Для сильноминерализованных вод в конце формулы проставляют плотность воды. При наименовании воды по её ионному составу по формуле Курлова учитываются ионы, концентрация которых превышает 20 %–экв. При этом сначала называются подчинённые ионы, а затем преобладающие. Вода, формула которой изображена выше, будет называться хлоридно–гидрокарбонатной натриево–магниево–кальциевой.

В большинстве случаев гидрогеохимической практики простое чтение формулы Курлова оказывается достаточным для определения характера воды. Однако иногда (при гидрогеохимической оценке нефтегазоносности, при изучении минеральных лечебных вод, при решении специальных вопросов теоретической гидрогеохимии) необходимо провести более детальную типизацию воды по химическому составу. Тогда исследуют соотношения ионов (в мг–экв или %–экв.), которые по существу отражают, какие соли присутствуют в растворе, как связаны между собой катионы и анионы.

В химической номенклатуре вод наблюдается разнобой. Одна и та же вода разными исследователями называется по-разному. При составлении химического названия воды необходимо соблюдать элементарные правила русского языка, согласно которым основное прилагательное пишется полностью, а прилагательное, указывающее на второстепенное свойство предмета, пишется сокращенно. Если в химическом составе преобладают анионы хлоридный и сульфатный, причем сульфатного больше, чем хлоридного, то воду следует называть хлоридно-сульфатной, а не сульфатно-хлоридной.

Приведем два примера (см. рисунок в презентации)

Первый пример пресная гидрокарбонатная магниево-кальциевая вода с повышенным содержанием сульфатов. По Алекину она принадлежит к гидрокарбонатному классу, группе кальция и магния и второму типу.

При наименовании воды по её ионному составу по формуле Курлова учитываются ионы, концентрация которых превышает 20 %–экв. При этом сначала называются подчинённые ионы, а затем преобладающие.

В большинстве случаев гидрогеохимической практики простое чтение формулы Курлова оказывается достаточным для определения характера воды. Однако иногда (при гидрогеохимической оценке нефтегазоносности, при изучении минеральных лечебных вод, при решении специальных вопросов теоретической гидрогеохимии) необходимо провести более детальную типизацию воды по химическому составу. Тогда исследуют соотношения ионов (в мг–экв или %–экв.), которые по существу отражают, какие соли присутствуют в растворе, как связаны между собой катионы и анионы.

Систематизация

КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД ПО ХИМИЧЕСКОМУ СОСТАВУ - groundwater classification according to chemical composition. Систематизации подземных вод по составу, в основу которых положены различные признаки. Универсальной и общепринятой химической классификации до сих пор не существует, а может, она и не должна существовать из-за различных задач таких классификаций. В основу одной из первых классификаций подземных вод положен их элементный состав (В.И. Вернадский,1930). Однако эта систематизация оказалась весьма громоздкой для практического использования. Ряд классификаций основан на учёте преобладающих химических компонентов и их соотношений, которым в ряде случаев придаётся генетический смысл.

Химический состав природных вод очень разнообразен. Это вызывает необходимость систематизации химического состава вод. С этой целью предложены ряд классификаций и множество способов наглядного изображения химического состава вод (графики, формулы, коэффициенты и т.п.).

Рисунок

Классифицирование подземных вод по химическому составу – это подразделение по гидрогеохимическим параметрам или их совокупности на виды и разновидности. Цель:

Региональная характеристика – условия по площади и вертикальному разрезу водоносных комплексов и горизонтов

Исследования Режима – во времени

Обработка и анализ гидрогеохимических данных (оценка качества, поиски)

Обработка и анализ гидрогеохимических данных при опытных работах (откачка)

Накопившееся число классификаций, одни из которых позволяют классифицировать только по минерализации, другие только по компонентному составу.

Классификации делятся на две категории: общие и региональные

Особенности различных классификаций

Классификации химического состава природных вод проводятся по различным направлениям, из которых можно выделить следующие:

1. классификации по соотношению компонентов (большей частью процент-эквивалентных содержаний ионов), присутствующих в воде;

2. классификации по величине минерализации;

3. классификации по другим частным признакам (температура, радиоактивность, жесткость, рН и др.)

В настоящее время нет единых общепризнанных классификаций. Приведем классификационные гидрохимические системы вод, которые наиболее широко используются в геологической службе.

