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 |   ...   | 19 | 20 || 22 | 23 |   ...   | 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 21 ] --

Современные геофизические методы позволяют получить данные формационного анализа глубокопогруженных зон осадочного чехла и фундамента [5].

На схеме распространения типов формаций на срезе –5000 м (рис. 1) на большей части севера ЗСМБ глубокопогруженные зоны выполнены нижнеюрской морской и прибрежно-морской песчано-глинистой формацией.

Рис. 1. Схема распространения типов формаций Западной Сибири на срезе –5000 м Платформенные формации [5]: 1 – нижне среднепалеозойская карбонатно-терригенная, 2 – верхнепалеозойская терригенно-углисто вулканогенная (тунгусская серия), 3 – триасовая континентальная песчано-глинистая, 4 – нижнеюрская морская и прибрежно-морская песчано-глинистая. Формации тафрогенов и внутриплатформенных орогенов: 5 – палеозойская терригенно-карбонатно-вулканогенная, 6 – нижнемезозойская терригенно-вулканогенная, 7 – граница складчато-метаморфических комплексов фундамента.

В Надым-Пурской и Пур-Тазовской НГО эта зона окаймляется узкой полосой развития триасовой континентальной песчано-глинистой формации (тампейская серия), а на северо западе и на севере (Ямальская и Гыданская НГО) развита нижне-среднепалеозойская карбонатно-терригенная формация.

Вниз по разрезу (срез –7000 м) нижнеюрская формация практически исчезает, а большое площадное распространение получили тампейская серия триаса и нижне-среднепалеозойская карбонатно-терригенная формация (рис. 2).

Прогноз типов формаций по данным ГИС подтвердился результатами бурения и данными керна глубоких и сверхглубоких (ТСГ-6, ТСГ-7) скважин. В северных районах ЗСМБ на глубинах около 7000 м триас-юрские отложения сохраняют коллекторский потенциал по всему разрезу.

Открытая пористость в них достигает 20 %.

В скв. ТСГ-6 на глубине около 4 км отмечены гидрокарбонатные натриевые воды с минерализацией 7,3 г/л, йода – 7 мг/л, брома – 13 мг/л. Поровые растворы песчаников имеют минерализацию 6–10 г/л, а в пурской свите (Т1-2) в интервале 6174– Рис. 2. Схема распространения типов 6300 м минерализация составляет около 1 г/л.

формаций Западной Сибири на срезе – Таким образом, просматривается 7000 м [5] установленная нами ранее инверсионная (усл. обозначения см. на рис. 1) модель ионно-солевого состава и снижения минерализации воды с глубиной, также используемая для регионального прогноза нефтегазоносности ЗСМБ.

Континентальные условия накопления осадков в триасовом периоде предопределяют преимущественно инфильтрационный генезис и гидрокарбонатно натриевый (по В.А. Сулину) тип подземных вод, претерпевающих в дальнейшем глубокие преобразования при смене континентального режима осадконакопления (регрессия) морским (трансгрессия). Погружение и прогибание пластов, увеличение литостатического давления привели к накоплению седиментационных вод, к инъекциям элизионных (возрожденных) вод в коллекторы и их смешению с инфильтрационными. Метаморфизация вод и поступление газопаровых флюидов из мантии при активизации тектонических движений в течение 200-миллионолетнего периода времени сформировали современный облик подземных вод этого глубинного гидрогеологического комплекса ЗСМБ.

Палеозойская формация, представленная в верхней части терригенной толщей с вулканогенно-углистыми отложениями тунгусской серии, а в нижней – карбонатно терригенным комплексом, формировалась как в континентальных, так и морских условиях, что предопределило облик подземных вод смешанного типа.

Таким образом, новый фактический материал по глубоким скважинам подтверждает представления о гидрогеологической стратификации и ее связи с нефтегазоносностью ЗСМБ, изложенные нами ранее [3, 4].

Литература 1. Бочкарев В.С., Брехунцов А.М., Дещеня Н.П., Лукомская К.Г., Тулубаев С.А.

Геодинамика Западной Сибири в триасовом периоде // Горные ведомости. – 2005. – № 3. – С. 4–19.

2. Матусевич В.М. Гидрогеология Западно-Сибирской равнины // Материалы 27 сессии МГК. Тезисы. – Т.IX. – Ч.2.– М.: Наука, 1984. – С. 373–374.

3. Матусевич В.М., Бакуев О.В. Геодинамика водонапорных систем Западно Сибирского нефтегазоносного бассейна // Советская геология. – 1986. – № 2. – С. 117–122.

4. Матусевич В.М., Рыльков А.В., Ушатинский И.Н. Геофлюидальные системы и проблемы нефтегазоносности Западно-Сибирского мегабассейна. – Тюмень:

ТюмГНГУ, 2005. – 225с.

5. Немченко Н.Н., Ровенская А.С., Гиршгорн Л.Ш. Прогноз фазового состояния УВ на больших глубинах в западной Сибири [Электронная версия] – Режим доступа:

http://geolib.narod.ru/Journals/OilGasGeo/1989/11/Stat/01/stat01.html.

6. Ставицкий Б.П., Матусевич В.М. Палеогидрогеология Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна // Подземные воды Сибири и Дальнего Востока: Материалы V совещания. – Иркутск: СО АН СССР, 1970. – С. 72–77.

7. Сурков В.С., Жеро О.Г. Фундамент и развитие платформенного чехла Западно Сибирскогй плиты. – М.: Недра. – 143 с.

8. Триас Западной Сибири // Материалы к стратиграфическому совещанию по мезозою Западно-Сибирской плиты. – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2001. – 226 с.

СМОЛЕНЦЕВ ЮРИЙ КОНСТАНТИНОВИЧ. К 80-ЛЕТИЮ СО ДНЯ РОЖДЕНИЯ В.М. Матусевич, А.Р. Курчиков, Л.А. Ковяткина Тюменский государственный нефтегазовый университет, Россия E-mail: vyru@mail.ru В 2013 году исполнилось 80 лет со дня рождения одного из видных ученых Сибирской школы гидрогеологов Юрия Константиновича Смоленцева. Выпускник Томского политехнического института начинал свою трудовую и научную деятельность в родном городе Томске, но большая часть его жизни и многогранной деятельности связана с Тюменью. Здесь Юрий Константинович проявил себя как руководитель научных экспедиций и региональных тематических работ по изучению поземных вод Западной Сибири, организатор кафедры земельного кадастра, ее лабораторий и учебного процесса, как непревзойденный методист и исследователь ресурсов подземных вод, их формирования и использования. Его с соавторами многотомные отчетные материалы до настоящего времени являются актуальными и широко используются специалистами научно-производственных организаций при оценке запасов подземных вод, на его работы ссылаются многие ученые, студенты, аспиранты, докторанты при написании дипломных и диссертационных работ.

Смоленцев Юрий Константинович родился 17 января 1933 г. в городе Томске, в семье рабочего. Отец, Смоленцев Константин Михайлович, 1909 года рождения перед Великой Отечественной войной работал в Томском индустриальном институте (ТИИ) лаборантом на кафедре электросварки, в первые дни войны был призван в ряды Красной Армии, защищал Москву и пропал без вести в апреле 1942 года под Смоленском.

Мама, Кононова Людмила Христофоровна, 1914 года рождения всю жизнь проработала на различных должностях в ТИИ (ТПИ), так же как и два его брата – Евгений и Виктор.

В 1950 г. Смоленцев Ю.К. окончил школу в г. Томске, а в 1955 г. – Томский политехнический институт (ТПИ) по специальности «Гидрогеология и инженерная геология», в 1965 г. (заочно) – аспирантуру при ТПИ по специальности «Гидрогеология», Юрий Константинович Смоленцев в 1986 г. – докторантуру (2 года в должности доктор геолого-минералогических старшего научного сотрудника) при ТюмГНГУ наук, профессор по специальности «Гидрогеология». Ученик (17.01.1933–22.02.2007) В.А. Нуднера.

Трудовой путь начал в Томской экспедиции Гипродортранса инженером-геологом (1955–1956 гг.). Затем работал гидрогеологом, старшим гидрогеологом партии и старшим гидрогеологом Томской комплексной геологоразведочной экспедиции ЗСГУ и НТГУ (1956–1957 гг., 1962–1963 гг.). С 1957 по 1962 гг. Смоленцев Ю.К. – ассистент и аспирант очного обучения кафедры гидрогеологии и инженерной геологии ТПИ.

