авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 16 | 17 || 19 | 20 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 18 ] --

Магнезитоносные отложения характеризуются массивными, массивно-слоистыми и тонкослоистыми текстурами с мелко- тонкозернистыми структурами, где преобладает алевро-песчаная фракция с переменными значениями отдельных размерностей. Охри стые отложения с тальком образуют слоистые и тонкослоистые (1 см и менее), массив ные, линзовидные и брекчиевидные текстуры, представленные мелкими обломками уг ловато-окатанной формы, размером 0,2–1 см среди алевро-песчаной массы.

Состав магнезитоносных отложений определен с помощью комплекса аналитиче ских исследований (химический, спектральный полуколичественный, рентгенофазо вый, гранулометрический (пипеточный) анализы).

Выделены два типа отложений по доминирующим минеральным компонентам – тальк-магнезитовые и магнезит-тальковые.

Тальк-магнезитовые рыхлые отложения имеют белый цвет, состоят из магнезита – 40–81 %, талька – 15–48 %, доломита – 2–11 % и небольшой примеси кальцита и араго нита. Отложения массивные, массивно-слоистые, мелко-тонкозернистые. Содержание оксида магния – 33,17–39,80 %, оксида кальция – 7,79–12,10 % (за счёт доломита), ок сида кремния – 7,61–19,03 % (за счёт талька). Оксиды Al2O3, TiO2, FeO, Fe2O3, MnO, Na2O, K2O, P2O5, SO3 составляют десятые и сотые доли процента. Содержания малых элементов (по результатам спектрального полуколичественного анализа) имеют фоно вые значения, приближенные к кларковым.

Магнезит-тальковые рыхлые отложения имеют охристый цвет разной интенсив ности. Для них характерны слоистые и тонкослоистые (1 см и менее), линзовидные и брекчиевидные текстуры. Среди алевро-песчаной массы присутствуют мелкие обломки угловато-окатанной формы, размером 0,2–1 см. Рыхлая масса и обломки имеют иден тичный минеральный состав: магнезит – 9–41 %, тальк – 56–70 %, доломит – 20 %, кальцит – 1–2 % и, редко, полевой шпат. Кроме того, в интенсивно охристых слоях от мечается слюда (2 %) и следы арагонита.

По сравнению с тальк-магнезитовыми отложениями имеется значительное содер жание оксида кремния (19,95–27,41 %), связанного с тальковой минеральной фазой, понижение содержания оксида магния (26,10–35,50 %). Оксид кальция (7,77–14,87 %) остается на прежних позициях. Наблюдается повышенное содержание оксидов Fe+3, Al+3 и Na, в среднем на один порядок, а содержание СаО, TiO2, FeO, MnO, K2O, P2O5, SO3 остаются неизменными.

В магнезит-тальковых отложениях содержания малых элементов (As, B, Pb) отли чаются повышенными значениями, а в интенсивно охристых разностях – повышены содержания Ti, Mn, Ga, V, Li, B, Ni, Cu, Yb за счёт обогащения продуктами выветрива ния гранитоидов, широко развитых в регионе.

Формирование магнезитоносных аллювиальных отложений надпойменной терра сы проходило за счет разрушения и переноса магнезита и талька с месторождений и зон минерализации, расположенных выше по течению и в верховьях р. Ларги (месторожде ния Ларгинское, Ларгинское-1, проявления Ларгинское-3, Левобережное, Верх Ларгинское и др.). Водные поток сносят выветрелый материал с поверхности зон дену дации магнезитовых и оталькованных магнезитовых тел и отлагают его в надпоймен ной террасе.

В отложениях тальковая фаза преобладает над магнезитовой, что, очевидно, свя зано с характером растворимости карбонатов в процессе выветривания и переноса.

Для тальковой фазы характерно и более высокое содержание оксида кремния, по вышенные значения малых элементов.

Выявленные магнезитоносные отложения в Ларгинско-Кактолгинском районе подтверждают возможность концентрации магнезитовых залежей среди кайнозойских комплексов за счёт выветривания, переноса, отложения материала в геологических структурах, где имеются кристаллические магнезиты или серпентинитовые массивы, подвергающиеся выветриванию.

Предварительная оценка магнезитоносных отложений свидетельствует, что они могут служить сырьём для производства магнезита и талька. Прогнозные ресурсы, с учётом площади распространения, параметров геологического тела, можно оценить по категории Р3 в 50–100 млн. т., из которых 36 % объёма составит магнезит и 57 % – тальк. В районе возможно выявление и других магнезитоносных отложений подобного типа.

Изложенное вызывает необходимость и целесообразность проведения в регионе геологических прогнозно-поисковых исследований по выявлению и оценке кайнозой ских тальк-магнезитовых залежей, проведению технологических испытаний сырья и геолого-экономической оценки его возможного использования. Выявленный генетиче ский тип тальк-магнезитоносных отложений представляет несомненный как научный, так и промышленный интерес и требует детальных исследований. Рыхлое состояние, простой минеральный состав, минимальное содержание вредных примесей предполага ет легкость добычи, обогащения и получения высококачественных магнезитовых и тальковых продуктов.

Литература 1. Шевелёв А.И., Зуев Л.В., Фёдоров В.П. Минерально-сырьевая база магнезита и бру сита России. – Казань: ЗАО «Новое Знание», 2003. – 162 с.

2. Шевелев А.И. Щербакова Т.А. Геологические предпосылки создания промышленно сти высокомагнезиальных огнеупоров на востоке страны // Геология и геофизика. – 1989. – № 12. – С. 92–95.

3. Шевелев А.И., Щербакова Т.А. Геологическое строение и локализация кайнозойских магнезитов / Высокомагнезиальное минеральное сырье. – М.: Наука, 1991. – С. 153–157.

4. Щербакова Т.А. Условия и закономерности магнезитонакопления в терригенно карбонатных кайнозойских комплексах. Автореферат дис. канд. геол.-минерал. наук. – Казань, 2007.

5. Щербакова Т.А., Шевелев А.И. Перспективы выявления месторождений кайнозой ских магнезитов в России // Разведка и охрана недр. – 2010. – № 3. – С. 22–25.

6. Шевелев А.И. Щербакова Т.А. Прогноз кайнозойских магнезитов в Западной Сибири // Современные проблемы геологии и разведки полезных ископаемых: Материалы на учной конференции. – Томск, 2010. – С. 143–145.

7. Ilic M. Hidrotermalno-sedimento magnesitsko leziste Nevade Kod Cornjeg Milanove // Zb.

rad. Rud. – geol. fak., Novi Sad., 1976. – № 19.

8. Schmid H. Turkeys Salda Lake. A genetic model for Australias newly discovered magnesite deposits // Industrial Minerals. – 1987. – № 239.

9. Wetzenstein W. Huntit-Hydromagnesit-Magnesit-Lagerstoffen in Mazedonien, Nord griechen Land // Miner. deposits. – 1975. – Vol.10. – № 2.

ЧАСТЬ IV ГИДРОГЕОЛОГИЯ И ГИДРОГЕОХИМИЯ ФОРМИРОВАНИЕ ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИХ ОРЕОЛОВ РАССЕЯНИЯ ЗОЛОТА ПРИБРЕЖНО-МОРСКИХ И ВОДНО-ЛЕДНИКОВЫХ РОССЫПЕЙ ЗОЛОТА (НА ПРИМЕРЕ РАЙОНА МЕСТОРОЖДЕНИЯ АЛМАЗОВ ИМ. М.В. ЛОМОНОСОВА, АРХАНГЕЛЬСКАЯ ОБЛАСТЬ) 1 В.Ю. Абрамов, А.А. Потапов ЗАО «ГИДЭК», Москва, Россия Санкт-Петербургский государственный университет, Россия E-mail: Avlad1961@yandex.ru Месторождение алмазов имени М.В. Ломоносова, расположено в 100 км к северу от города Архангельска, вблизи побережья Белого моря на северо-западе Русской плиты.

В рассматриваемом районе выделяются два типа рельефа – структурно денудационный и аккумулятивный. Структурно-денудационный тип объединяет водораздельные участки и небольшие по площади плато с отметками +120 +160 м и относительными превышениями над долинами в 20–40 м. С поверхности они перекрываются маломощными четвертичными образованиями. В их пределах отмечается наличие зоны аэрации мощностью до 15 и более метров, при средних значениях порядка 5–8 м. Аккумулятивный тип рельефа приурочен к долинам рек и представляет собой плоскую поверхность с отметками +90 +110 м. Значительная часть аккумулятивной равнины занята болотами с мощностью торфа до 6 м. Особым типом рельефа является Мудьюгская озовая гряда представленная гравийно-песчаными водно-ледниковыми отложениями.

Месторождение пересекают несколько поверхностных водотоков, главным из которых является река Золотица.

Рудные тела месторождения имени М.В. Ломоносова представлены кимберлитовыми трубками (D3–C2), прорывающими терригенные (песчаники, алевролиты, аргиллиты) отложения венда (Vpd) и перекрывающиеся терригенными и карбонатными отложениями среднего карбона (С2ur) мощностью в несколько десятков метров. Вендские и карбоновые породы залегают субгоризонтально. При этом карбоновые отложения, особенно их карбонатные разности (доломиты и известняки), приуроченные к верхней части разреза, имеют локальное распространение, тяготеющее к повышенным водораздельным площадям. На большей части территории до глубины 200–250 м прослеживаются водоносные породы без регионально выдержанных водоупорных слоев: неравномерное чередование алевролитов и песчаников с явным преобладанием последних.

Гидрохимические исследования подземных вод на предмет оценки природного гидрогеохимического фона на месторождении показали, что они характеризуются практически идентичным химическим составом с поверхностными водами. В пределах месторождения, доминирующую роль в питании речных водотоков в зимнюю и летнюю межень играет подземный сток. Обобщенная характеристика химического состава природных вод дана в таблице 1.