Классификация Пальмера см. Методы анализа природных вод

Классы	Гипотетические соли (%-экв)
I а>г	Солености (S)	Щелочности (A)
II а = г	S1 –а и г	A1 а и д
III а<г<а+б	S2 –б и г	A2 б и д
IV г = а+б	S3 –в и г	A3 в и д
V г>а+б
Класс воды 1
S1=11% A1=45%
A2=44%

Классификация Пальмера построена по принципу объединения ионов, сходных по химическим свойствам, в группы и по соотношениям выделенных групп относительно друг друга. Катионы объединяются в 3 группы: сильные основания (Na и K, т. е. щелочные металлы), слабые основания (Ca и Mg, т. е. щёлочноземельные металлы) и очень слабые основания (Fe, Cu, Al, т. е. тяжёлые металлы). Анионы объединяются в две группы: сильные кислоты (Cl и SO4) и слабые кислоты (HCO3 и СО3). Сочетания выделенных групп анионов и катионов обусловливают характерные свойства воды - солёность, щёлочность или кислотность. В зависимости от сочетания анионов и катионов выделяют 5 классов вод.

К числу крупных недостатков классификации относятся:

–несоответствие выделяемых классов условиям формирования природных вод

–ограниченность числа классов (из 5 классов, выделенных Пальмером, только 1, 3, 5 являются различными по существу, причем 5 класс характеризует небольшую группу кислых вод. 2 и 4 классы являются частными случаями при переходе вод из класса 1 в класс 3 и из класса 3 в 5, причем в 4 класс практически попадают все морские воды, которые генетически не могут быть переходными к кислым водам)

–в классификации объединены ионы Ca и Mg и Cl и SO₄ (NO₃), что не позволяет выделять воды по преобладанию каждого из ионов. Сейчас этой классификацией иногда пользуются в нефтяной гидрогеологии.

Классификация С.А.Щукарева

Классификация позволяет сравнивать химический состав природных вод. Она основана на принципе преобладания одного или нескольких из трех главных катионов (натрий, кальций, магний) и трех главных анионов (хлор, сульфат, бикарбонат). Принадлежность воды к тому или иному классу определяется содержанием перечисленных ионов в количестве более 25%-экв.

Комбинируя последовательно типы вод по содержанию анионов с типами воды по содержанию катионов, получают 49 классов вод. Каждый класс в таком квадрате имеет свой номер. Классы 17,33, 45 считаются основными, так как воды этих классов гидрокарбонатно-кальциевые, хлоридно-натриевые и сульфатно-кальциевые формируются в результате непосредственного выщелачивания горных пород.

По общей минерализации каждый класс разделен на группы: А до 1,5 г/л, В до 10 г/л, С более 10 г/л. К недостаткам классификации следует отнести ее формальность, отсутствие генетической направленности.

Классификация А. М. Овчинникова учитывает как газовый, так и химический состав вод. По преобладающим газам устанавливается обстановка формирования или существования подземных вод. Выделяются окислительная, восстановительная и метаморфическая обстановки. В пределах каждой выделяются 8 классов по преобладающим компонентам, содержание которых выражается в эквивалентной форме, а компоненты объединены попарно (Na+K, Ca+Mg, HCO3+SO4, Cl).

График-квадрат А.А.Бродского

График-квадрат напоминает классификационную систему Щукарева, но менее формален с геологической точки зрения. Различается 36 групп вод по двум преобладающим анионам и двум преобладающим катионам.

Классификация Беляковой основывается на представлениях о природных растворах как системах, в к-рых поведение компонентов определяется энергетич. характеристиками ионов. По соотношению концентраций анионов сильных и слабых кислот и величине ионной силы раствора устанавливается четыре типа природных вод: неметаморфизованные, начальной, средней и высокой метаморфизации

Классификация О.А. Алекина

.

В классификации Алекина по преобладающему анионы воды делятся на гидрокарбонатный, сульфатный и хлоридный классы. Каждый класс по преобладающему катиону – на группы кальциевую, магниевую и натриевую. И уже каждая групп на разное число типов

Общее число типов 4 по соотношению компонентов в пересчёте на мг-экв.

1 тип– ЭHCO₃ > Э Ca + ЭMg (–

2 тип– ЭHCO₃ > Э Ca + ЭMg < ЭHCO₃+ SO₄

3 тип– ЭHCO₃+ SO₄< Э Ca + ЭMg Cl > Na

4 тип– ЭHCO₃ = 0

Классификация В.А.Сулина

Классификация Сулина применяется главным образом для вод нефтяных месторождений. Она предусматривает выделение 4 типов вод по соотношению ионов, характерных для различных условий формирования подземных вод. Отнесение к тому или иному типу производится по сочетанию трёх основных коэффициентов: Na/Cl, Na - Cl/SO4, Cl - Na/Mg. Содержание элементов берётся в мг-экв.