В 1963 г. по приглашению Г.П. Богомякова и В.А. Нуднера переехал в г. Тюмень. В 1967 г. Ю.К. Смоленцев защитил кандидатскую диссертацию.

Работал начальником тематической гидрогеологической партии в филиале СНИИГГИМСа (1963–1965 гг.), а затем руководителем сектора ресурсов пресных вод ЗапСибНИГНИ (1965–1974 гг.). С 1974 г. по 1980 г. – заведующий кафедрой гидрогеологии и инженерной геологии ТИИ (ТюмГНГУ). Это было время резкого увеличения подготовки инженерных кадров, и это был период дальнейшего развития кафедры. На кафедре работали до 10 преподавателей – кандидатов наук, ежегодный выпуск специалистов достигал 65–70 инженеров в год.

С переходом из ЗапСибНИГНИ в 1974 году Ю.К.Смоленцева на кафедру ГИГ ТИИ продолжились его исследования по региональной оценке ресурсов пресных подземных вод олигоцен-четвертичного водоносного комплекса. Это были исключительно масштабные исследования, о чем свидетельствуют ежегодные объемы ассигнований, которые составляли около 1 млн. рублей (в масштабах цен 70-х – 80-х годов). Данная тема также продолжалась около 10 лет. По результатам исследований этой темы впоследствии (1983 г.) была защищена кандидатская диссертация выпускником кафедры В.Т. Цацульниковым, а в 1996 году ответственный исполнитель этой темы доцент Ю.К. Смоленцев защитил докторскую диссертацию на тему «Пресные подземные воды Западно-Сибирского мегабассейна (формирование и практическое использование)».

Ю.К. Смоленцев – организатор (1999 г.) и первый заведующий кафедрой земельного кадастра и геоинформационных систем (1999–2002 гг.). В 2000 году получил «Лицензию» на образовательный процесс по специальности 311000 «Земельный кадастр».

За два года Ю.К. Смоленцев создал три учебные лаборатории кафедры кадастра:

«Почвоведения», «Геодезии» и «Фотограмметрии».

Научные звания Ю.К. Смоленцева:

старший научный сотрудник (1971 г.), доцент (1980 г.), с 1992 г. по 1999 г. – профессор кафедры гидрогеологии и инженерной геологии ТИИ, член-корреспондент РАЕН (1998 г.).

За период работы на кафедре ГИГ им прочитаны многие основные курсы лекций, он автор рабочих учебных планов Юрий Константинович Смоленцев специальностей 0107, 08.04, 011400, 080300, – студент Томского политехнического 311000, в том числе опубликованной УМО-Т института 8/4-7,5. Им подготовлены к защите более дипломных проектов, многие из них отмечены на региональном уровне.

Ю.К. Смоленцев – член Совета УМО и УМС РФ по образованию в области землеустройства и кадастров, бессменный председатель методической комиссии ИГиГ, член Учебно-методического Совета ТюмГНГУ, член Ученого Совета ИГиГ, член диссертационного Совета Д212.273.05 при ТюмГНГУ.

В списке научных и методических трудов Ю.К. Смоленцева более 160 работ, более 120 из них опубликованы. Он основной соавтор 10 монографий, в том числе таких широко известных работ как «Гидрогеология СССР», т. ХVI. Западная Сибирь (1970 г.), «Ресурсы пресных и слабоминерализованных подземных вод южной части Западно-Сибирского артезианского бассейна» (1991 г.) и многих других. Он автор многих гидрогеологических карт Атласа СССР, Атласа Тюменской области, Атласа ЯНАО, Государственных гидрогеологических карт. Основные публикации посвящены региональной гидрогеологии Западно-Сибирского мегабассейна (ЗСМБ), вопросам формирования главного природного ресурса – пресных подземных вод, составлению кадастра пресных подземных вод, оценке качества пресных питьевых подземных вод, их естественных и эксплуатационных ресурсов, проблемам мониторинга, экологии и охраны подземной гидросферы Западной Сибири, картографированию основных гидрогеологических характеристик зоны пресных подземных вод ЗСМБ и другим вопросам гидрогеологии Западной Сибири. Результаты его научной работы широко используются в учебном процессе в качестве учебных пособий и в работе производственных организаций. Ю.К. Смоленцев – ответственный редактор и автор учебных пособий и многих методических указаний.

Ю.К. Смоленцев – участник различных Международных и Всероссийских съездов, конференций и совещаний. Долгие годы Ю.К. Смоленцев являлся членом НТС и ТКЗ Главтюменьгеологии, экспертом ТКЗ. За успехи в работе он награжден медалями «За доблестный труд», «В ознаменование 100-летия со дня рождения В.И. Ленина»

(1970 г.) и «Ветеран труда» (1990 г.). В 1998 г. он награжден знаком «Почетный работник высшего профессионального образования России».

Строгий учитель, опытный руководитель, известный ученый, добропорядочный гражданин и великолепный семьянин, Юрий Константинович прошел трудный и интересный жизненный путь. К сожалению, тяжелая болезнь прервала его жизнь, но его творческий след, светлая память о нем еще надолго сохранятся в умах и сердцах научной общественности.

ТИПИЗАЦИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ВОД ПОДЗЕМНЫХ И ПОВЕРХНОСТНЫХ ИСТОЧНИКОВ НИЖНЕГО ПОВОЛЖЬЯ Н.Г. Мязина Оренбургский государственный университет, Россия E-mail: miazinanatalia@rambler.ru Нижнее Поволжье – контрастный регион юго-, юго-востока Восточно Европейской платформы. Территория исследования в структурно-гидрогеологическом отношении неоднородна. Это регион сочленения трех крупных тектонических элементов: Воронежской антеклизы и Прикаспийской впадины в пределах Восточно Европейской платформы с докембрийским фундаментом, кряжа Карпинского с палеозойским основанием и Скифо-Туранской эпигерцинской платформы.

Проведенная типизация подземных вод и рассолов дает представление о минеральных водах как поверхностных, так и подземных источников, которые встречаются на исследуемой территории.

Установление аналогов отдельных типов минеральных вод, обнаруженных на территории, выполнялось с помощью классификационной таблицы В.В. Иванова и Г.А. Невраева [3]. Поиск аналогов местных минеральных вод сводился к последовательному определению среди них группы (по наличию специфических биологически активных элементов), подгруппы (по газовому составу), класса (по анионному составу), подкласса (по катионному составу) и типа (по совокупности гидрогеохимических показателей). При определении последнего учитывались минерализация вод, ее температура, рН и концентрация специфических компонентов [5]. Для выявления типов минеральных вод были также использованы «Кадастр подземных минеральных вод» [4] и ГОСТ Р 54316-2011 «Воды минеральные природные питьевые» [1], Классификация минеральных вод и лечебных грязей для целей их сертификации [6] и «Основные критерии оценки химического состава минеральных вод» [2].

Типизация минеральных вод Нижнего Поволжья приведена в таблице 1. В ней показаны аналоги реально существующих в регионе типов минеральных вод (клетки, обведенные жирными линиями), типы, существование которых возможно (не обведенные клетки) и типы природных вод, геохимически «запрещенные» для исследуемого региона (темные клетки).

Таблица Типизация минеральных вод Нижнего Поволжья Классы и Группы вод подклассы Без Железис Бромные, М, «специфических» тые Сульфидные йодные, г/л компонентов «полиме Под борные Классы и свойств тальные»

классы Подгруппы N2 N2 CH4 N2 N2 CH до Mg-Ca HCO Na Mg-Ca HCO3 1- SO4 Ca-Na Кишиневский Mg-Ca-Na Айвазовский HCO3-Cl Na 1- SO4 Варницкий Ca-Na 1- HCO Гайский SO4 Al-Mg-Ca 5- SO4 Луганский Mg-Na-Ca 1- HCO3-Cl Чартакский 1- Na Каспийский 5- Алма-Атинский 1- Ca-Na Ергенинский 5- SO4-Cl Хиловский 1- Mg-Ca-Na Солигаличский 10- Феодосийский 1- Na Нижне-Ивкинский 7- Cl -SO Угличский Ca-Na 3- Лысогорский Mg-Na 15- Ижевский Mg-Ca-Na 2- Миргородский 1- Нижнесергин- Талиц ский кий, Вr 5- Na Минский Cl Старорусский 1 10- Друскининкайский Талгинский Ca-Na 3- Воло Красно- Усть-Качкин Усольский годский 36- усольский ский Вr Na Моско Cl 150 Ишимбайский Рассолы вский Усть Ca-Na 150 Чартакский Качкин (Mg-Na) ский – тип минеральной воды, установленной в Волгоградской Ергенинский области – тип минеральной воды, существование которого возможно – геохимически запрещенный тип воды – тип минеральной родниковой воды, установленный в Кишиневский Волгоградской области К геохимически «запрещенным» типам минеральных вод, для формирования которых на территории области нет реальных геологических предпосылок, относятся, как уже отмечалось, углекислые и кремнистые термальные воды, которые вообще не включены в классификационную таблицу.