Характеристика выполненных исследований по оценке золотоносности подземных вод и рыхлых песчано-гравийных отложений района месторождения алмазов имени М.В. Ломоносова. Из названия реки – Золотица и Золотицкого кимберлитового поля нами было предположено, что район исследований назван не случайно, он перспективен на обнаружение золотоносных россыпей различного генезиса (прибрежно-морские, озовые, аллювиальные). Перечисленные отложения широко представлены в районе Золотицкого кимберлитового поля. В рамках гидрогеохимических работ по оценке гидрогеохимического фона было выполнено гидрохимическое опробование природных вод с последующим нейтронно активационным анализом сухих остатков по методике [1]. Результаты анализов представлены в таблице 2. Параллельно с гидрогеохимическими исследованиями выполнялось шлиховое опробование четвертичных песчано-гравийных отложений различного генезиса для изучения тяжелой фракции на предмет использования в строительных целях. Объектами опробования на золото являлись пески с прослоями песчано-гравийно-галечного материала вскрытые опытным карьером на трубке Архангельская и врезами вдоль автодорог, карьер песчано-гравийных смесей (ПГС) на Мудьюгской озовой гряде, русловые отложения р. Золотица и ряд точек в близи месторождения. Пробы отбирались бороздовым способом в разрезе вскрытых отложений, объемом 4–6 л и промывались на лотке с доводкой шлиха по специальной методике. Морфология золотин определялась под бинокуляром. Оценка содержания золота в рыхлых отложениях проведена расчетом через среднестатистическую массу золотин. Как показывает опыт работ с тонким золотом, даже тщательная промывка материала шлиха не позволяет полностью улавливать тонко размерное золото. Золото класса 0,25–0,1 мм улавливается при лотковой промывке на 60–70 %, в более мелких классах – 40–50 %. Более подробно результаты шлихового опробования приведены в статье [2]. Шлиховое опробование (68 проб) рыхлых отложений различного генезиса в районе алмазоносных трубок показали наличие в них мелкоразмерного золота в классах менее 0,25 мм, что позволяет положительно оценить перспективы района на обнаружение россыпей золота. Работы по оценке рыхлых отложений в первую очередь необходимо провести на карьерах песчано-гравийных смесей (ПГС) морского и ледникового генезиса. Концентрации золота в ПГС ледникового генезиса изменяются от 23 до 130 мг/м3, среднее – 78 мг/м3, морского генезиса – от 5 до 130 мг/м3, среднее – 40 мг/м3.

Таблица Химический состав поверхностных и подземных вод карбонового и падунского водоносного комплекса в районе кимберлитовых трубок Архангельская, Снегурочка, Карпинская-2, мг/л Геол.

Na++K+ Ca2+ Mg2+ Cl- SO42- HCO32 № скв. М Feобщ pH Инд.

Cкв № 2054, тр. С2-3 + 106 3,9 18,2 9,6 0,1 7,1 2,1 106,1 6, Архангельская С2ur Cкв № 2074а, тр.

С2ur 177 7,5 37,7 16,9 0,1 9,6 1,6 207,4 7, Снегурочка Cкв № 75, тр.

V pd 213 65,9 15,0 8,3 0,1 13,8 8,3 166,0 8, Карпинская- Река Золотица 84 17 11 4,3 0,1 6,4 2 85 7. Устье реки 2,5 2 118 6 26 11 0,1 7. Светлая Устье ручья 8 28 1,0 2,5 4 134 0,1 7. Светлый Анализ результатов гидрогеохимического опробования природных вод района месторождения алмазов им. М.В. Ломоносова. Природные воды четвертичных отложений района месторождения алмазов им. М.В. Ломоносова характеризуются аномальными концентрациями золота (таблица 2). Такие высокие концентрации золота в природных водах 16 золото-россыпных полей юга Дальнего Востока России нами отмечались лишь в ореольных водах и в головках золотоносных россыпей [1]. Данный факт указывает на активное растворение и отложение золота россыпей различного генезиса и формирование гидрогеохимических ореолов рассеяния золота, зон его гидрогенного переотложение на геохимических барьерах [1].

Одним из важных факторов формирования гидрогеохимических ореолов рассеяния золота на Мудьюгской озовой гряде являются золотосодержащие пресные подземные воды, которые можно отнести к разряду минеральных по специфическим микрокомпонентам (золото). Золото в растворенной форме является сильнейшим окислителем, благодаря чему ярко проявляются его антибактерицидное воздействие на микроорганизмы подземных вод, выражаемое в их подавлении. Влияние высоких концентраций золота, как в твердом, так и в растворенном состоянии, на микрофлору подземных вод предстоит оценить.

Таблица Результаты нейтронно-активационного анализа подземных вод района кимберлитовой трубки Архангельская, мкг/л (*-мг/л) № пробы 1 2 3 4 5 6 7 8 Na* 3.86 12.75 14.62 28.40 2.30 25.0 0.27 - Sc 0.20 0.008 0.02 0.051 0.30 0.15 0.045 - Cr 10.32 2.89 9.00 3.33 5.55 2.57 1.80 - Fe* 7.98 0.14 0.24 0.23 0.73 2.20 1.86 - Co 0.54 0.073 0.086 0.22 0.50 0.10 0.25 - Zn 7.02 8.84 3.93 5.14 24.50 14.50 10.0 - As 7.16 25.5 1.00 35.5 1.48 0.61 0.26 - Se 0.158 0.153 0.178 0.312 0.065 0.025 0.020 - Br 14.60 11.63 7.94 148.4 14.10 17.40 1.60 - Rb 1.44 0.68 1.44 1.53 3.20 1.00 4.60 - Sr 116.0 404.6 187.5 138.4 208.6 121.0 8.4 - Zr 20.0 37.1 122.3 44.0 - - - - Mo 0.74 3.94 12.63 2.38 2.98 0.64 0.46 - Ag 0.256 0.058 0.418 0.515 0.400 0.060 0.070 - Cd 0.90 - 0.61 0.21 0.15 3.80 0.17 - Sb 0.37 0.04 0.13 0.70 0.03 0.08 0.11 - Te 0.24 2.04 7.89 1.74 0.50 0.30 0.09 - Cs 0.396 0.012 0.020 0.025 0.060 0.060 0.014 - Ba 98.8 173.4 80.0 68.9 58.0 84.0 39 - La 0.56 0.48 1.30 0.33 1.20 0.60 0.26 - Ce 2.46 1.85 4.03 2.77 3.20 1.12 0.43 - Nd 1.38 1.99 3.11 1.49 1.22 0.35 0.11 - Sm 0.103 0.163 0.242 0.014 0.135 0.090 0.030 - Eu 0.032 0.011 0.008 0.014 0.090 0.040 0.016 - Tb 0.019 0.012 0.006 0.013 0.020 0.020 0.005 - Yb 0.054 0.080 0.035 0.064 0.040 0.050 0.024 - Lu 0.019 0.018 0.011 0.014 0.015 0.030 0.009 - Hf 0.176 0.209 0.110 0.252 0.350 0.270 0.192 - Ta 0.013 0.026 0.019 0.031 0.010 0.009 0.030 - W 1.50 3.09 2.54 7.42 4.40 0.09 0.44 - Au 0.284 0.006 0.139 0.008 0.011 0.004 0.005 0.451 0. Hg 0.216 0.044 0.253 0.046 0.023 0.015 0.006 - Th 0.12 0.03 0.02 0.06 0.11 0.06 0.37 - U 0.114 1.802 8.313 1.047 0.310 0.040 2.220 - Примечание: 1 – нагорная канава карьера трубки Архангельская;

2 – скважина, изливающаяся в карьере трубки Архангельская;

3 – скважина, №31 оборудованная на неогеновые аллювиальные отложения погребенной долины;

4 – скважина №12, оборудованная на верхнюю часть падунского водоносного комплекса (Vpd);

5 – зумпф карьера трубки Архангельская;

6 – нагорная канава карьера трубки Архангельская;

7 – родник на Мудьюгской озовой гряде;

8 – родник на Мудьюгской озовой гряде.

Говорить о «Золотых минеральных водах» по примеру «Серебрянных…….» еще рано, так как не определена бальнеологическая норма. Необходимы медико бальнеологические исследования. Известны медицинские препараты золота и платины подавляющие развитие злокачественных опухолей, но в малых концентрациях растворимые соединения золота и платины в подземных водах могут выступать как антибактериальные компоненты. С точки зрения оценки перспективности золотоносности песчано-гравийных отложений район месторождения алмазов имени М.В. Ломоносова оно является перспективным.

Наличие самородного золота в аллювиальных отложениях является благоприятным фактором для оценки способности водовмещающих горных пород к очистке вод от бактериального загрязнения при обосновании зон санитарной охраны.

Необходимыми исходными данными для такой оценки являются минералогический состав тяжелой фракции песчано-гравийных отложений и концентрация золота в подземных водах.

Выводы:В зоне гипергенеза самородное золото россыпей активно растворяется и переотлагается на восстановительном барьере.

1. Необходимым условием для растворения самородного золота подземными водами является одновременное присутствие окислителя (растворенный в воде кислород) и комплексообразователя, в качестве которого могут выступать цианиды, продуцируемые в почвенном профиле бактериями рода Pseudomonas, гидроксокомплексы, тиоорганические комплексы типа тиомочевина, недоокисленные формы серы (политионаты) и др.

2. Являясь сильным окислителем, комплексные ионы золота переотлагаются на восстановительном барьере.

3. Восстановителями золота служат все металлы в самородном состоянии, расположенные до золота в «ряду напряжений металлов», органический углерод, восстановленные формы железа и марганца в степени окисления 0 и 2+ с последующим соосаждением на их оксигидроокислах.

Литература 1. Абрамов В.Ю., Потапов А.А., Кирюхин В.А., Судариков С.М., Шемякин В.Н.

О гидрогенной составляющей аллювиальных россыпей золота // Геохимия. – № 3. – 1993. – С. 427–433.

2. Матвеев Ю.И., Кулындышев В.А., Абрамов В.Ю., Солопов Ю.А., Суздальский О.В., Николаев В.В. Алмазоносность и золотоносность переходной части «суша-море» на Северо-Западе России // Разведка и охрана недр. – № 9–10. – 1999. – С. 27–31.

СОСТАВ ПОРОВЫХ РАСТВОРОВ ЛАТЕРИТНЫХ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ ГВИНЕИ Ю.В. Алехин, М.А. Макарова, В.И. Мамедов, В.В. Мошков, В.В. Пухов Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Россия E-mail: alekhin@geol.msu.ru, frolikovam@gmail.com Фундаментальной проблемой современной геохимии гипергенеза является принципиальная неполнота информации о скоростях и ведущих механизмах не только процесса мобилизации в растворе, но и сопряженного адсорбционного захвата поверхностью новообразованных минералов. Подобные механизмы всегда являются определяющими в поровых водах почвенных разрезов и могут доминировать в профилях кор выветривания на этапах химического выветривания, адсорбционного концентрирования микроэлементов при связывании на гель-фазах и тонкодисперсных осадках, как на динамических мембранах, формирующихся при фильтрации из насыщенных и пересыщенных растворов макрокомпонентов.

Латеритные коры выветривания на территории Гвинеи, образующиеся до настоящего времени, сплошным чехлом покрывают обширные пространства положительного рельефа. При этом бокситы занимают вполне закономерное место в профилях коры выветривания. Теплая атмосферная вода, растворенная углекислота и образующиеся при деструкции растительности гумусовые и карбоновые кислоты, реальный состав и роль которых в процессах латеритизации изучены явно недостаточно, являются главными реагентами и транспортирующими агентами, которые приводят к химической трансформации минералов материнского субстрата, выносу растворимых элементов и перераспределению в профиле выветривания слаборастворимых элементов и микрокомпонентов. При оценке интенсивности этих процессов геохимической миграции важное значение имеют и гидрогеологические условия в целом, и те, которые складываются на конкретных участках.

На гидрогеологический режим конкретных участков земной поверхности оказывают влияние морфология поверхности и ее превышение над местным базисом эрозии, текстуры, структуры, залегание материнских пород и их состав.