1 тип характерные соединения– хлорид натрия, сульфат натрия

2 тип – бикарбонат натрия

3 тип– хлориды натрия и магния

4 тип – хлориды натрия, магния и кальция

Использование этой классификации с помощью коэффициентов мало целесообразно. Очень широк диапазон числовых значений компонентов. Поэтому в зависимости от содержания в хлоркальциевом типе – хлористый кальций может быть и специфическим и преобладающим.

Классификация М.Г.Валяшко

В классификации Курнакова - Валяшко устанавливаются наиболее растворимые сочетания главных компонентов солевого состава воды, которые сохраняются в растворах при всех значениях минерализации. За независимые переменные принимаются анионы, за зависимые - катионы. Выделяются три вида вод - карбонатный, сульфатный и хлоридный. В пределах сульфатного типа возможно выделение двух подтипов - сульфатно-магниевого (хлоридно-магниевог) и сульфатно-натриевого. Карбонатный тип характеризует равновесную систему, когда в ней участвуют все главные анионные компоненты, а из катионов подвижным при всех значениях минерализации оказывается только натрий. В качестве специфических компонентов могут быть названы карбонаты и гидрокарбонаты натрия, а из катионов подвижным помимо натрия становится ещё и магний. К специфическим компонентам сульфатного типа вод относятся сульфаты магния (натрия) и хлорид магния. Хлоридный тип характеризует систему, когда в растворе главная роль принадлежит только хлориду при подчинённом значении карбонатного и сульфатного ионов, а среди катионов подвижными становятся натрий, магний, кальций. Специфическим компонентом оказывается хлорид кальция, присутствующий только в водах этого типа.

Органические вещества одна из немногих построена на генетическом принципе(рис.)

В подземных водах содержится широкая гамма разнообразных органических соединений. Компонентами растворенных органических групп являются представитель всех химических групп (углеводы, белки, жиры) и классов органических соединений (углеводороды, спирты, эфиры, карбоновые кислоты, амины). Рисунок Широко распространены карбоновые кислоты, среди которых лучше изучены летучие низкомолекулярные кислоты

Это жирные, нафтеновые и карбоновые кислоты, битум, фенолы, бензол, толуол, аминокислоты, амины, спирты, сложные эфиры. Количественная характеристика органического вещества подземных вод выражается концентрацией органического углерода (С_орг), или величиной окисляемости — перманганатной, бихроматной и др. (в мг О/л). В подземных водах содержание С_орг колеблется от десятых долей до сотен мг/л. Наиболее обогащены органическим веществом воды нефтяных месторождений (до 800 мг/л).

Основными источниками поступления органических веществ в подземную воду являются почвы, горные породы, особенно торф, уголь, горючие сланцы, залежи нефти.

Широко распространены во всех типах вод гумусовые кислоты и фульвокислоты, масла, смолы, высокомолекулярные кислоты в качестве водорастворенных органических соединений.

Все содержащиеся в водах органическом вещества участвуют в био-геохимических процессах. Они играют важную роль в образовании органических миграционных форм элементов. Многие химические элементы вступают во взаимодействие с органическими веществами, образуя комплексные металлоорганические соединения. Этот процесс играет существенную роль в изменении миграционной способности элементов.

Микрофлора подземных вод

В подземных водах широко распространены разнообразные микроорганизмы, среди которых наиболее изучены аэробные и анаэробные бактерии. Первые развиваются при наличие свободного кислорода, который используется ими для дыхания, вторые черпают необходимый им кислород из кислородсодержащих органических (углеводы, спирты и др.) и минеральных (нитраты, сульфаты) соединений. Число бактерий в подземных водах колеблется в больших пределах — от нескольких тысяч до 2 млн клеток в 1 мл воды.

В грунтовых водах распространены гнилостные бактерии и сапрофиты, разлагающие вещества белкового характера. Более глубокие подземные воды характеризуются развитием бактерий, активно участвующим в окислительно–восстановительных реакциях. Это сульфатредуцирующие, метанообразующие, денитрифицирующие, тионовые и другие бактерии. Верхний предел температуры, при которой может протекать жизнедеятельность микрофлоры 80–90 °С. Минерализация воды и её химический состав не являются сдерживающим фактором для развития микроорганизмов. Существует ряд микроорганизмов, способных существовать при концентрации солей 300 г/л и более.