Всего в подземной гидросфере Волгоградской области и Нижнего Поволжья обнаружено 32 типа минеральных лечебных вод, из которых 22 относятся к группе без «специфических» компонентов и свойств. В этой группе наиболее широко представлены кислородно-азотные воды.

Большое разнообразие типов отмечается в сульфатно-хлоридном и хлоридно сульфатном классе минеральных питьевых вод. Здесь установлены близкие аналоги Чартакского, Каспийского, Алма-Атинского, Ергенинского, Хиловского, Феодосийского, Угличского, Ижевского типов и.т.д. Типы хлоридных соленых вод и рассолов представлены Миргородским, Минским, Друскининкайским.

Клетки, закрашенные зеленым цветом (табл. 1), отражают типизацию минеральной родниковой воды, установленной в Волгоградской области. Всего в подземной гидросфере области обнаружено 12 типов минеральных лечебных вод, которые относятся к группе без «специфических» компонентов и свойств.

Минеральные воды без «специфических» компонентов и свойств применяются для лечения желудочно-кишечных заболеваний, болезней обмена веществ, хронических заболеваний печени и др.

В среде сероводородных (сульфидных) вод бальнеологического (наружного) назначения установлено 4 типа, отличающиеся друг от друга концентрацией H2S, ионно-солевым, газовым составом и величиной минерализации. Они относятся к Красноусольскому, Талгинскому или Мацестенскому, Усть-Качкинскому, Ишимбайскому типам (табл. 1). Чаще используются воды с небольшими концентрациями сероводорода (25–100 мг/л) при заболеваниях сердечно-сосудистой системы, а с более высокими концентрациями H2S до 250 мг/л при заболеваниях периферических сосудов, нервной системы, опорно-двигательного аппарата и т.д.

Йодо-бромная группа минеральных вод в исследуемом регионе представлена азотными и азотно-метановыми хлоридными натриевыми водами и кальциево натриевыми рассолами, относящимися к Талицкому, Вологодскому, Московскому, Усть-Качкинскому типам. В первую очередь, они представляют интерес в бальнеотерапевтическом отношении для лечения многих болезней сердечно сосудистой, нервной, костно-мышечной систем, кожных и других заболеваний.

В разбавленном состоянии (до 10–15 г/л) бромные рассолы могут быть использованы и для лечебно-питьевых целей при условии сохранения кондиционных количеств элемента (25 мг/л).

В артезианских бассейнах в области распространения сульфатно-галогенной формации кунгурского яруса нижней перми (Приволжско-Хоперском, Северо Каспийском, Сыртовском, Доно-Донецком) бор накапливается в хлоридных натриевых и хлоридных магниево-натриевых рассолах нижнепермских и верхнепермских отложений и средне- и верхнекаменноугольных отложений. Эти рассолы могут быть использованы для приготовления лечебных ванн. Бор участвует в обменных реакциях, обладает антимикробными свойствами и способствует лечению кожных заболеваний.

Воды бальнеотерапевтические, используемые для приготовления лечебных ванн (сероводородных, йодо-бромных и др.), не должны иметь минерализацию более 150 г/л.

Встречаются бальнеологические воды, которые не отражены в типизации автора.

Таким примером являются воды, выведенные скважиной № 32 с глубины 658–700 м из известняков среднедевонских отложений (D2nr2) Новоаннинского района, хлоридного натриево-магниево-кальциевого состава с минерализацией 68,6 г/л и содержанием брома до 290 мг/л. Химический состав представлен формулой Курлова:

Cl M 68.6 pH 7. Ca 44Mg 2 33Na В настоящее время возрос интерес к экологически чистой питьевой пресной и минеральной воде, как основе жизнедеятельности человека. Воды родников используются ограничено местным населением, хотя по производительности и качеству воды они могут быть основой крупных производств по розливу ценной природной питьевой и минеральной воды. К сожалению, в продаже нет местной минеральной родниковой воды питьевого качества. В настоящее время в Волгоградской области не существует промышленного розлива минеральной родниковой воды. Нет родника или группы родников, для которых были бы подсчитаны эксплуатационные запасы. Производительность родника при соответствующем каптаже может быть доведена до 3–5 л/с, это 300 тыс. л/сут, или 260– 430 м3/сут родниковой воды. Реализация вод принесла бы весомый вклад в экономику области и оказала благотворное влияние на здоровье населения.

Минеральные озера являются своеобразными поверхностными месторождениями минеральных вод. К ним относятся озера, вода которых имеет общую минерализацию свыше 1 г/л. По генезису формирующихся в озерах солей на территории Поволжья, как правило, встречаются континентальные (материковые) озера. Воды минеральных озер имеют различный химический состав, в районе Прикаспийской синеклизы озера по составу хлоридные натриевые (оз. Баскунчак), магниевые (оз. Эльтон) с минерализацией до 300 г/л и более [8].

Донные отложения минеральных озер представлены илами-пелодами, которые используются на многих курортах как лечебные грязи.

На протяжении последнего столетия природные ресурсы Мёртвого моря разрабатываются с нарастающей интенсивностью. Использование ресурсов Мертвого моря составляет 1/5 в экономике Израиля. Налажена целая индустрия по извлечению брома, получению оксида магния, изготовлению фармацевтических и косметических средств, а также удобрений. Все предприятия построены с учетом экологических требований, что позволило создать вдоль Мертвого моря санаторно-курортную зону международного значения с грязелечением, климатотерапией и гелиотерапией [7].

Несмотря на уникальность гидроминеральных ресурсов Мертвого моря и в связи с назревающей экологической катастрофой этого региона, регион Нижнего Поволжья обладает огромным рекреационным потенциалом и возможностью популяризации бальнеологических и климатических курортов озер Эльтон и Баскунчак, хотя бы в масштабах России. В Заволжье в пределах Прикаспийской низменности расположено несколько крупных горько-соленых озер – Боткуль, Горько-Соленое, Эльтон, которые могут служить и служат источниками для бальнеологии (грязи, рапа) и для минералогического и химического производства (извлечение брома, оксида магния, лечебной косметологии и т. д.).

В регионе Западной и Восточной Сибири представлены минеральные воды всех семи групп классификационной таблицы В.В. Иванова, Г.А. Невраева. Регион обладает огромным рекреационным потенциалом и возможностью использования минеральных вод в бальнеологии и для розлива.

Литература 1. ГОСТ Р 54316-2011. Воды минеральные природные питьевые. – М.:

Стандартинформ, 2011.

2. Иванов В.В. Основные критерии оценки химического состава минеральных вод. – М.: Центрсоветкурорт, 1982. – 93 с.

3. Иванов В.В., Невраев Г.А. Классификация подземных минеральных вод. – М.:

Недра, 1964. – 167 с.

4. Кадастр минеральных вод СССР. – М.: Центрсоветкурорт, 1987. – 111 с.

5. Куликов Г.В., Желваков А.В., Бондаренко С.С. Минеральные лечебные воды СССР.

– М.: Недра, 1991. – 399 с.

6. Классификация минеральных вод и лечебных грязей для целей их сертификации, методические указания № 2000/34 РНЦ восстановительной медицины и курортологии Минздрава России. – М.: 2000. – 75 с.

7. Мязина Н.Г. Сопоставление гидрохимических особенностей озера Эльтон и Мертвого моря // Водные ресурсы. – Екатеринбург. – № 1. – 2013. – С. 52–59.