Для автоморфного положительного ландшафта гидрогеологическая вертикальная зональность коры выветривания имеет обычно следующий вид (сверху вниз, от поверхности рельефа): зона инфильтрации – зона значительных сезонных колебаний уровня грунтовых вод – зона постоянного обводнения [1]. При этом оксидогенез в переходной области от поверхностных вод к почвенным растворам и далее к растворам пор в коре выветривания существенно влияет на ряды миграционной подвижности микроэлементов. Именно эта область в отношении состава поровых растворов исследована явно недостаточно. Особенности миграции микроэлементов для зоны аэрации вод, т.е. для границы геохимических резервуаров «поверхностные воды– почва–кора выветривания», связаны с воздействием ультрапресных дождевых вод и органических кислот почв на подстилающие породы.

Исследуемый район расположен на северо-западе Гвинеи. Площадь имеет естественные границы в виде долины реки Kogon (на западе и юго-западе), а также ее крупных правых притоков – Lingourou (на севере) и Borou (на юге). Район приурочен к ландшафтно-климатической зоне влажных саванн и лесосаванн. Климат территории тропический, переменно-влажный, характеризующийся чередованием дождливого (июнь – октябрь) и сухого (ноябрь – май) сезонов в годовом цикле. Среднегодовое количество осадков (2146.5 мм) по месяцам распределяется крайне неравномерно.

На плоских, пологоволнистых и пологоступенчатых вершинных поверхностях бовалей чередуются участки травянистой, кустарниковой и лесной растительности. Склоны всех возвышенных бовалей крутые, труднопроходимые, заросшие густым кустарником и деревьями. Вдоль водотоков обычно растут густые галерейные леса. В пределах всех изученных возвышений сплошным чехлом развиты латеритные коры выветривания.

Независимо от материнского субстрата, по которому они сформированы, в вертикальном разрезе четко выделяется два генерализованных горизонта: нижний горизонт – полиминеральные и каолинитовые глины, верхний горизонт – собственно латеритный покров, сложенный в основном гидроксидами и оксидами железа и алюминия [2].

Из-за высокой плотности пород в районе исследования, их низкой водопроницаемости вне трещин и переменной обводненности работы по получению и изучению поровых растворов являлись весьма трудными, но важными для понимания процессов формирования латеритных кор выветривания. Авторами была разработана следующая методика получения поровых растворов: в шурфах на разных глубинах сверлились шпуры, которые заполнялись ватными тампонами, так как при непосредственном контакте ватного сорбента со стенками шпура поровые воды легко переходят из породы в сорбент в результате энергии поверхностного натяжения;

далее шпуры изолировались герметиком для предотвращения попадания дождевых вод снаружи. Далее, при помощи вакуумной фильтрации из влажного ватного сорбента через уплотненные пористые кварцевые свечи с размером пор 1 мкм (с разрежением до 0,75*10-5 Па) проводилось дальнейшее накопление в специальные полипропиленовые ёмкости – барботеры объёмом не более 50 мл. Использование ватного сорбента было обусловлено необходимостью получения достаточного для проведения анализа объема порового раствора, так как непосредственно при вакуумной фильтрации из влажной породы набирался недостаточный объем проб даже через уплотненные пористые кварцевые свечи из-за подсасывания порового воздуха.

Грунтовые (из скважин и шурфов), поверхностные и атмосферные воды отбирались стандартным способом также с последующей фильтрацией через кварцевые пористые свечи.

Под поровыми растворами нами подразумеваются растворы, заполняющие поровое пространство в ферраллитных почвах и корах выветривания, а также собственно в бокситовых толщах (в случае ферраллитных почв – почвенный раствор в узком смысле этого понятия, то есть (квази) равновесный водный раствор, находящийся в почве при условии неполного влагонасыщения порового пространства.) Грунтовые воды, заполняющие трещины (воды трещинного типа), формирующиеся за счёт инфильтрации атмосферных осадков и поверхностных вод, отбирались непосредственно на контакте с бокситами и латеритными корами выветривания.

Опробованные поверхностные воды представляли собой временные водотоки, дренирующие участок с залеганием бокситов, лужи, для которых очевидна их последующая инфильтрация вниз. Атмосферные (дождевые) воды отбирались, непосредственно, до контакта с почвой и растительностью.

Опыт анализа грунтовых и поверхностных вод, отобранных в первый полевой сезон (2011 г.) в республике Гвинея (район Нампоюгоу), показывает, что растворенное органическое вещество представлено соединениями, которые достаточно быстро окисляются. Поэтому в 2012 году было важно на месте полевых работ из точек с большими водопритоками сделать определения: растворенного органического вещества методами бихроматной и перманганатной окисляемости на полевом фотометре Эксперт-003;

потенциометрические определения рН, Еh на иономере Эксперт-001;

кондуктометрические определения солености по электропроводности на приборе Эксперт-002. При помощи титриметрии также постоянно определялось состояние карбонатно-гидрокарбонатной системы, динамика изменений которой для изучения режима процесса крайне важна, а также содержания алюминия, железа и кремния в растворимой форме, подверженные быстрым изменениям при хранении проб (результаты полевых определений приведены в таблице 1).

Для наблюдения за динамикой изменения состава большеобъемные пробы отбирались на анализ в вариантах: фильтрованных через пористую кварцевую свечу, в том числе, в вариантах с дальнейшим подкислением пробы 3% азотной кислотой (осч);

фильтрованных через пористую кварцевую свечу, без подкисления;

нефильтрованных и не подкисленных.

Перманганатная окисляемость (С мг/л) определялась в пробах, соответствующих:

южной стенке на глубине 2,5 м (2,4 мг/л);

западной стенке на глубине 5,65 м (13,92 мг/л);

южной стенке на глубине 6 м (15,0 мг/л);

воде из-под почвенного горизонта (2,4 мг/л);

воде со дна шурфа (1,2 мг/л);

дождевой воде середины июля (4,0 мг/л);

дождевой воде середины августа (1,44 мг/л).

Содержания HCO3- (мг-экв/л) были определены в воде из подпочвенного горизонта (0,15), воде со дна шурфа (0,13), дождевой воде середины июля (0,13), дождевой воде в середине августа (0,08).

Полный микроэлементный состав поровых растворов, атмосферных, грунтовых, поверхностных вод определялся в МГУ (каф. геохимии) на аналитическом масс спектрометре высокого разрешения с индуктивно-связанной плазмой ELEMENT- фирмы ThermoFinnigan (результаты приведены в таблицах 2 и 3).

Таблица Параметры поровых растворов, поверхностных, грунтовых и атмосферных вод, взятых из шурфа № 9 (восточный склон бовали) Глубина, ХПК S, Al, Fe, Si, Стенка T, °С pH Eh м мг/л мг/л мг/л мг/л О, мг/л Южная 1,2 30 6,32 226,2 - - - 120, Северная 1,3 25,8 75 4,76 300,4 0,058 0,038 - Восточная 1,3 26,0 45 4,46 317,5 0,328 0,027 3,120 314, Северная 2,4 25,6 63 3,94 334,0 0,40 0,015 4,210 Южная 2,5 25,8 9 6,48 235,4 - - - 117, Западная 2,6 17 6,84 290,5 - - - 163, Северная 3,25 25,4 45 7,18 208,8 - - - 157, Западная 3,6 121 4,40 324,4 0,42 0,004 6,300 Восточная 3,7 25,3 64 6,31 221,8 - - - 273, Северная 3,7 55 5,42 268,1 0,02 0.030 5,130 Южная 3,7 45 6,96 197,9 - - 27, Южная 3,8 25,2 245 7,02 240,6 - - Восточная 4,0 25,0 50 5,56 219,9 - - - 165, Западная 4,3 73 4,40 337,5 0,142 0,034 3,300 Северная 4,5 65 4,37 316,7 0,032 0,026 5,480 Западная 4,5 77 5,61 260,3 - - - Южная 4,6 23,6 18 6,36 187,2 - - - 152, Северная 4,8 23,6 79 5,24 236,8 0,018 0,032 5,340 290, Западная 4,9 68 4,64 297,3 - - - 357, Восточная н.о. н.о.

5,0 80 4,54 298,3 3,670 Западная 5,1 91 4,19 336,9 0,480 0,005 4,100 481, Восточная 5,6 26,3 56 4,49 294,70 - - - 262, Западная 5,65 23,7 47 5,36 250,10 - - - 198, Южная н.о.

6,0 22,9 213 7,04 217,30 0,003 3,420 256, Восточная 6,0 22,2 25 6,74 230,90 - - - 9, Вода из под почвенно н.о.

0,3 24,3 2,22 6,71 241,9 0,09 1,03 34, го горизонта Вода со дна н.о.

7,0 27,0 3,69 6,38 248,9 0,12 0,78 27, шурфа Дождевая вода н.о. н.о. н.о.

24,9 2,4 6,22 295,5 9, (середина июля) Дождевая вода 27,0 4,13 5,82 267,1 - - - 10, (середина августа) Таблица Микроэлементный состав (мкг/л) поровых растворов, взятых из шурфа № (склон на восток) Объединенная проба с Стенка южная южная южная южная южная южной, северной, западной глубина, м 1,2 2,5 2,7 3,8 4,6 к к к к к нк 1 2 3 4 5 6 Li 1,06 0,66 0,79 1,07 0,42 3, Be 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0, B 9,56 5,98 4,87 15,38 4,01 67, Rb 2,94 1,81 8,53 5,13 2,57 8, более 100 мкг/л Sr 21,46 5,93 5,71 39,97 19, Y 0,01 0,002 0,001 0,01 0,002 0, н.о. н.о. н.о. н.о.

Zr 0,03 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Nb 0, Mo 1,22 1,31 1,84 5,45 1,24 18, Ag 4,88 0,30 13,80 4,81 0,67 0, Cd 0,04 0,01 0,01 0,05 0,02 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Sn 0, Sb 0,20 0,03 0,03 0,07 0,07 0, Te 0,04 0,02 0,02 0,08 0,07 0, Cs 0,04 0,01 0,03 0,03 0,01 0, Ba 17,17 5,41 26,17 23,16 13,01 77, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Hf н.о. н.о.

Ta 0,04 0,03 0,03 0, н.о. н.о.

W 0,02 0,04 0,08 0, н.о. н.о.

Re 0,003 0,001 0,005 0, Tl 0,01 0,004 0,01 0,01 0,01 0, н.о.

Pb 0,11 0,02 0,02 0,03 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Bi н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Th 0, н.о.

U 0,004 0,003 0,04 0,001 0, Sc 0,001 0,002 0,002 0,01 0,002 0, V 0,11 0,22 0,34 0,39 0,07 0, Cr 0,37 0,29 0,42 1,40 0,12 1, Co 0,10 0,06 0,05 0,23 0,09 0, Ga 0,002 0,001 0,003 0,005 0,01 0, н.о. н.о. н.о.

Ge 0,16 0,02 0, As 0,82 0,12 0,34 0,30 0,20 2, La 0,01 0,01 0,002 0,02 0,003 0, Ce 0,02 0,01 0,003 0,03 0,005 0, н.о. н.о.