Газовый состав подземных вод

В.И. Вернадский писал, что “в земной коре нет воды, не заключающей в растворе определённого количества и определённого состава газов”. Поэтому кратко рассмотрим газовый состав подземных вод. Основными газами, содержащимися в подземных водах, являются кислород O₂, азот N₂, углекислота СО₂, сероводород Н₂S, водород Н₂ и углеводороды (метан СН₄ и более тяжелые ТУ). Кроме того, подземные воды содержат инертные газы — Не, Ne, Ar и др. Они характеризуются различным генезисом, концентрациями, приуроченностью к гидрогеологическим обстановкам и к подземным водам с различной минерализацией, размещением по вертикальному разрезу. По происхождению газы делятся на: 1) воздушные (N₂, O₂, СO₂, Ne, Аr), проникающие в литосферу из атмосферного воздуха; 2) биохимические (СН₄, СО₂, N₂, H₂S, Н₂, O₂, ТУ), образующиеся при разложении микроорганизмами органических и минеральных веществ; 3) химические (СO₂, H₂S, Н₂, СН₄ и др.), образующиеся при взаимодействии воды и породы; 4) радиоактивного происхождения (Не, Rn, O₂).

При изучении подземных вод важное значение имеет равновесие вода – газ. Обычно газ растворён в воде, но при его избытке часть его может находиться в свободном (спонтанном) состоянии, т.е. в виде мельчайших пузырьков в порах горных пород. Поглощение и выделение газа водой — процессы, которые могут быть спровоцированы изменением ионно-солевого состава воды. Растворимость газов в воде зависит от температуры, давления и минерализации воды. С ростом температуры примерно до 80–90 °С растворимость газов уменьшается, а при дальнейшем повышении температуры — увеличивается. С увеличением давления растворимость газов возрастает. Именно поэтому воды кавказских минеральных источников насыщены углекислотой. На глубине в этих водах растворено большое

количество СO₂; при выходе на поверхность снижается давление и уменьшается растворимость газа, который из растворённого состояния переходит в свободное. Рост минерализации воды способствует снижению растворимости газов.

Наименьшей растворимостью в воде обладает гелий, а наибольшей сероводород.

Кислород в подземных водах имеет атмосферное происхождение, в незначительных количествах может образоваться при радиолизе (разложении) воды.

Таким образом присутствует в основном в пресных водах. Концентрация его в подземных водах зависит от проницаемости пород: чем больше, тем – выше. Содержится в количествах до 15–20 см³ /л. С глубиной его концентрация, как правило, уменьшается, так как он расходуется на окисление минеральных и органическим соединений. Вместе с тем, высокие концентрации кислорода обнаружены в рассолах на глубинах 2–3 км. Здесь он связан с разложением молекул воды под действием радиоактивного излучения (радиолиз воды).

Углекислый газ характеризуется большим генетическим разнообразием. И может иметь самое разное происхождение. В верхней части земной коры концентрация атмосферного у.г. не превышает десятых долей см³ в литре. Содержание углекислого газа в подземных водах может достигать нескольких тысяч см³ в литре. СО₂ является участником реакций, определяющих одно из важнейших в природе карбонатных равновесий CO₂ — CO₃^2– — HCO₃^–.

Столь же важный агент химических реакций и сероводород, входящий в систему H₂S — SO₄^2–. Его концентрация в подземных водам достигает 3 г/л.

Азот очень широко распространён практически во всех типам подземных вод. Имеет атмосферно, биогенное и магматогенное происхождение. Его обычная концентрация — десятки–сотни мг/л, максимальная — 1200 мг/л.

Сероводород – имеет биогеохимическе и термохимическое происхождение. Концентрация сероводорода биогеохимического происхождения достигает сотен и даже первых тысяч см ³ в литре

Водород присутствует вследствие радиолиза воды, под действием радиоактивных элементов

Углеводородные газы (СН₄ и др.) обычно присутствуют в водах нефтегазоносных бассейнов. Их содержание может достигать 13000 см³ в литре.

Гелий в подземных водах преимущественно радиогенного происхождения. немного (десятые доли – единицы см³/л). В последние годы он привлекает внимание как показатель глубинных разломов и предвеcтник землетрясений.

Газовый состав — один из основных компонентов минеральных (лечебных) подземных вод, в связи с чем по газовому составу выделяются типы минеральных вод: сероводородные, метановые, азотные, углекислые, радоновые. Радоновые, генетически связанные с кристаллическими породами фундамента, воды имеются в западной части Беларуси, где они используются в санаторной практике.