8. Мязина Н.Г. Закономерности формирования и распространения минеральных вод в гидрогеологических структурах Волгоградской области. – Волгоград: Изд-во ВолГУ, 2008. – 212 с.

МИКРОКОМПОНЕНТНЫЙ СОСТАВ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ СОЛЕНЫХ ОЗЕР УБСУНУРСКОЙ КОТЛОВИНЫ (ЮГО-ВОСТОЧНАЯ ТУВА) 1 1 Ч.К. Ойдуп, Р.Ш. Донгак, С.С. Щацкая Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН, Кызыл, Россия Институт химии твердого тела и механохимии СО РАН, Новосибирск, Россия E-mail: oydup_ch@mail.ru В работе приводится микрокомпонентный состав донных отложений соленых озер на тувинской части Убсунурской котловины. Тувинская часть Убсунурской котловины представляет собой южный опустыненно-степной район Тувы и охватывает территорию, расположенную к югу от хр. Танну-Ола и юго-западу от хр. Сангилен вплоть до государственной границы с МНР. Основным элементом территории района являются равнины, лежащие на 750–1000 м над уровнем моря (рис. 1). Бессточная Убсунурская котловина мезо-кайнозойского возраста с северо-востока граничит с крупной геологической структурой Тувино-Монгольского субконтинентального массива (ТММ), представленного раннепалеозойскими литийсодержащими пегматитовыми полями (Сольбельдирские и Тастыгские) и средне позднепалеозойскими щелочно-гранитоидными образованиями с редкометальной редкоземельной (Улуг-Танзекский массив) специализацией.

Рис. 1. Схематическая геологическая карта М 1:200 000 с расположением соленых озер (Юго-Восточная Тува) 1 – рыхлые отложения;

2 – вулканогенно-осадочные отложения кусунугской свиты, нижний кембрий;

3 – кислые эффузивы, туфы, линзы известняков серлигской свиты, нижний кембрий;

4 – мраморы, гнейсы, амфиболиты, кристаллические, слюдистые сланцы мугурской свиты, средний протерозой. Интрузивные образования: 5 – бренский комплекс: лейкограниты, граносиениты, нижний девон;

6 – граниты порфиробластические, тоналиты, адамелиты, нижний палеозой;

7 – тесхемский комплекс, нижний кембрий: габбро, пироксениты, верлиты, габбро-пегматиты,;

8 – акдовуракский комплекс, нижний кембрий: гарцбургиты и их серпентиниты;

9 – дуниты и их серпентиниты;

10 – пресноводная скважина.

С севера и северо-запада –с Таннуольской, Агардагской офиолит-островодужной структурными зонами, сформированными на этапах зарождения, существования и закрытия Палеоазиатского океана. Они представлены вулканогенно-осадочными толщами кембрия, интрудированными ультрамафит-мафитовыми магматическими комплексами.

Климат района резко континентальный с сильными контрастами в ходе годовых и суточных колебаний температур и низкой влажностью. Низкая влажность климата связана с высоким испарением и изолированностью котловины от влажных северо западных ветров, на пути которых, кроме хребтов Западного Саяна, стоят еще мощные барьеры Танну-Ола и Сангилен.

Изучаемые озёра Дус-Хол, Шара-Нур, Бай-Хол и солончак Кок-Хол располагаются на абсолютных отметках 916–1012 м.

Озеро Шара-Нур (50°14.602’ с.ш.;

94°36.415’ в.д.) расположено в междуречье Нарин-Гол и Тес-Хем на абсолютной отметке 916 м над уровнем моря (рис. 1).

Площадь водного зеркала составляет около 4,12 км2, форма озера овальная, вытянутая с северо-востока на юго-запад. Вода озера Шара-Нур слабосоленая щелочная сульфатно-хлоридная натриевая с минерализацией 19 г/л и близкими значениями сульфатов и хлоридов. Значения хлор/сульфатного коэффициента около единицы являются показателем пропорционального обогащения вод этими элементами благодаря испарительным процессам. В слабосоленых водах оз. Шара-Нур наблюдается концентрирование относительно кларка морской воды ряда микрокомпонентов: в десятки (U, Co, Zr ), в сотни (Ge, Co, Mn, Al, Cr) и тысячи раз (Zn, Cu, Th).

Озеро Дус-Хол (оз. Самагалтай по Пиннекеру, 1966 [1]) (50°14.65’ с.ш.;

94°35.893’ в.д.) расположено восточнее оз. Шара-Нур, на отметке 1018 м над уровнем моря, 40–60 км южнее с. Самагалтая. Водоем с востока окружен невысокими возвышенностями, где местами отмечаются останцы гранитных выходов, а с запада расположен хребет Кара-Шат (Агардагская офиолитовая зона). На севере водосборной площади озера протекает река Тес-Хем. На днище озера Дус-Хол залегают вулканогенно-осадочные образования офиолитового комплекса. Большая часть озера представлена солончаком, площадь только водоемной части около 0,35 км2, глубина 0,3–0,5 м. Дно водоема выложено слоем самосадочной соли белого цвета. Вода озера Дус-Хол представляет собой крепкий рассол с преобладанием хлоридов и натрия.

По химическому составу вода озера слабощелочная хлоридная магниево-натриевая с минерализацией 318 г/л. Преобладание концентраций хлор-иона над сульфат-ионом и хлора над натрием, при сопоставимых концентрациях последних, указывает на дополнительный, кроме испарительного концентрирования, процесс обогащения вод натрием. Эти обстоятельства и испарительные процессы способствовали концентрированию в рассолах оз. Дус-Хол химических элементов: в тысячи Th и десятки тысяч раз Zn, Cu, Ni, Sb, Cr, Al, Mn, сотни раз – U, V и десятки раз – Mo, As относительно кларка морской воды.

Озеро Бай-Хол (50°20.686’ с.ш.;

95°01.731’ в.д.) с абсолютной отметкой уровня 1072 м над уровнем моря расположено в другой ложбинке в 8 км к востоку от оз. Дус Хол. Площадь водного зеркала составляет 3,0 км2 с максимальной глубиной до 15 м.

Озеро имеет округлую форму, днище озера преимущественно выполнено гнейсами, гранитами, коренные выходы которых обнажаются на восточном борту озера. Вода оз. Бай-Хол имеет более высокую минерализацию – 28,5 г/л, слабощелочную реакцию среды и сульфатно-хлоридный магниево-натриевый состав. В слабосоленых водах озера наблюдается высокое концентрирование химических элементов относительно кларка морской воды: в десятки U, Y, Zr, в сотни – Cr, Al, Mn, Se, Sb, Ge и до тысячи раз выше, чем в морской воде – Zn, Cu, Th. Эти данные сопоставимы с концентрациями в рассмотренном выше слабосоленом оз. Шара-Нур.

В 2-х км к востоку от оз. Бай-Хол (рис. 1) в логу северо-восточного простирания находится солончак Кок-Хол (50°19.785’ с.ш.;

95°02.101’ в.д.) площадью около 0,25 км2. Отложения в солончаке Кок-Хол представлены илистым, липким материалом темно-серого цвета. Солончак находится непосредственно в логу с четким наклоном в сторону реки, т.е. была возможность стока в реку, что способствовало истощению водных ресурсов, и постепенному усыханию сформировавшего его озера. Наличие пересыхающего озера Дус-Хол и солончака Кок-Хол свидетельствуют о значительной роли процессов испарения в формировании озер, расположенных на днище бессточной Убсунурской котловины, определяющих снижение объемов воды вплоть до усыхания озер и экстремального повышения минерализации вод.

Геохимия донных отложений. Мелководность озер, сильная гидродинамическая деятельность способствуют перемешиванию всей водной толщи и перераспределению осадочного материала в донных отложениях озер.

В прибрежной части озер (Бай-Хол, Шара-Нур) до глубин 1–2 м выделяются обломки разного состава и мелкозернистый песок, которые к центральной части озера переходят в мелко-тонкообломочный материал и глинистый ил. Для донных отложений озера Шара-Нур характерны повышенные содержания по Pb относительно кларка осадочных пород [2] (превышение от 2 до 9 раз) и Sr (до 5 раз). Отмечается увеличение содержания Br, J с глубиной. Есть тенденция к увеличению содержания лития с глубиной, при этом его концентрация ниже кларка осадочных пород. В пробе ила, отобранного с глубины 5 м, урана содержится до 20 г/т, хотя на меньших глубинах его содержание ниже или на уровне кларка осадочных пород. В соседнем пресноводном озере отмечаются превышения по тем же элементам, однако их значения меньше.