Pr 0,001 0,001 0,003 0, Nd 0,01 0,004 0,003 0,02 0,01 0, Таблица 2 (продолжение) Микроэлементный состав (мкг/л) поровых растворов, взятых из шурфа № (склон на восток) 1 2 3 4 5 6 н.о.

Sm 0,001 0,001 0,001 0,003 0, Eu 0,004 0,001 0,01 0,01 0,003 0, н.о. н.о. н.о.

Gd 0,001 0,002 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Tb н.о. н.о. н.о.

Dy 0,001 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ho 0, н.о. н.о. н.о. н.о.

Er 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Tm н.о. н.о. н.о. н.о.

Yb 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Lu 0, Стенка северная западная западная восточная восточная восточная восточная глубина, м 3,25 4,9 5,65 3,7 4 5,6 к к к к к к нк 1 2 3 4 5 6 7 Li 1,07 1,28 2,12 1,43 1,31 1,08 0, Be 0,01 0,04 0,02 0,01 0,01 0,09 0, B 14,71 15,33 18,68 24,93 14,78 12,99 19, Rb 2,10 3,63 4,45 4,12 5,06 3,66 2, Sr 42,80 73,33 62,53 62,31 53,03 53,69 20, Y 0,001 0,04 0,01 0,01 0,003 0,04 0, н.о.

Zr 0,02 0,07 0,09 0,04 0,04 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Nb Mo 1,18 1,08 1,65 36,96 3,77 1,40 1, Ag 0,93 2,83 0,20 1,54 1,79 2,65 1, Cd 0,01 0,13 0,09 0,20 0,07 0,14 0, н.о. н.о.

Sn 0,28 0,08 0,14 0,29 0, Sb 0,07 0,04 0,08 0,09 0,10 0,05 0, Te 0,10 0,15 0,12 0,09 0,11 0,06 0, Cs 0,01 0,03 0,04 0,03 0,02 0,04 0, Ba 18,14 50,20 25,78 31,98 34,02 37,79 14, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Hf н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ta 0, н.о.

W 0,01 0,02 0,15 0,01 0,19 0, Re 0,01 0,003 0,001 0,01 0,01 0,001 0, Tl 0,003 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0, Pb 0,02 5,58 0,16 0,03 0,07 8,35 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Bi 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Th 0,004 0, U 0,004 0,01 0,01 0,02 0,003 0,03 0, Sc 0,004 0,005 0,004 0,01 0,01 0,01 0, Таблица 2 (продолжение) Микроэлементный состав (мкг/л) поровых растворов, взятых из шурфа № (склон на восток) 1 2 3 4 5 6 7 V 0,31 0,10 0,22 0,27 0,30 0,27 0, Cr 0,26 0,65 0,39 0,97 0,72 0,90 0, Co 0,04 1,15 0,32 0,24 0,23 0,70 0, Ga 0,01 0,002 0,003 0,004 0,01 0,002 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ge 0,02 0, As 0,48 0,21 0,86 0,35 0,50 0,30 0, La 0,003 0,08 0,03 0,02 0,005 0,08 0, Ce 0,003 0,10 0,05 0,03 0,01 0,12 0, н.о. н.о.

Pr 0,02 0,01 0,003 0,02 0, Nd 0,005 0,05 0,02 0,02 0,01 0,06 0, н.о. н.о.

Sm 0,01 0,003 0,002 0,001 0, Eu 0,004 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0, н.о. н.о. н.о.

Gd 0,01 0,002 0,002 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Tb 0,001 0, н.о. н.о. н.о.

Dy 0,01 0,002 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ho 0,001 0, н.о. н.о. н.о.

Er 0,003 0,000 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Tm н.о. н.о. н.о.

Yb 0,003 0,000 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Lu 0, Таблица Микроэлементный состав (мкг/л) поверхностных, грунтовых и атмосферных вод, отобранных в районе шурфа № 9 (склон на восток) Дождевая Дождевая Вода из под почвенного вода вода Вода со дна 7м горизонта 0-0,3м середина середина июля августа к нк нфнк к нк нфнк к к 1 2 3 4 5 6 7 8 н.о.

Li 0,07 0,14 0,18 0,22 0,41 0,38 0, н.о. н.о. н.о.

Be 0,01 0,01 0,00 0,02 0, B 4,86 8,39 8,59 5,39 10,08 9,11 4,28 0, Rb 0,24 0,34 0,66 1,05 1,64 1,55 0,09 0, Sr 2,71 3,86 4,14 2,27 3,23 2,74 1,83 0, Y 0,22 0,33 0,10 0,003 0,01 0,005 0,01 0, н.о. н.о.

Zr 0,06 0,14 0,32 0,01 0,17 0, н.о. н.о.

Nb 0,001 0,004 0,02 0,001 0,01 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Mo 0,02 0, Ag 0,02 0,01 0,01 0,04 0,01 0,01 0,04 0, Cd 0,003 0,01 0,01 0,01 0,04 0,05 0,01 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Sn 0, Таблица 3 (продолжение) Микроэлементный состав (мкг/л) поверхностных, грунтовых и атмосферных вод, отобранных в районе шурфа №9 (склон на восток) 1 2 3 4 5 6 7 8 Sb 0,02 0,02 0,04 0,05 0,10 0,08 0,14 0, н.о. н.о. н.о.

Te 0,02 0,02 0,005 0,02 0, Cs 0,004 0,01 0,00 0,02 0,03 0,01 0,01 0, Ba 8,92 12,39 7,53 8,90 11,57 2,79 6,98 0, н.о. н.о.

Hf 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ta W 0,03 0,12 0,03 0,02 0,03 0,02 0,11 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Re Tl 0,001 0,002 0,002 0,003 0,004 0,003 0,003 0, Pb 0,05 0,04 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Bi 0,001 0,001 0, н.о. н.о.

Th 0,01 0,01 0,03 0,001 0,01 0, U 0,03 0,03 0,01 0,01 0,003 0,002 0,02 0, Sc 0,03 0,02 0,04 0,00 0,00 0,01 0,001 0, V 0,27 0,29 0,44 0,07 0,07 0,12 0,28 0, Cr 0,27 0,23 0,52 0,15 0,06 0,19 0,18 0, Co 0,10 0,08 0,03 0,10 0,13 0,03 0,24 0, н.о. н.о. н.о.

Ga 0,00 0,01 0,00 0,00 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Ge As 0,07 0,10 0,19 0,08 0,11 0,12 0,05 0, La 0,54 0,86 0,15 0,01 0,01 0,02 0,02 0, Ce 1,13 1,76 0,27 0,01 0,01 0,02 0,05 0, Pr 0,12 0,17 0,03 0,001 0,001 0,002 0,006 0, Nd 0,46 0,61 0,12 0,006 0,005 0,007 0,028 0, Sm 0,08 0,10 0,02 0,001 0,001 0,001 0,006 0, Eu 0,02 0,02 0,006 0,002 0,002 0,001 0,002 0, Gd 0,10 0,10 0,02 0,001 0,001 0,001 0,005 0, н.о. н.о. н.о. н.о.

Tb 0,01 0,01 0,003 0, Dy 0,06 0,07 0,02 0,000 0,001 0,001 0,003 0, н.о. н.о. н.о. н.о.

Ho 0,008 0,01 0,003 0, н.о. н.о. н.о.

Er 0,03 0,03 0,009 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Tm 0,002 0,003 0, н.о. н.о. н.о.

Yb 0,02 0,02 0,008 0,001 0, н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.

Lu 0,002 0,003 0, Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ № 12-05-00509 и № 11-05-00638.

Литература 1. Мамедов В.И., Броневой В.А., Макстенек И.О., Иванов В.А., Покровский В.В.

Режим грунтовых вод – основной контролирующий фактор минералого-геохимической зональности кор выветривания на Либерийском щите // Литология и полезные ископаемые. – 1983. – №1. – С. 3–11.

2. Mamedov V.I., Boufeev Y.V., Nikitine Y.A. Geologie de la republigue de Guinee. Min.

des Mines et de la Geologie de la Rep. De Guinee;

GEOPROSPECTS Ltd;

Univ. d’Etat de Moscou Lomonossov (Fac. Geol.) Conakry. – Moscou: Aquarel, 2010. – 320 р.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СОВРЕМЕННОГО РТУТНОГО АНАЛИЗАТОРА РА-915+ ДЛЯ МОНИТОРИНГА ВОДНЫХ ОБЪЕКТОВ ПРИАНГАРЬЯ Л.Д. Андрулайтис, О.С. Рязанцева Институт геохимии имени А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия E-mail: amila@igc.irk.ru В Приангарье главным источником загрязнения ртутью окружающей среды является химическая промышленность, представленная ОАО «Усольехимпром» и ОАО «Саянскхимпласт», где до недавнего времени получали хлор и каустическую соду электролизом на ртутном катоде. Ртуть в биологическом круговороте вод Ангарского каскада водохранилищ представляет опасность как для водной экосистемы в целом, так и для населения, проживающего в Приангарье и использующего воду из поверхностных источников для питьевого водоснабжения. Одной из актуальных экологических задач является аналитическое обеспечение контроля содержания ртути в природных и сточных водах надежными методиками ее определения. Для её решения с 1995 года Институт геохимии проводит ежегодное опробование водохранилищ Ангарского каскада.

Ртуть в воде может содержаться в разных формах (рис. 1), сосуществование и взаимодействие которых объясняет трудности и специфику определения ультрамалых концентраций ртути [1]. Для переведения различных форм ртути обычно проводится минерализация проб кислотами в сочетании с окислителями.

Hg (0) Hg (0) Газовая фаза G F Водная фаза A B Hg (II) Hg (I) Hg (0) D D C C Рис. 1. Взаимопревращение форм ртути в водной и газовой фазах А – абсорбция окислительным раствором;

В – абсорбция раствором ртути (II) (обратимая реакция диспропорционирования);

С – окисление в растворе;

D – восстановление в растворе;

E – реакция диспропорционирования;

F, G – испарение и абсорбция (равновесие пар–жидкость).

В первые годы исследований ртуть определяли атомно-абсорбционным методом с использованием прибора РАФ-1М («Казгеофизприбор»). При измерениях содержания ртути в воде без предварительного концентрирования нижняя граница определения составляла 0,5 мкг/дм3, что не обеспечивало требования определения малых содержаний. С 2004 года для контроля загрязнения природных вод Приангарья при массовых анализах используется ртутный анализатор РА-915+ (фирма «Люмэкс», г. Санкт-Петербург). Аналитический ртутный комплекс состоит из ртутного анализатора, приставки РП-91 и РП-91С, что позволяет выполнять быстрые селективные измерения концентрации ртути в атмосферном воздухе, газовых потоках, жидких и твердых пробах, гарантируя высокую надежность измерений [2].