Содержание Li в осадках озера Дус-Хол составляет 9,13–16,2 г/т. Для сравнения в донных осадках соленых озер Южной Сибири содержится 4–29 г/т Li [3]. Аналогично с оз. Шара-Нур наблюдаются повышенные содержания Pb, Bi, Sr (по одной пробе превышение кларковых значений до 6 раз, в остальных – на уровне кларка). Брома в донных осадках больше, чем в рассоле почти в 2 раза. Также фиксируется наличие йода от 5 до 10 раз больше, чем в морской воде. Содержание урана колеблется от 1, до 10,00 г/т, что ниже, чем на оз. Шара-Нур.

На озере Бай-Хол пробы отбирались на северном, восточном и западном участках.

Повышенные содержания U отмечаются только на северном и западном участках, где материал донного осадка – тонкодисперсный песок с примесью ила. Содержания I, Br находятся на уровне кларка осадочных пород. Наблюдается присутствие Pb в одной пробе и Bi во всех трех пробах.

На солончаке Кок-Хол пробы отбирались по одному профилю в трех точках от края к центру. В глинистых осадках солончака наблюдаются аномально высокие содержания U во всех трех точках опробования в отличие от предыдущих озер.

Превышения кларков осадочных пород наблюдаются по Sr, Br, J, однако они ниже, чем для озер Шара-Нур и Дус-Хол. Содержание Li выше, чем в остальных озерах (10–26,7 г/т).

Источником экстремальных повышенных концентраций таких элементов как Pb, Sr, U, Bi могут быть гидротермы, циркулирующие вдоль глубинных зон дробления, и месторождения редкоземельной и редкометальной специализации, связанные с палеозойскими внутриплитными литийсодержащими пегматитовыми полями и щелочно-гранитоидным магматизмом. А вот накопление Br и J можно объяснить наличием тонкого глинистого материала донных отложений, обогащенного органическим веществом, и ионно-солевым составом озерных вод. В меньших количествах их накопление происходит путем испарительного концентрирования.

На рис. 2 представлены спектры распределения РЗЭ в песчаных и глинистых осадках соленых озер, нормированные к средней осадочной породе по [4]. Спектры редкоземельных элементов отличаются по уровню распределения. Образец, отобранный с запада озера, имеет самый низкий уровень распределения РЗЭ по сравнению с остальными (рис. 2а). Наблюдаемый слабый отрицательный наклон кривой говорит об обогащении осадков легкими РЗЭ, источником которых являются питающие озеро пресноводные ручьи. По сравнению с западным участком озера содержание РЗЭ в других образцах, отобранных из оз. Бай-Хол, повышено в 2 и 4 раза, соответственно.

Образцы, отобранные из оз. Дус-Хол и солончака Кок-Хол, представлены серыми глинистыми отложениями и имеют содержания РЗЭ на уровне восточного берега Бай Хол (рис. 2б). Осадки озера Шара-Нур на глубине 5 м (рис. 2б), представленные тонкодисперсным илом, показывают низкое содержание и относительно равномерное распределения РЗЭ. В целом, содержания РЗЭ в тонкозернистых и пелитовых осадках намного ниже, чем в средней осадочной породе.

а.

б.

Рис. 2. Распределение РЗЭ в песчаных (а) и глинистых (б) отложениях соленых озер Убсунурской котловины. Данные нормированы по «средней осадочной породе» по [4] 1 – оз. Бай-Хол, восточный берег;

2 – оз. Бай-Хол, северный берег;

3 – оз. Бай-Хол, западный берег;

4 – оз. Дус-Хол;

5 – солончак Кок-Хол;

6 – оз. Шара-Нур, 1 м;

7 – оз. Шара-Нур, 5 м Из наиболее благоприятных факторов для накопления гидроминеральных ресурсов по [5] отмечаются: 1. Восточная Тува – западный фланг Байкальской рифтогенной зоны;

2. регион считается редкометальной (особенно по литию) провинцией;

3. озера расположены в днищах бессточных впадин, являющихся естественными топо-структурными ловушками;

4. участие в питании озер принимают подземные источники. Тем не менее, по результатам исследований озер промышленно значимые гидроминеральные ресурсы не обозначились. Несмотря на близость месторождений литиевых пегматитов, концентрация лития в водах озер и донных отложениях не превышает фоновых содержаний. На наш взгляд основная причина в их местоположении. Река Тес-Хем, протекающая по северной границе котловины, является огромным барьером – все что вымывается и выщелачивается из коренных месторождений, полностью попадает в реку. Вместе с тем, общий ионно-солевой состав и наличие в озерных водах и донных отложениях повышенных концентраций ряда микрокомпонентов позволяют отнести их к разряду лечебных. Воды соленых озер и донные отложения (ил) в данной котловине используются местным населением для лечения широкого круга заболеваний: нервной, опорно-двигательной систем, кожных и пр. заболеваний.

Работа выполнена при финансовой поддержке интеграционного проекта «Гидроминеральные ресурсы Сибири и сопредельных территорий: рудогенерирующий потенциал, новые технологии комплексной переработки, экологическая безопасность»

№ 110.

Литература 1. Пиннекер Е.В. Минеральные воды Тувы. – Кызыл: Тувинское кн. изд., 1968. – 105 с.

2. Краткий справочник по геохимии: 2-е изд. – М.: Недра, 1977. – 184 с.

3. Владимиров А.Г. и др. Сравнительный анализ литиеносности соленых озер Южной Сибири и Монголии // Материалы Всероссийского научно-практического совещания «Литий России: минерально-сырьевые ресурсы, инновационные технологии, экологическая безопасность». – Новосибирск, 2011. – С. 21–27.

4. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. – М.: Наука, 1976. – 268 с.

5. Исупов В.П. Владимиров А.Г., Шварцев С.Л. и др. Химический состав и гидроминеральные ресурсы соленых озер Северо-Западной Монголии // Химия в интересах устойчивого развития. – 2011. – Т. 19. – С. 141–150.

ФОРМИРОВАНИЕ АЗОТНЫХ И УГЛЕВОДОРОДНЫХ ГАЗОВ В ПРОЦЕССЕ ЭВОЛЮЦИОННОГО РАЗВИТИЯ СИСТЕМЫ «ВОДА–ПОРОДА»

1 С.Х. Павлов, К.В. Чудненко Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Институт геохимии имени А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия E-mail: spavlov@crust.irk.ru Формирование и распространение окисленных и восстановленных форм углерода является одним из наиболее проблемных вопросов геохимии. Длительная и острая дискуссия об органическом [6] и абиогенном [7] происхождении углеводородов в значительной степени относится и к азоту [2, 8 и мн. др.]. Одни и те же геохимические процессы на конкретном геологическом объекте рассматриваются исследователями с диаметрально противоположных точек зрения и, в соответствии с исходными позициями, делаются соответствующие выводы.

В данной работе проведено изучение эволюционного развития системы «вода– порода» с целью выяснения состава формирующихся растворов и возможности генерации углеводородных и азотных газов внутри системы «вода–порода», без привлечения их из других внешних источников.

Исследование проведено с помощью программного комплекса «Селектор»

по степени протекания гидрогеохимического процесса. В процессе моделирования масса воды, равная 1 кг, была постоянной, а количество породы, взаимодействующей с водой, последовательно увеличивалось от 10-6 до 1 кг. Система, закрытая к атмосфере моделировалась при температуре 50 оС и давлении 90 бар, близких к пластовым условиям альпийского складкообразования [3, 4]. Изучение процессов физико химических взаимодействий воды проведено с образцами песчаных, глинистых и кремнистых отложений, состав которых взят из работы [5], содержащей наиболее полные данные о химическом составе главных типов пород земной коры, с определением летучих компонентов (C, Cl, F, S). Данные о количестве присутствующего в породах азота взяты из работы [1].

Для понимания роли состава породы в процессе ее эволюционного преобразования вначале было проведено исследование взаимодействия воды с породой, состав которой соответствует результатам рядового силикатного анализа, то есть без участия летучих компонентов. В этом случае, при взаимодействии воды с аргиллитом, формируются высокощелочные растворы с рН10, с высокими восстановительными свойствами и минерализацией 1 г/кг Н2О. Интересен состав этих растворов. Среди катионов, наряду с обычным для состава природных вод ионом натрия, присутствует гидроксид марганца. В анионной части ведущими являются силикатный и гидроксид ионы. Кремний, наряду с силикатным ионом, находится также в виде кремнекислоты, стабильное содержание которой сохраняется в значительном интервале взаимодействий. В растворе содержатся такие нейтральные комплексные соединения, как гидросиликат натрия и оксид марганца.

При взаимодействии воды с песчаником и кремнистыми породами формируются растворы, сходные по составу с растворами аргиллита, но у песчаника их щелочность несколько выше, а у кремнистых пород заметно ниже. Это различие наиболее ярко проявляется в общей минерализации раствора. Если в растворах аргиллита она едва превышает 1 г/кг Н2О, то в растворах песчаника ее значение выше 1.6 г/кг Н2О, а в кремнистых породах не достигает и 0.5 г/кг Н2О. Примечательной особенностью растворов пород, в составе которых отсутствуют летучие, является наличие нонвариантных точек, с момента появления которых, несмотря на увеличение взаимодействующей с водой массы породы, параметры раствора не изменяются. Таким образом, в системе вода–порода, не содержащей летучие компоненты, гидрогеохимические процессы подавлены, и состав формирующихся растворов не отражает состав природных вод.

На следующем этапе были исследованы образцы пород, в составе которых присутствуют средние значения концентрации летучих компонентов и азот. Были сформированы модели, в которых углерод представлен как его наиболее устойчивой формой графитом, так и наиболее реакционно-активной – аморфным углеродом.

С введением в модель состава породы более близкого к реальному, физико химические процессы в системе «вода–порода» существенно активизировались. Среди вторичных минеральных образований появляются пирит, фторапатит, карбонаты, графит и флюорит. Доля этих минералов в твердой фазе относительно массы взаимодействующей с водой породы незначительна, но влияние их на состав формирующихся растворов существенное или даже определяющее.

С увеличением степени взаимодействия воды с породой, в которой углерод присутствует в форме графита, происходит повышение восстановительных и щелочных свойств растворов и увеличение минерализации, максимальные значения которой достигают уже 2 г/кг Н2О. Устойчивый в целом процесс осложняется некоторыми колебаниями, вплоть до инверсии, происходящими в момент появления в твердой фазе определенных новообразованных минералов.

С повышением отношения порода/вода происходит увеличение концентрации катионов, которое раньше всего заканчивается у магния, затем у калия и кальция. Рост содержания магния в растворе прекращается при появлении в твердой фазе клинохлора. Если такие минералы как фторапатит, сфен и ломонтит замедляют накопление ионов кальция, то с появлением в твердой фазе анкерита, содержание растворенного кальция уменьшается. Аннит замедляет рост концентрации ионов калия, а мусковит уменьшает их содержание. При величине минерализации, соответствующей минерализации подземных вод, главным катионом формирующихся растворов является натрий, содержание которого устойчиво увеличивается до момента появления в твердой фазе анальцима, который замедляет, но не прекращает его накопление в растворе. Другим катионом, содержание которого увеличивается до высоких (100 мг/кг Н2О) значений, является аммоний.

Рассматриваемые растворы имеют сложный анионный состав. В достаточно широком интервале взаимодействий формируются карбонатно-гидрокарбонатные воды. Примечательным для данной системы является то, что, несмотря на присутствие в породе серы, она слабо проявляется в растворе только в форме гидросульфидного иона и концентрируется в основном в твердой фазе в виде пирита. В данной системе слабое развитие в растворе получил кремний, который лидирует лишь на начальных этапах взаимодействия. Содержание ионов хлора и фтора равномерно увеличивается с повышением отношения порода/вода. И, если хлор, который не имеет вторичных минеральных образований, сохраняет тенденцию устойчивого роста, то фтор, на развитие которого слабо влияет формирование фторапатита, достигая высоких концентраций в растворе, начинает перераспределяться между водной и твердой фазами, в пользу последней, где он аккумулируется в виде флюорита.

Примечательной особенностью данной системы является то, что в растворе появляются метан и азот. Эти компоненты также имеют тенденцию устойчивого роста.

Но если у азота она сохраняется во всем исследованном интервале взаимодействий и его содержание достигает 500 мг/кг Н2О, то у метана рост концентраций прекращается, и содержание его стабилизируется на уровне 10 мг/кг Н2О. Происходит это в результате перераспределения углерода между раствором и твердой фазой, где углерод аккумулируется в виде графита. В растворе происходит перераспределение азота между аммонием и азотом в пользу азота, т.е. в этом случае формируются азотные воды.

При взаимодействии воды с породой, содержащей углерод в реакционно активной форме, в твердой фазе исчезает графит, зато среди карбонатных минералов появляется кальцит.

Состав растворов аргиллита, содержащих аморфный углерод, в целом достаточно близок к составу растворов аргиллита, в котором присутствует графит, но в то же время имеет существенные отличия. Для растворов аморфного углерода характерно накопление углерода в высоких концентрациях как в окисленных его формах в виде карбонатных и гидрокарбонатных ионов, так и в восстановленной форме в виде метана, содержание которого в растворе достигает 1100 мг/кг Н2О. Но это лишь меньшая его часть. Основная доля метана находится в газовой фазе и достигает 4560 мг/кг Н2О.

Суммарное содержание растворенного и газообразного метана достигает значительной величины – 7890 мл/кг Н2О, т. е. – газовый фактор равен 8. Таким образом, даже при средней величине концентрации углерода в породе и реальных значениях степени взаимодействия, могут сформироваться значительные объемы углеводородов.

Особенно важно то, что процесс этот протекает в результате гидролитического диспропорционирования органического вещества [9].

Для того чтобы выяснить степень соответствия модельных расчетов реальным условиям, подобные расчеты были проведены с реальным составом водовмещающих пород Тункинской впадины на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны, из той части гидрогеологического разреза, в которой распространены метановые термальные воды.

Сопоставление гидрохимических характеристик модельных растворов и природной метановой гидрокарбонатной натриевой воды из скважины в п. Жемчуг показало в целом достаточно хорошую сходимость результатов моделирования с составом реальных терм. Тем не менее, существенные различия имеются у магния, кальция, аммония, гидросиликатного и карбонатного ионов.

Поскольку модельные расчеты соответствуют условиям водоносного горизонта (in situ), а результаты химического анализа метановых терм получены в лабораторных условиях (in vitro), было исследовано поведение модельного раствора при подъеме его из условий водоносного горизонта на поверхность без взаимодействия с породой, т.е.

по варианту движения по «трубе». Именно это и происходит в реальности при выводе метановых вод в п. Жемчуг. Давление изменялось от 80 до 1 бар, температура от 45 оС (пластовые условия) до 39 оС – температуры, которую имеет вода на изливе. Система закрыта к атмосфере, за исключением последнего резервуара: в одном случае закрытость в нем сохраняется, в другом – он открывается к атмосфере.

Подъем к поверхности азотно-метановой содовой воды с высоким содержанием аммония и карбонатных ионов сопровождается уменьшением рН, минерализации и концентрация карбонатных ионов. Но особенно резкие и значительные изменения происходят при открытии раствора к атмосфере. Резко уменьшаются щелочность и содержание карбонатных ионов, при этом увеличиваются концентрация гидрокарбонатов и минерализация. Подъем термальных вод к поверхности приводит к значительному уменьшению содержания аммония и гидросиликатных ионов, а открытие системы к атмосфере – к выводу этих компонентов из раствора. Раствор дегазируется, и метан, а также азот, переходят в газовую фазу, и составы модельного и реального растворов становятся очень близкими.

Таким образом, взаимодействие воды с алюмосиликатными породами, выполняющими Тункинскую впадину и содержащими летучие компоненты, в которых углерод представлен реакционно-активной формой, формирует модельные растворы, отвечающие составу природных азотно-метановых гидрокарбонатных натриевых вод.

Наблюдающиеся отличия составов модельных растворов и результатов анализа проб природных терм обусловлены различием температуры и давления в водоносном горизонте и в лабораторных условиях, и открытостью последних к атмосфере.

Модельные растворы более близко отражают состав термальных вод в водоносном горизонте, чем результаты их химических анализов.