Оригинальная оптико-электронная схема комплекса, использованная в приборе, обеспечивает низкий предел обнаружения ртути, высокую селективность анализа и широкий динамический диапазон измерений 0,05–10 мкг/дм3. Принцип работы прибора основан на дифференциальном атомно-абсорбционном способе измерения концентрации ртути, который реализуется с помощью зеемановской модуляционной поляризационной спектроскопии с высокочастотной модуляцией. Управление процессом измерения в анализаторе осуществляется от персонального компьютера с помощью специального программного комплекса RA915P.

Отбор проб проводили по стандартизированной методике для поверхностных вод Р 52.24.353-94 [3]. Пробы фильтровали через предварительно взвешенный и просушенный ядерный фильтр с размером пор 0,45 микрон. Содержание ртути определяли в фильтрованной и не фильтрованной воде, а также во взвешенном веществе. Фильтрованные и не фильтрованные пробы консервировали смесью серной кислоты и перманганата калия для разрушения органических форм нахождения ртути и перевода различных форм в аналитически определяемое соединение с катионом Hg2+.

Перед фильтрованием проводили аэрацию водных проб для выдувания свободной ртути (Hg0) в поглотительный раствор, который анализировали на РА-915+ с приставкой РП-91. Фильтры с взвешенным веществом высушивали на воздухе до постоянного веса, взвешивали и в твёрдых пробах определяли содержание ртути.

Для получения представительной пробы взвешенного вещества отбирали 20 литров воды. После восстановления катионов ртути из растворов дихлоридом олова в реакционном сосуде приставки РП-91 атомарную ртуть определяли на анализаторе РА-915+.

По литературным данным содержания ртути в природных водах, как правило, не превышает 0,005–0,015 мкг/дм3 при ее ПДК в водных объектах хозяйственно питьевого и культурно-бытового пользования 0,5 мкг/дм3 [4].

В исследованных нами пробах воды чаще всего концентрации ртути оказывались ниже предела обнаружения. Поэтому для снижения нижней границы определения использовали предварительное концентрирование, основанное на высоком потенциале ионизации ртути, способности восстанавливаться химическим путем до элементарного состояния. Парообразная ртуть поглощается раствором серной кислоты с перманганатом калия с последующим определением на анализаторе. Таким образом, было показано, что уровни концентраций ртути в водах Приангарья колеблются от 0, до 0, 015 мкг/дм3. Границы относительной погрешности измерений составили 25–35 %.

Полученные результаты атомно-абсорбционного анализа на приборе РА-915+ сравнивали с результатами атомно-флуоресцентного метода на анализаторе с генератором холодного пара P.S. (Analytical. LTD, Великобритания) (Табл. 1).

Как видно из таблицы, между двумя методами наблюдается хорошая сходимость, что указывает на правильность полученных результатов анализа. Кроме этого, сравнение аналитических результатов определения ртути, выполненных в лабораториях Института геохимии имени А.П. Виноградова СО РАН, Кингстонского университета (Великобритания) и Брюссельского университета (Бельгия) не выявило систематических расхождений.

Таблица Результаты атомно-абсорбционного и атомно-флуоресцентного методов определения ртути в природных водах, концентрация Hg в мкг/дм Метод анализа № п/п Атомно-флуоресцентный Атомно-абсорбционный 1 0,0006 0, 2 0,0020 0, 3 0,0014 0, 4 0,0005 0, 5 0,0005 0, 6 0,0009 0, 7 0,0008 0, 8 0,0019 0, 9 0,0010 0, 10 0,0012 0, 11 0,0022 0, Проанализировано более 500 проб воды и выявлено повышение концентрации ртути в воде Братского водохранилища в районе ОАО «Усольехимпром». В этих же пробах была обнаружена атомарная ртуть, составляющая всего 3–7 % от общего содержания (0,015–0,02 мкг/дм3).

Для удобства транспортировки и хранения проб в полевых условиях предварительное концентрирование проводилось на корабле через сутки (необходимое время для окисления) после отбора пробы, что снижало риск загрязнения или потери ртути, обеспечивало улучшение предела определения при уменьшении объема водных образцов.

Определение ртути в фильтрованных и не фильтрованных пробах позволило оценить уровни содержания растворимой (ионной и коллоидной) ртути, которая более мобильна в водной среде. Также установлено, что во взвешенном веществе ртуть содержится в изоморфной, сульфидной и сорбированной на частицах формах [5].

Как показала практика аналитических работ, ртутный фотометр РА-915+ хорошо зарекомендовал себя в мониторинге водных объектов Прибайкалья.

Литература 1. Лапердина Т.Г. Определение ртути в природных водах. – Новосибирск: Наука, 2000. – 222 с.

2. Мамьянов Н.Р., Погарев С.Е., Рыжов В.В. Возможности атомно-абсорбционного спектрометра РА-915+ с Зеемановской коррекцией неселективного поглощения для определения ртути в различных средах // Аналитика и контроль. – 2001. – Т. 5. – № 4. – С. 375–378.

3. Отбор проб поверхностных вод суши и очищенных сточных вод. Р52.24.353- Росгидромет 1994.

4. Предельно допустимые концентрации (ПДК) химических веществ в воде водных объектов хозяйственно-питьевого и культурно-бытового водопользования.

Гигиенические нормативы ГН 2.1.5.1315-03 Минздрав России. – Москва, 2003.

5. Коваль П.В., Руш Е.А., Королева Г.П., Удодов Ю.Н., Андрулайтис Л.Д. Оценка воздействия источника ртутного загрязнения на компоненты природной среды Приангарья // Экологический вестник Северного Кавказа. – 2006. – Т.2. – № 1. – С. 41–59.

ОБРАЗОВАНИЕ ГЕЙЛЮССИТА В ОЗЕРАХ ДОРОНИНСКОЙ ГРУППЫ (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) С.В. Борзенко Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия E-mail: svb_64@mail.ru В сферу широких научных интересов В.А. Обручева входило и изучение озер.

В 1899 г. Владимир Афанасьевич в отчете: «Геологические исследования и разведочные работы по линии Сибирской железной дороги», впервые опубликовал химический состав многих озер Забайкалья, в том числе и оз. Доронинского [2].

В последние годы пресные и соленые озера стали объектом широких исследований, но уже в связи с реконструкциями палеоклимата по донным осадкам. Изучается в этом плане и оз. Доронинское – наиболее крупный содовый водоем Восточной Сибири.

Исследованиями последних лет установлено присутствие гейлюссита Na2CO3CaCO3·5H2O в донных отложениях в верхнем илистом слое осадка оз. Доронинское. До настоящего времени в Забайкалье находок этого минерала не отмечалось. Принято считать, что он образуется на более поздних стадиях испарительного концентрирования вод, в парагенезисе с троной, содой, пирсонитом и бурой, в температурном интервале от 11 до 37 °С [3]. Наличие в отложениях наряду с гейлюсситом альбита, анальцима, натролита и других водных цеолитов свидетельствует о возможности их совместной хемогенной садки (отложения формаций Грин-Ривер в Колорадо, озер Тулар, Сирлес в Калифорнии, Натрон и Олдуваи Джодж в Танзании и др.) [6]. В последние годы появились работы, в которых образование гейлюссита связывают с криогенными процессами [5]. Отсутствие единого мнения, касающегося условий и механизма формирования этого минерала, заставляет обратить внимание на эту проблему.

Объект исследований. Озера Доронинской группы находятся в 150 км к юго западу от г. Читы в днище Читино-Ингодинской межгорной впадины. Все они в недалеком геологическом прошлом представляли собой один обширный водоем, распавшийся в дальнейшем при аридизации климата на пять небольших озер, среди которых оз. Доронинское самое большое, площадью около 4.5 км2, остальные вместе взятые не превышают 0.40 км2. Все водоемы бессточные, повышенная соленость их вызвана процессами эвапоритизации. Озера Доронинской группы разнообразны по солености и по химическому составу воды (таблица).

Таблица Макрокомпонентный состав в мг/л и рН озер Доронинской группы Пока- Доронинское Чепчек 1 Чепчек 2 Чепчек 3 Торм затели 1* 2* 1 1 2 1 1 0м 6м 0м 6м 0м 0м 0м 0м 0м рН 9.92 9.92 9.75 9.67 9.53 9.59 9.56 8.96 9.38 9. CO32- 6160 6640 4380 5400 192 1470 2197 2.93 790 HCO3- 6793 7340 5764 7991 812 7838 11757 0.84 2145 Cl- 5437 5618 4142 4911 178 6326 8350 0.96 2090 2 SO4 183 172 146 100 23.6 1690 4288 0.61 590 F- 12.3 12.8 10 10.1 4.6 29.4 10.4 0.01 12.8 39. Na+ 10999 11110 8710 11241 493.9 8647 13483 2.61 3226 + K 120 124 104 144 10.6 37.4 120 0.02 23.8 93. Mg2+ 40.7 40.6 32.6 39.4 24.6 27.5 35.0 0.011 28.8 Ca2+ 7.21 7.32 2.32 2.94 10.6 1.62 9.4 0.02 4.8 11. М* 29752 31055 23291 29839 1790 26178 35952 8000 8901 1* – ледостав, 2* – период открытой воды;

0 м – поверхностный слой и 6 м– придонный слой;

М * – минерализация.

Химический состав представлен хлоридно-гидрокарбонатно-карбонатными натриевыми или карбонатно-хлоридными натриевыми типами вод, а в составе катионов доминирующим или вторым по значимости (вслед за натрием) является магний.

В слабосолоноватом озере Чепчек 1 заметную долю имеет кальций. Донные иловые осадки оз. Доронинское представлены смектит-каолинит-гидрослюдистым составом с примесью гидросульфидов железа и карбонатов доломит-анкеритовой и содовой групп, в малых озерах они не исследовались, поэтому полученные результаты могут быть информативными в плане их изучения.

Результаты и обсуждение. На основе имеющихся данных химического состава вод был выполнен анализ с позиции современных представлений о системе «вода– горная порода» [4]. Равновесие озерных вод с гейлюсситом рассчитывалось по уравнению химической реакции:

2Na+ + Ca2+ + 2НCO3- + 5H2O = Na2Ca(CO3)2 5H2O + 2Н+, константа которой при 25 °С равна 10-11.6 и при 0 °С – 10-12.6.

Результаты расчетов представлены на рис. 1, из которого видно, что большинство Малые озера [Na+][Ca2+]0,5[HCO3- ] проб озерных вод насыщены гейлюсситом.

Оз. Доронинское Ниже линии насыщения остались менее - минерализованные воды поверхностного Гейлюссит слоя озер Доронинское, Торм и Чепчек 1, отобранные на химический анализ Раствор - в летний период. Очевидно, что в формировании гейлюссита определяющими компонентами и - показателями являются Са, Na, НCO3 и pH.

7 9 11 Более того, равновесны с гейлюсситом pH только те воды, которые имеют относительно высокие содержания [Na+] (более 0.2 моль/л) и произведение Рис. 1. Положение фигуративных точек активностей [Na+][НCO3-+СО32-] (более состава вод по отношению к линии 0.01 моль/л) (рис. 2).