Образование метана может происходить не только в результате биохимических, термических и термокаталитических превращений органического вещества. Метан также образуется в породах, содержащих органическое вещество в процессе его гидролитического диспропорционирования. Моделирование однозначно показало, что среднее значение содержания углерода в породе обеспечивает формирование высоких концентраций растворенного и газообразного метана.

Соотношение между азотом и метаном в растворе зависит от формы углерода, содержащегося в осадочных образованиях, и от степени взаимодействия воды с породой.

Литература 1. Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. – 1962. – № 7. – С. 555–571.

2. Волынец В.Ф., Задорожный И.К., Флоренский К.П. Об изотопном составе азота в земной коре // Геохимия. – 1967. – № 5. – С. 587–593.

3. Ежов Ю.А., Вдовин Ю.П. К вопросу о вертикальной гидродинамической зональности земной коры // Сов. геол. – 1970. – № 8. – С. 66–76.

4. Капченко Л.Н. Гидрогеологические основы теории нефтегазонакопления. – Л.:

Недра, 1983. – 263 с.

5. Ронов А.Б., Ярошевский А.А., Мигдисов А.А. Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. – М.: Наука, 1990. – 182 с.

6. Современная гидрогеология нефти и газа (фундаментальные и прикладные вопросы) // Материалы Всероссийской научной конференции посвященной 85-летию А.А. Карцева. – М.: ГЕОС, 2010. – 533 с.

7. Современное состояние теории происхождения, методов прогнозирования и технологий поисков глубинной нефти // 1-е Кудрявцевские Чтения. Материалы Всероссийской конференции по глубинному генезису нефти. – М.: ЦГЭ, 2012. – 495 с.

8. Яницкий И.Н. О механизме формирования гелиеносных газов // Сов. геол. – 1974. – № 11. – С. 53–66.

9. Helgeson H.C., Knox A.M., Owens C.E. Shock E.L. Petroleum, oil field waters, and authigenic mineral assemblages: are they in metastable equilibrium in hydrocarbon reservoirs? // Geochim. Cosmochim. Acta – 1993. – V. 57.– No. 14.– pp. 3295–3339.

МИКРОКОМПОНЕНТНЫЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД ВОДОЗАБОРА ПОСЕЛКА ЮЖНЫЙ ГОРОДА БАРНАУЛА И.В. Радюк Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: Radyuk_Ilya@mail.ru Водозабор подземных вод расположен в Алтайском крае в городе Барнауле поселке Южном. Вся система водоснабжения п. Южный проектировалась и строилась в комплексе с предприятием «Ротор». Сейчас водозабор состоит из 4 артезианских скважин общей производительностью 7500 м3/сут. Водозабор обеспечивает питьевой водой 25000 жителей поселка.


В феврале 2012 года была смонтирована и запущена станция обезжелезивания.

Цикл водоподготовки включает в себя удаление растворенных сероводорода и углекислого газа в баке дегазаторе-деаэраторе и удаление из воды растворенных в ней железа и марганца на шести напорных скорых фильтрах с загрузкой из кварцевого песка. Вода подается в два резервуара чистой воды объемом 1400 м3 каждый.

Обеззараживание воды осуществляется блоком ультрафиолетовых установок.

Летом 2012 года нами были произведены измерения параметров pH, Eh и температуры по скважинам водозабора и на станции обезжелезивания до фильтров и после. Данные приведены в таблице 1.

Таблица Результаты полевых измерений скв. до фильтра скв. 2 скв. 3 скв. 13 скв. 17 после фильтра параметр (смесь 2,3,17) pH 8,1 7,8 8,2 7,8 8,1 7, Eh -45 -56 -80 -74 70 температура 9,1 8,3 9,8 9,0 8,7 9, По значению pH воды слабощелочные. Среднее значение температуры по скважинам составляет 9 °С. В воде скважин присутствует запах сероводорода. По значению Eh воды на скважинах характеризуются восстановительной обстановкой, а воды цикла водоподготовки – окислительной. В результате цикла водоподготовки температура воды повышается на 0,8°С.

Одновременно были отобраны пробы воды с 4 скважин водозабора с целью получения микрокомпонентного состава методом ICP MS (масс-спектральный с индуктивно связанной плазмой) в химико-аналитическом центре «Плазма». Результаты анализа приведены в таблице 2.

Таблица Микрокомпонентный состав воды по скважинам (результаты ICP MS) № скв.

№ 2 3 13 п/п элемент содержание, мг/дм 1 Li 0,0061 0,0010 0,0044 0, 2 Be 0,0001 0,0001 0,0001 0, 3 B 0,13 0,049 0,11 0, 6 Al 0,011 0,0055 0,0077 0, 8 P 0,16 0,61 0,31 0, 9 K 0,35 1,87 1,56 1, 11 Sc 0,002 0,002 0,002 0, 12 Ti 0,001 0,0048 0,0074 0, 13 V 0,00025 0,0014 0,0015 0, 14 Cr 0,012 0,0084 0,010 0, 15 Mn 0,37 0,066 0,20 0, 16 Fe 0,92 1,04 1,07 0, 17 Co 0,00019 0,00012 0,00021 0, 18 Ni 0,0028 0,002 0,0037 0, 19 Cu 0,0018 0,00046 0,00077 0, 20 Zn 0,011 0,0019 0,017 0, 21 Ga 0,000023 0,0000097 0,000014 0, 22 Ge 0,000041 0,000012 0,000017 0, 23 As 0,013 0,00096 0,0023 0, 24 Se 0,005 0,005 0,005 0, 25 Br 0,036 0,19 0,25 0, 26 Rb 0,00034 0,0034 0,00071 0, 27 Sr 1,00 0,33 0,76 0, 28 Y 0,00001 0,00001 0,000025 0, 29 Zr 0,00018 0,000097 0,000083 0, 30 Nb 0,00001 0,00001 0,00001 0, 31 Mo 0,0043 0,0018 0,0031 0, 32 Ru 0,00005 0,00005 0,00005 0, 33 Rh 0,00005 0,00005 0,00005 0, 34 Pd 0,0001 0,0001 0,0001 0, 35 Ag 0,00034 0,0001 0,0001 0, 36 Cd 0,00002 0,00002 0,00002 0, 37 In 0,0000049 0,000002 0,000002 0, 38 Sn 0,000015 0,00010 0,000002 0, 39 Sb 0,000020 0,0000016 0,0000040 0, 40 Te 0,002 0,002 0,002 0, 41 I 0,0096 0,053 0,078 0, 42 Cs 0,00003 0,00010 0,00003 0, 43 Ba 0,14 0,032 0,057 0, Таблица 2. (продолжение) 44 La 0,000014 0,0000084 0,0000094 0, 45 Ce 0,000005 0,000005 0,0000093 0, 46 Pr 0,000005 0,000005 0,000005 0, 47 Nd 0,000005 0,000005 0,000005 0, 48 Sm 0,000005 0,000005 0,000005 0, 49 Eu 0,000005 0,000014 0,0000056 0, 50 Gd 0,000005 0,000005 0,000005 0, 51 Tb 0,000005 0,000005 0,000005 0, 52 Dy 0,000005 0,000005 0,000005 0, 53 Ho 0,000005 0,000005 0,000005 0, 54 Er 0,000005 0,000005 0,000005 0, 55 Tm 0,000005 0,000005 0,000005 0, 56 Yb 0,000005 0,000005 0,000005 0, 57 Lu 0,000005 0,000005 0,000005 0, 58 Hf 0,000005 0,000005 0,000005 0, 59 Ta 0,000005 0,000005 0,000005 0, 60 W 0,00019 0,0001 0,0001 0, 61 Re 0,00005 0,00005 0,00005 0, 62 Os 0,00005 0,00005 0,00005 0, 63 Ir 0,00005 0,00005 0,00005 0, 64 Pt 0,00005 0,00005 0,00005 0, 65 Au 0,000001 0,000001 0,000001 0, 66 Hg 0,000004 0,000004 0,000004 0, 67 Tl 0,00001 0,00001 0,00001 0, 68 Pb 0,000052 0,000011 0,00011 0, 69 Bi 0,00001 0,00001 0,00001 0, Как видно из таблицы 2 содержание железа и марганца по сравнению с нормами СанПиН 2.1.4.1074-01 «Питьевая вода» является повышенным. Концентрация железа в подземных водах составляет 0,77–1,07 мг/дм3, марганца – 0,05–0,37 мг/дм3. Для доведения воды до нормативных показателей, как было сказано выше, построена станция водоподготовки.