насыщения по гейлюсситу «- - - » при 25°С, «–» при 0°С 3 lgПА/ПР lgПА/ПР - - - - - - - - - - -4 -3 -2 -1 0 -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 lg[Na+][НCO3- + СО32- ] lg[Na+] а б 3 2 1 lgПА/ПР lgПА/ПР - - - - - - - - -5 - 1 11 21 31 41 9 9,2 9,4 9,6 9,8 10 10,2 10, Минерализация, г/л рН в г Рис. 2. Зависимость значений степени равновесия (lgПА/ПР) от: минерализации (а), концентрации [Na+] (б), произведения активностей [Na+][HCO3- + СО32-] (в) и рН (г) в водах озер Доронинской группы Отсюда вытекает зависимость от солености вод, поскольку с ростом содержаний натрия и карбонатного комплекса увеличивается и минерализация озерной воды.

При минерализации выше 21 г/л воды равновесны с гейлюсситом. Между значением рН и параметром насыщения (lgПА/ПР) не проявляется четкой зависимости, т.к. рН озерных вод колеблется в узком диапазоне (от 9.2 до 10.4). Поэтому более надежным индикатором в данном случае является произведение активностей [Na+][НCO3- + СО32-], которое коррелирует с рН и контролирует в свою очередь содержания Са2+ в водах [4].

Однако формирование гейлюссита в озерах проходит в многокомпонентной системе, в связи с этим необходимо определить положение его в этой системе. Все рассматриваемые воды пересыщены кальцитом, соотношение между кальцитом и гейлюсситом можно изобразить графически (рис. 3) и выразить через уравнение химической реакции:

СаСО3 + 2Na++ CO2 +OH- + 5H2O = Na2Ca(CO3)2 5H2O +H+.

Исходя из реакции, константы образования равны: К=10-7.98 при 25 оС и Kр = 10-8. при 0оС.

-3 1, Гейлюссит 0, lg[Ca ] 2+ [Na+]PCO20. Кальцит -0, -1, Раствор Кальцит -2, - -4 -3 -2 -1 0 -3, 6 8 10 2 lg[CO3 ] pH б а Гейлюссит Рис. 3. а) Положение фигуративных точек lg[Na+]/[H+] состава вод по отношению к линии насыщения к кальциту;


б, в) соотношение Кальцит полей устойчивости гейлюссита и кальцита с нанесением данных по содержаниям основных компонентов в водах озер Доронинской групп -2 -1,5 -1 -0, 0,5lgРСО в Очевидно, что исследованные воды могут формировать как кальцит, так и гейлюссит, но для формирования гейлюссита необходимы более щелочная среда и высокие отношения [Na+]/[H+] при относительно близких значениях парциального давления CO2. Последний в растворенной форме в щелочных водах диссоциирует в сторону образования гидрокарбонат и карбонат ионов, поэтому влияние его опосредованно через эти производные.

Считается, что гейлюссит образуется в парагенезисе с содой, поэтому необходимо рассмотреть термодинамическую систему «гейлюссит–сода» по уравнению химической реакции:

Na2Ca(CO3)2 5H2O + 2Na+ + 15H2O = 2Na2CO3·10H2O + Са2+, Отсюда константы реакции образования равны: К = 10-6.55при 25 оС и при 0 оС К= -7. 10.

Расположение точек (рис. 4) показывает, что в данном случае устойчивее гейлюссит, т.к. для образования соды необходимы более высокие активности [Na+] по сравнению с фиксируемыми. Очевидно, что гейлюссит образуется в тех же условиях, например, как и кальцит, но для этого необходимо, чтобы воды содержали высокие концентрации Na+ и имели повышенные значения рН. Учитывая тот факт, что в рассматриваемых водах рост содержаний Na+ согласуется с ростом НCO3- и СО32-, то отсюда вытекает зависимость с содообразовательным процессом.

Механизм образования гейлюссита Сода в озерах Доронинской группы можно объяснить следующим образом. Горные lg[Na+] породы, подвергаясь в условиях континентального климата усиленному - химическому выветриванию и Гейлюссит выщелачиванию, становятся основными - источниками химических компонентов, 2 4 6 8 10 12 приносимых водами поверхностного и -lg[Ca2+] подземного стоков в озера. Дополнительным Рис. 4. Соотношение полей НСО3-+СО32 источником служит устойчивости гейлюссита и соды с органическое вещество, продуцируемое нанесением данных по содержаниям в водной толще озер в результате основных компонентов в водах озер фотосинтеза микробного сообщества, а также Доронинской группы подвергающийся бактериальной деструкции детрит. Суммарная продукция органического вещества бактериями и водорослями в летний период составляет по средним оценкам составляет 34 мг-C/(м2·сут.) [1].

Вследствие интенсивного испарения изначально пресная вода озер, постепенно обогащаясь солевыми компонентами, превращается в минерализованный раствор, но с ростом солености происходит не только накопление химических компонентов, но и последовательное выпадение их в осадок по мере насыщения воды сначала по наименее растворимым карбонатам таким как, кальцит, доломит и др., затем на определенной стадии при достижении Са2+, Na+ и НCO3- равновесных концентраций с гейлюсситом начинается его выпадение из раствора.

Следовательно, на определенной стадии эвапоритовой седиментации возможно образования гейлюссита, который начинает формироваться в содовых минерализованных водах с повышенным рН среды. Гейлюссит, равно как и другие вторичные минералы, является продуктом эволюционного развития системы «вода– горная порода».

Работа выполнена при поддержке интеграционного проекта СО РАН № «Прогнозное моделирование и междисциплинарные комплексные исследования многолетней динамики состояния экосистем меромиктических озер Сибири».

Литература 1. Замана Л.В., Борзенко С.В. Гидрохимический режим соленых озер Юго-Восточного Забайкалья // География и природные ресурсы. – 2010. – № 4. – С. 100–108.

2. Обручев В.А., Герасимов А.П., Гедройц А.Э. Геологические исследования и разведки в Забайкальской области в 1895–1898 гг. (Крат. общий отчет) // Геол. иссл. и развед. работы по линии Сиб. ж.д. – СПб., 1899. – Вып.19. – С.73–133.

3. Страхов Н. М. и др. Образование осадков в современных водоемах. – М.: Изд-во АН СССР, 1954. – 792 с.

4. Шварцев С.Л. Содовые воды как зеркало противоречий в современной гидрогеохимии / Фундаментальные проблемы гидрогеохимии. – Томск: Изд. НТЛ, 2004. – С. 70–75.

5. Юргенсон Г.А., Серебренникова Н.В., Котова Е.Н. Гейлюссит Доронинского содового озера, Восточное Забайкалье, Россия // Литосфера. – 2011. – № 2. – С. 128–134.

6. Hay R.L. Silicate reactions in three lithofacies of a semi-arid basin, Olduvai Gorge, Tanzania // Min. Soc. Amer. – 1970. – Spec. Pap. 3. – pp. 237–255.

ГЕОХИМИЯ И ИЗОТОПИЯ АМГИНСКОЙ ГРУППЫ ТЕРМАЛЬНЫХ ВОД (СЕВЕРНОЕ ПРИМОРЬЕ) И.В. Брагин, Г.А. Челноков Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия E-mail: bragin_ivan@mail.ru Низкотемпературные термальные воды континентальной окраины Дальнего Востока России широко распространены вдоль побережья Охотского и Японского морей. Все проявления термальных вод приурочены к Сихотэ-Алинской складчатой области. Большинство из них были изучены в 30–60-е годы прошлого века [1, 2, 4].

В настоящее время на некоторых месторождениях действуют бальнеолечебницы:

Анненские, Тумнин, Тёплый ключ и Чистоводное. Другие же используются местным населением для самолечения – Кхуцин, Банный и Святая Елена (Амгинская группа проявлений) и Горячий ключ (Чистоводненская группа проявлений). Данные последних исследований [3, 7, 8, 9] дали общее представление о геохимических особенностях вод. Однако для конкретной группы термальных вод Амгинского проявления данные, касающиеся геохимии газов и редкоземельных элементов (РЗЭ), были разрозненными или устаревшими. Таким образом, данная работа представляет новые данные по изотопии, а также содержанию и особенностям распределения РЗЭ в термальных водах Амгинской группы Сихотэ-Алиня.

Амгинская группа проявлений термальных вод расположена в Тернейском районе на севере Приморского края в долине р. Амгу и р. Максимовка (Кхуцин).

Месторождение представлено тремя ранее известными здесь выходами теплых вод (Тёплый ключ, Святая Елена, Кхуцин). Открыл эту группу источников в начале века местный охотник. В 1947 г. на базе источника началось строительство водолечебницы – Тёплый ключ. Производительность скважины – 172,8 тыс. л/сутки. Выходы локализованы вблизи контактов гранитных интрузий с эффузивами мезо-кайнозойского возраста. Вода используется в виде ванн при кожных и костно-мышечных заболеваниях, внутрь – при поражениях желудка и кишечника [6]. В начале 2000-х на территории Амгинской группы был открыт новый источник, получивший название «Банный», однако в последние годы дебет на источнике падал, а в 2011 г. он совсем прекратил самоизлив.

Исследуемые воды (табл. 1) можно охарактеризовать как сульфатно гидрокарбонатные натриевые кремнистые, ультрапресные (М0,2 г/л), щёлочные (pH=8,5–9,08), тёплые (Т=28,2–34,5 оС). Повышенное содержание сульфат-иона и хлора может быть вызвано формированием химического облика вод в толщах вулканогенных пород.

Расчеты в программе WATEQ4F показали, что все воды являются насыщенными к кальциту и халцедону и сильно недонасыщенными – к флюориту и альбиту [6].

Температуры глубинных резервуаров, рассчитанные с помощью кварцевого, халцедонового и Na–K геотермометров, показаны в таблице 1. Видно, что Na– K геотермометр по сравнению с кремниевыми дает более высокие значения температуры. Возможно, это вызвано разбавлением исследуемых термальных вод свежими холодными водами околоповерхностных горизонтов, при котором расчетная температура по кремниевым геотермометрам снижается, в отличие от Na–K. Однако низкие значения концентраций магния могут подтвердить лишь частичное разбавление, недостаточное для накопления ионной формы магния в растворе.

Таблица Химический состав Амгинской группы термальных вод Теплый ключ Святая Елена Кхуцин Банный Т, °C 34,5 28,9 28,2 29, pH 9,08 8,98 8,5 8, Eh, мВ 352 374 мг/л Na+ 34,4 42 23,2 25, K+ 0,4 2 0,5 0, Ca2+ 2 2,18 4,72 4, Mg2+ 0,04 0,04 0,04 0, HCO3– 57,3 74,4 42,7 52, SO42– 13,6 14,1 14,8 14, Cl– 3,6 3,9 1,9 2, F– 0,9 0,88 1,2 0, Si 21,9 13,7 16,9 15, Минерализация 135 152 110 °C T (кварцевый геотермометр) [12] 80,9 57,9 62,4 62, T (Na–K геотермометр) [15] 128,7 183,8 130,2 113, T (халцедоновый геотермометр) [12] 52,3 29,5 34,0 33, В связи с новыми аналитическими возможностями пристальное внимание исследователей в последние годы привлекают редкоземельные элементы (РЗЭ), как возможные индикаторы геохимических процессов, происходящих в системе вода– порода. Данные по РЗЭ, нормированные к северо-американскому сланцу (NASC), представленные на рис. 1, показывают наличие слабовозрастающего тренда в сторону увеличения атомного веса элементов, что может быть вызвано их лучшей растворимостью и может указывать, на наш взгляд, на достаточно высокую скорость водообмена. Замедление скорости водообмена приводит к более резко выраженному тренду и сглаженному характеру кривых [7]. По сравнению с другими типами подземных вод, например, углекислыми водами Приморья (Ласточка) [17], содержания РЗЭ в исследованных термах на порядок меньше, в силу щелочного характера азотных термальных вод по сравнению со слабокислым – в углекислых. Основным контролирующим параметром содержания РЗЭ в термальных водах является рН. Как правило, увеличение рН приводит к уменьшению количества РЗЭ [16], поэтому термальные воды Сихотэ-Алиня содержат более низкие концентрации РЗЭ, а уровень их концентраций, в целом, близок к атмосферным осадкам [10].

Стоит отметить, что в речных водах Приморья [11] концентрация элементов редкоземельной группы выше, чем в термальных щелочных водах, что вполне объяснимо, так как речные воды имеют более низкое значение pH. Кроме того, процессы десорбции (перехода в раствор из взвеси) для речных вод играют достаточно существенную роль. Также на диаграмме видны европиевые и цериевые минимумы.

Eu-аномалия может быть вызвана наличием деплетированного плагиоклаза в водовмещающих породах, в то время как причиной Ce-аномалии могло стать окисление Ce2+ до формы Ce4+ и, соответственно, осаждение последнего в окислительных условиях, присущих исследованным термам.


В ходе изучения вод получены новые данные по изотопному составу кислорода (18O) и водорода (2H) в термальных водах Хабаровского края, которые хорошо коррелируют с данными О.В. Чудаева [8] по изотопному составу термальных источников Приморского края (рис. 2).

Рис. 1. Распределение РЗЭ в термальных и углекислых водах Сихотэ-Алиня, нормированные к NASC, логарифмическая шкала *, данные [17] Рис. 2. Содержание изотопов кислорода–18 и дейтерия в термальных водах Амгинской группы и Сихотэ-Алиня Согласно нашим данным, точки ложатся близко к Мировой линии метеорных вод, выведенной Крэйгом [13], что говорит о метеорном происхождении исследуемых вод, причем выявлена четкая широтная корреляция по изотопам кислорода и водорода. Так, для южных Чистоводненских источников 18O=(–10,8 ‰), а 2H=(–70 ‰). При движении на север происходит «облегчение» кислорода и водорода. Для вод северной Анненской группы в этом случае значения изотопов равны 18O=(–18,8 ‰), а 2H=(– 136,1 ‰), соответственно. Полученные данные подтверждают точку зрения о значительном участии метеорных вод в питании гидротермальных систем, формирующихся в различных геолого-тектонических обстановках, включая зоны современного вулканизма [7, 14].

Данные анализов термальных вод юга Сихотэ-Алиня по содержанию трития показали, что во всех исследованных водах активность трития больше величины фоновой концентрации (MDC), то есть больше, чем 0,3 ТЕ. Однако содержание трития в реках водосборов, в которых локализуются проявления термальных вод, в 4–12 раз выше, чем в самих термальных водах [5].

Растворенные и спонтанные газы рассматриваемых терм представлены в основном азотом с примесью редких газов [3]. Примеси других газов (CH 4, CO2, O2), как правило, незначительны. Если присутствие CH4 и CO2 можно объяснить глубинными процессами, метаморфизмом органики и др., то присутствие кислорода в пробах, видимо, является результатом смешения исследуемых терм с водами гипергенной зоны, насыщенными газами атмосферы [1], что также подтверждается представленными выше данными по содержаниям трития в изученных термах.

Таким образом, воды Амгинской группы являются сульфатно гидрокарбонатными натриевыми кремнистыми, ультрапресными, щёлочными, азотными термальными водами атмогенного происхождения. Высокая скорость водообмена подтверждается количеством и характером распределения редкоземельных элементов. Перед выходом на дневную поверхность термальные воды разбавляются водами зоны гипергенеза, что подтверждается данными по газовому составу, а также содержанию трития.

Литература 1. Барабанов Л.Н., Дислер В.Н. Азотные термы СССР. – М.: Геоминвод, 1968. – 120 с.

2. Богатков Н.М., Кулаков В.В. Анненские термы // Советская геология. – 1966. – № 5.

– С. 153–155.

3. Брагин И.В., Челноков Г.А. Геохимия термальных вод Сихотэ–Алиня. Газовый аспект // Вестник ДВО РАН. – 2009. – № 4. – С. 147–151.

4. Кирюхин В.А., Резников А.А. Новые данные по химическому составу азотных терм юга Дальнего Востока / Вопросы специальной гидрогеологии Сибири и Дальнего Востока. – Иркутск: 1962. – C. 71–83.

5. Харитонова Н.А., Челноков Г.А., Брагин И.В., Вах Е.А. Изотопный состав природных вод юга Дальнего востока России // Тихоокеанская геология. – 2012. – Том 31. – №2. – 2012. – С. 75–86.

6. Чудаев О.В., Чудаева В.А., Брагин И.В. Геохимия термальных вод Сихотэ–Алиня // Тихоокеанская геология. –2008. – Т. 27. – № 6. – С. 73–81.

7. Чудаев О.В. Состав и условия образования современных гидротермальных систем Дальнего Востока России. – Владивосток: Дальнаука, 2003. – 211 с.

8. Чудаев О.В., Чудаева В.А., Брагин И.В. Геохимия термальных вод Сихотэ-Алиня // Тихоокеанская геология. – 2008. – Том 27. – № 6. – С. 73–81.

9. Чудаева В.А., Чудаев О.В., Челноков А.Н., Эдмундс М., Шанд П. Минеральные воды Приморья (химический аспект). – Владивосток: Дальнаука, 1999. – 160с.

10. Чудаева В.А., Чудаев О.В. Качество природных вод Дальнего Востока // Вестник ДВО РАН. – 2001. – № 2. – С. 28–36.

11.Чудаева В.А., Чудаев О.В. Особенности химического состава воды и взвесей рек Приморья (Дальний Восток России) // Тихоокеанская геология. – 2011. – Том 30. – № 2. – С. 102–119.

12. Arnorsson, S., Gunnlaugsson, E. & Svavarsson, H. The chemistry of geothermal waters in Iceland III. Chemical geochemistry in geothermal investigations // Geochim. Cosmochim.

Acta. – 1983. – № 47. – pp. 567–577.

13.Craig, H.I Isotopic variations in meteoric waters // Science. – 1961. – № 133. – pp. 1702–1703.

14. Ellis A.J., and Mahon W.A.J. Chemistry and geothermal systems. – New York:

Academic Press, 1977. – 392 p.

15. Fournier, R.O. Chemical geothermometers and mixing model for geothermal systems // Geo-thermics. – 1977. – № 5. – pp. 41–50.

16. Sholkovitz E. The Aquatic chemistry of rare earth elements in rivers and estuaries // Aquatic geochemistry. – 1995. – vol. 1. – pp. 1–34.

17. Tchepkaia N.A., Chelnokov G.A., Kiselev V.I., Karabtsov A.A. Geochemistry of Na– HCO3 groundwater and sedimentary bedrocks from the central part of Sikhote–Alin mountain region (Far East of Russia) // Applied Geochemistry. – 2007. – pp. 1764–1776.

О МЕТОДАХ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ УРБАНИЗИРОВАННЫХ И ГОРНОДОБЫВАЮЩИХ РАЙОНОВ ОРЕНБУРЖЬЯ А.Я. Гаев, И.В. Куделина, Т.В. Леонтьева Институт экологических проблем гидросферы при Оренбургском государственном университете, Оренбург, Россия E-mail: gayev@mail.ru Общие положения. Информация о подземных водах урбанизированной территории горнодобывающих районов Оренбуржья анализировалась по результатам полевых и камеральных исследований и сопоставлялась с результатами работ предшественников.

Наряду с данными по состоянию природных вод, учитывалось состояние почв, грунтов, илов, воздуха и снегового покрова. Изучены физико-географические условия и геологическое строение города Оренбурга и его окрестностей по фондовым и литературным источникам с выполнением полевых маршрутов, классифицированы и систематизированы источники загрязнения подземных вод, собраны, и систематизированы физико-химические анализы природных и сточных вод и выполнена их статистическая обработка. Составлены и уточнены специализированные карты, схемы и модели по гидросфере исследуемой территории. Современное состояние источников загрязнения природных вод территории оценивалось по результатам натурного обследования, а так же данным статистической отчетности по формам 2-ТП-воздух, 2-ТП-вода. Для оценки влияния загрязнения атмосферы на природные воды использованы данные по состоянию снегового покрова.

Сбор фактического материала осуществлен в полевых условиях и из фондовых источников ряда организаций. Методика их обработки изложена в многочисленных литературных источниках. Подземные воды опробовались из горизонтов зоны активного водообмена, эти воды используются для хозяйственно-питьевого водоснабжения. Подобные водозаборы, к сожалению, легко подвергаются загрязнению.

Учитывались и отбирались пробы из скважин, колодцев, родников, мочажин.

Формируется банк данных по результатам анализов проб воды. Пробы из эксплуатационных скважин и колодцев, или отобранные после предварительной прокачки, оцениваются как наиболее качественные и представительные. Прокачка не эксплуатируемых выработок производилась не менее 2-х раз и до тех пор, пока вода в выработке не становилась свежей с не изменяющимся содержанием хлор-иона.

Для опробования не эксплуатируемых скважин использовались пробоотборники.

Кроме того, собирались данные по изучению режима подземных вод в геологических фондах, Водоканале, центрах Госсанэпиднадзора и в лабораториях предприятий.

Поверхностные воды учитывались по результатам опробования рек, ручьев, озер, водоемов, водотоков и сточных вод предприятий. Густота опробования определялась размещением источников загрязнения. В банк данных заносятся пробы, отобранные в 3-х м от берега. Наиболее представительны данные по водоемам, на которых имеются посты гидрометслужбы. Они характеризуются наличием режимных наблюдений не только за химическим составом вод, их среднемесячными и среднегодовыми данными, но и информацией об уровнях и расходах вод. По этим данным строятся графики-эпюры.

Атмосферные осадки охарактеризованы по результатам изучения снегового покрова, который при выпадении и между снегопадами улавливает в атмосфере частицы пыли и аэрозоли, аккумулируя их. По содержанию пыли в покрове хорошо выделяются контуры воздействия предприятий на окружающую среду. Опробование снегового покрова производится в феврале-марте по известной методике [5, 7]. Блок снега вырезается из стенки снега вплоть до подстилающего грунта, но нижняя часть толщиной в 5 см исключается из пробы, чтобы не загрязнить ее частицами почвы.

Отбор проб и вытаивание снега при температуре не выше 16 оС производится в полиэтиленовом мешке, и таким образом, чтобы объем пробы снеговой воды был не менее 5 л. Вода анализируется после фильтрования. Результаты анализов приобщаются к банку данных. Сухой остаток на фильтре отражает количество пыли в 1 л снеговой воды. Приближенно-количественным спектральным анализом определены тяжелые металлы в составе пыли. Мелкомасштабная сеть опробования снега определялась розой ветров и сгущалась вокруг источников загрязнения.

В гидрометеослужбе Оренбурга собраны среднемесячные и среднегодовые данные о дождевых водах за 11-летний период.

Для выяснения роли состояния и состава почв, грунтов и илов в формирование подземных и поверхностных вод систематизировались данные и отбирались их пробы весом до 0,5 кг из закопушек глубиной 1520 см, стенок карьеров и обнажений горных пород, проб ила из водоемов. Последние отбирались на границе уреза воды. Густота отбора проб определялась наличием и близостью источников загрязнения, а так же уязвимостью природных вод к загрязнению. Для изучения ионно-солевого комплекса почв и грунтов собирались данные и выполнялись водные вытяжки из почв, грунтов и илов при комнатной температуре и давлении [6, 7]. Фильтрат подвергался химическому анализу и по его результатам построены профили-эпюры. «Степень засоленности»

из 100 г пробы определена из суммы солей в водной вытяжке в %. Результаты анализов органических веществ и микроэлементов из фильтрата вытяжки, в основном, заимствованы из литературы [7]. Неполярные органические вещества отвечают содержанию нефтепродуктов в пробах. Собраны данные по более, чем 30-ти микроэлементам, которые определены указанными авторами количественно плазменным, приближенно-количественным спектральным, и атомно-абсорбционным методами анализа. Учитывая особенности техногенеза на исследуемой территории, мы собирали данные по содержанию в компонентах окружающей среды Hg, Cu, Pb, Zn, Co,Ni, Cr, Mn и Cd. Их влияние на здоровье населения оценивалось по уровню загрязнения почв (Хс), в соответствии с известной формулой гигиенистов [4, 6]:

где – сумма коэффициентов концентрации микроэлементов;

Kc – коэффициент, определенный из соотношения реального содержания металла в пробе почвы к величине его местного фона, %. Безразмерный показатель Хc варьирует, позволяя выделить почвы: нейтральные (Хc 55), опасные и чрезвычайно опасные для здоровья людей (Хc 55).

Сведения о загрязнении воздуха собирались в городской, районных и ведомственных лабораториях. Собирались данные по содержанию пыли, углеводородных газов, H2S, CO2, SO2, CO, H2SO4, NH3 и тяжелых металлов.

Собирались и систематизировались среднемесячные и среднегодовые данные, а так же информация о залповых выбросах загрязняющих компонентов. Из водорастворенных газов обращалось внимание на содержание кислорода, сернистого ангидрида, сероводорода и углекислого газа. Кислород имеет низкую растворимость в воде, не превышающую при обычных условиях 31,0 мг/л, а растворимость углекислого газа достигает 878,0 мг/л, сероводорода – 2588,0 мг/л [3].

Мониторинг за состоянием и свойствами природных вод на исследуемой территории должен быть нацелен на изучение их техногенной трансформации в связи с определенной хозяйственной деятельностью [1, 5, 7]. Элементы мониторинга пока не созданы в полном объеме, но уже выполненные наблюдения за состоянием гидросферы позволяют определиться с естественными циклами формирования химического состава вод, без чего нельзя осуществить гидрогеоэкологическое районирование территории и учесть влияние природных и техногенных факторов на гидросферу. Такие наблюдения должны стать основой системы мониторинга за состоянием гидросферы, чтобы открыть возможность прогноза ее состояния в связи с планами дальнейшего хозяйственного освоения территории и ее социально экономического развития, в частности, проблемы питьевых вод и водозаборов централизованного водоснабжения. Наблюдения за качеством отдельных компонентов ОС проводятся по государственной режимной сети. Их результаты приводятся в «Ежегодниках» специальными областными организациями и, по возможности, используются. К сожалению, данные наблюдений за водозаборами не сводятся и не обобщаются. Они только констатируют содержание компонентов относительно норм ГОСТа «Вода питьевая». Эти данные являются весьма ценными, но должны быть усовершенствованы: химический состав воды должен быть дополнен раздельным определением натрия и калия;

продолжительность наблюдений должна соответствовать продолжительности циклов формирования химического состава вод, а именно 24 года [2];

анализы воды на макрокомпоненты должны выполняться не реже одного раза в сезон, а материалы отдельно по каждому участку должны анализироваться по следующей схеме:

1. Строятся графики, отражающие хронологически по каждой скважине поведение компонентов за период наблюдений. В пресных водах концентрации компонентов химического состава сильно варьируют, поэтому графики имеют вид «пилы», но дают представление об общей тенденции изменения во времени.

2. Строятся интегральные кривые, позволяющие определить продолжительность многолетнего цикла миграции компонентов [2]. Интегральная кривая при полном природном цикле представляет собой синусоиду с двумя пересечениями нулевой линии графика и позволяет определить продолжительность цикла. Экстремумы кривой позволяют выделить избыточные и недостаточные концентрации относительно среднемноголетних величин. Поскольку по оси ординат откладывается наращиваемый от года к году коэффициент, а не концентрации компонентов, то нисходящие и восходящие ветви кривой не означают изменение концентраций. Коэффициент вычисляется с учетом среднемноголетних и среднегодовых концентраций.

Интегральные кривые позволяют сравнить режим отдельных скважин и участков и типизировать режимы, что использовано при гидрогеоэкологическом районировании исследуемой территории. Техногенные процессы отражаются на интегральных кривых в виде ломаной линии, даже в пределах одной скважины, что свидетельствует о неустойчивости гидрогеологического режима. В естественных условиях синусоиды кривых приобретают плавный характер. Наиболее информативны супертехнофильные элементы: хлор, сера (SО42-), азот (NO3-) и углерод органический: нефтепродукты, фенолы, пестициды, меркаптаны, бензол, толуол, органические кислоты, ароматические углеводороды (бензопирен, диоксин), ПАВ и др. В настоящее время на водозаборах органические соединения определяются суммарно в виде показателя окисляемости воды или БПК, по которым можно построить интегральные кривые.

3. При мониторинговых наблюдениях эффективны так же тренд- и факторный анализы, которые способны показать соответственно тенденции трансформации компонентов в многолетнем цикле и выявить парную корреляцию между ними путем расчета коэффициентов корреляции и создания корреляционной матрицы, отражающей роль конкретных факторов в формировании вод.

4. Мониторинговые исследования позволяют выявить водоисточники с водой питьевого качества и загрязненной водой. Графики-эпюры (в мг-экв/л), построенные по этим водопунктам за период наблюдений, дают представление о трансформации макрокомпонентного состава вод во времени.

Литература 1. Гаев А.Я., Погосян Ю.М., Галянина Н.П., Савилова Е.Б. Характеристика гидрогеоэкологического состояния Оренбургской области. – М.: Ж. Вода, химия и экология. № 3. – 2012. – С. 3–9.

2. Ковалевский В.С. Комбинированное использование ресурсов поверхностных и подземных вод. – М.: Научный мир, 2001. – 332 с.

3. Корценштейн В.Н. Водонапорные системы крупнейших газовых и газоконденсатных месторождений СССР. – М.: Недра, 1977. – 247 с.

4. Методические указания по оценке степени опасности загрязнения почвы химическими веществами. – М.: Минздрав СССР, ИМГРЭ, 1987. – 25 с.

5. РД 52.04.186-89. Методические рекомендации по оценке степени загрязнения атмосферного воздуха населенных пунктов металлами по их содержанию в снежном покрове и почве. – М.: ИМГРЭ, 1990. – 10 с.

6. Сает Ю.Е. и др. Геохимия окружающей среды. – М.: Недра, 1990. – 335с.

7. Самарина B.C., Гаев А.Я., Нестеренко Ю.М. и др. Техногенная метаморфизация химического состава природных вод (на примере эколого-гидрогеохимического картирования бассейна Урала, Оренбургская область). – Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 1999. – 444 с.

ТРАНСФОРМАЦИЯ НЕФТЯНОГО ЗАГРЯЗНЕНИЯ В ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ ВОДНЫХ ОБЪЕКТОВ В УСЛОВИЯХ КРАЙНЕГО СЕВЕРА Ю.С. Глязнецова, И.Н., Зуева, О.Н., Чалая, С.Х.Лифшиц Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт проблем нефти и газа СО РАН, Якутск, Россия geochemlab@ipng.ysn.ru При попадании в воду нефть подвергается множеству физических, химических, биохимических и механических процессов, одним из которых является сорбция на взвешенных частицах и седиментация в донные отложения [1]. Контроль экологической ситуации на территории объектов нефтегазового комплекса на загрязнение нефтью и нефтепродуктами (НП) показал, что донные отложения являются наиболее информативными. Аккумулируя загрязнители, поступающие с водосбора, они служат индикатором экологического состояния этих территорий и своеобразным интегральным показателем уровня загрязнения. Донные отложения, адсорбируя нефтяные углеводороды (УВ), с одной стороны, ведут к уменьшению их содержания в воде, а с другой, являются вторичным источником загрязнения воды.

Процессы трансформации нефтяных УВ в донных отложениях идут при дефиците кислорода и поэтому протекают крайне медленно. В климатических условиях Якутии, аккумулированные донными отложениями НП могут длительное время оставаться источником загрязнения акваторий вследствие чрезвычайно медленно протекающих процессов биодеградации и деструкции НП. Учитывая, что на территориях объектов НГК Якутии случаются аварийные разливы и утечки нефти и НП, фактор нефтяного загрязнения оказывает существенное влияние на химизм всех гидрологических объектов республики.

Донные отложения в районах с постоянными нефтяными поступлениями отличаются высоким содержанием УВ и вариабельностью концентраций [2].

В данной работе представлены результаты исследований трансформации нефтезагрязнения донных отложений озера Талое за 5 лет. Озеро было загрязнено в результате аварии на нефтепроводе «Талакан-Витим», которая произошла в мае 2006 г.

В данном районе проводится ежегодный экологический мониторинг в рамках экспедиционных работ СО РАН.

Аналитический комплекс исследований включал: экстракцию проб донных отложений с выделением хлороформенного битумоида (ХБ), ИК-Фурье спектроскопию, жидкостно-адсорбционную хроматографию и хромато-масс спектрометрию.

Спустя год после аварии содержание ХБ в донных отложениях составляло 30,53% и соответствовало высокому уровню загрязнения по классификации Гольдберга [1]. В 2008 году уровень нефтезагрязнения снизился до 14,84%, к 2011г. до 0,08% (табл. 1).



Pages:     | 1 |   ...   | 16 | 17 || 19 | 20 |   ...   | 26 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.