СПОСОБ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ФОНОВЫХ КОНЦЕНТРАЦИЙ ВЕЩЕСТВ В БОЛОТНЫХ ВОДАХ О.Г. Савичев, М.В. Решетько Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: OSavichev@mail.ru В настоящее время оценка допустимых сбросов загрязняющих веществ (ЗВ) в водотоки и водоёмы (озёра, водохранилища, моря) осуществляется согласно [3] на основе сравнения концентраций веществ: 1) предельно допустимых (ПДК);

2) фоновых концентраций веществ в водотоках и водоёмах (Сф), концентрациях в сточных водах, сбрасываемых в водотоки и водоёмы (Сст). Сущность метода определения допустимого сброса ЗВ (ДС) в водоток или водоём заключается в умножении значений расхода сточных вод (qст) на допустимую концентрацию вещества в сточных водах (Сст.дк), где:

ПДК Сст.дк n Cф Cф. (1) f(C), (2) где n – кратность разбавления сточных вод;

kC – константа самоочищения;

– время добегания водных масс от источника загрязнения до контрольного створа. Фоновые концентрации веществ в воде водотоков определяются согласно [6]. По состоянию на 01.03.2013 г. в Российской Федерации утверждённые методики определения фоновых концентраций веществ в болотных водах и допустимого сброса веществ в болота отсутствуют, а нормативная база представлена лишь в части: 1) определения фоновых концентраций веществ в болотных водах – руководство по проведению гидрометрических и гидрохимических наблюдений на болотах на сети станций Росгидромета [5];

2) определения допустимых сбросов загрязняющих веществ в болота – 2.1) разработки РосНИИВХ МПР в виде научных публикаций и производственных отчётов;

2.2) региональный документ [1]. Однако эти разработки не соответствуют существующему природоохранному законодательству, современной структуре органов охраны природы и не позволяют оценить фоновые концентрации веществ в болотах разного типа и допустимые концентрации веществ, поступающих в эти болота со сточными водами.

Под фоновой концентрацией понимается концентрация, рассчитываемая применительно к данному источнику примесей в фоновом створе водного объекта при расчетных гидрологических условиях и с учётом всех источников примесей, кроме рассматриваемого. На практике за фоновую концентрацию вещества Сф, согласно [6], принимается статистически обоснованная верхняя доверительная граница среднего содержания этого вещества, вычисленная с доверительной вероятностью 95 % по результатам гидрохимических наблюдений в створе, расположенном выше по течению от выпуска сточных вод:

Z С, Cф Сср (3) M где Z – критическое значение коэффициента Стьюдента при уровне значимости =5 %;

М – длина ряда гидрохимических наблюдений;

Сср – среднее арифметическое значение концентрации вещества в водном объекте в период года, наиболее неблагоприятный с точки зрения самоочищения;

С – среднее квадратическое отклонение концентрации вещества.

Недостатки метода определения допустимых концентраций веществ в сточных водах заключаются в следующем: 1) простота модели (1) исчезает при попытке учесть с помощью многочисленных коэффициентов разнообразные природно-техногенные условия, наблюдаемые на реальных водных объектах, а изменение концентраций веществ далеко не всегда может быть описано уравнением смешения сточных вод и вод приёмника стоков;

2) нет утверждённой методики определения кратности разбавления сточных вод в болоте;

даже для водотоков и водоёмов (озёр, водохранилищ, морей) метод ограничен значениями СфПДК;

при значениях Сф ПДК принимают Сст.дк=ПДК, поскольку нет методики, позволяющей доказать, что повышенный относительно ПДК фон – природный;

но в болотных водах по определению всегда повышенный уровень содержания органических веществ и продуктов их трансформации;

3) нет регламентированного способа определения фоновых концентраций вещества в болотных водах;

4) при использовании методик, разработанных для водотоков и водоёмов, не учитываются гидрохимические условия болот по трофности болотной растительности, типу торфа и преобладающей торфяной залежи, геоморфологии [12].

С учётом этого в Томском политехническом университете были выполнены исследования с целью разработки способа определения фоновых концентраций веществ в болотных водах на основе данных государственного и локального экологического мониторинга водных объектов. Достижение этой цели осуществлялось в результате последовательного анализа процессов формирования химического состава болотных вод по следующей схеме.

1. Процесс переноса загрязняющих веществ в болотных водах рассматривается преимущественно как процесс геомиграции в деятельном горизонте болота на основе анализа упрощенного уравнения переноса вещества в водном объекте без устойчивых однонаправленных течений. При отсутствии данных наблюдений глубина деятельного горизонта определяется для каждого болотного фитоценоза по литературным данным.

2. Выделяется окрайка болота (полоса на границе болота с глубинами торфяной залежи между нулевой глубиной торфа и средней на участке от края болота до максимальной высотной отметки поверхности болота). Необходимость выделения окрайки обусловлена различным химическим составом болотных вод и условиями его формирования в переходной полосе на границе болота (окрайке) и в основной части болота, под которым, согласно [2], понимается «природное образование, занимающее часть земной поверхности и представляющее собой отложения торфа, насыщенные водой и покрытые специфической растительностью». При определении границ окрайки выделяется три группы болот: 1) большие болота со значительной амплитудой колебания глубин (за пределами диапазона глубин, удовлетворяющих условию 4), выпуклой поверхностью болота и стоком воды с выпуклой части болота на границу болота и суходола, в реку или внутриболотное озеро;


2) большие болота со значительной амплитудой колебания глубин (за пределами диапазона глубин, удовлетворяющих условию 4), с плоской или вогнутой поверхностью болота и преимущественным стоком с суходола в болото, в том числе для болот в поймах и на надпойменных террасах;

3) малые болота с незначительной амплитудой колебания глубин (в пределах диапазона глубин, удовлетворяющих условию 4):

Z Z тз тз, (4) hср.тз h hср.тз M тз M тз где Z – критическое значение коэффициента Стьюдента при уровне значимости =5 %;

Мтз – длина ряда измеренных глубин торфяной залежи;

hср.тз – среднее арифметическое значение глубины торфяной залежи на участке от нулевой глубины торфа до максимальной высотной отметки поверхности болота (без очёса);

тз – среднее квадратическое отклонение глубин торфяной залежи на указанном выше участке. Внешняя граница окрайки (по отношению к болоту) принимается по линии нулевых глубин торфа, а внутренняя – по линии средней глубины торфяной залежи с учётом погрешности её определения на участке от нулевой глубины торфа до максимальной отметки поверхности болота в районе расположения выпуска сточных вод. Расчётное положение внутренней границы окрайки уточняется по данным полевого обследования болотных фитоценозов. Для болот с глубинами торфяной залежи в диапазоне глубин, удовлетворяющих условию (4) окрайка не выделяется, а расчёт фоновых концентраций проводится для всего болотного профиля.

3. Определяется фоновая концентрация вещества Cф в болотных водах как верхний предел определения среднего геометрического для однородного участка болота. Способ основывается на предположении, что гидрохимический фон соответствует условно равновесному состоянию системы «вода – порода».

Соответственно, фоновая концентрация представляет собой математическое ожидание в сложившихся природно-антропогенных условиях и при наличии данных наблюдений может быть рассчитана как среднее геометрическое за статистически однородный период продолжительностью достаточной, чтобы охватить несколько циклов маловодных и многоводных лет.

3.1. Для определения фоновой концентрации проводятся наблюдения за химическим составом болотных вод в деятельном горизонте болота отдельно для предварительно выделенных окрайки болота и однородных участков болота.

Гидрохимические наблюдения выполняются в соответствии с требованиями [5].

3.2. Проводится исключение экстремальных значений согласно [11]. В случае, если достигаются поставленные требования, то проводится расчёт фоновой концентрации вещества в болотных водах по формуле (5):

, (5) где Z – критическое значение коэффициента Стьюдента при уровне значимости =0.05;

М – длина ряда гидрохимических наблюдений;

Сг – среднее геометрическое значение концентрации вещества в болотных водах;

Cv – коэффициент вариации.

4. Проводится определение допустимой концентрации вещества в сточных водах Сст.дк на основе сравнения двух выборок объёмом M в условно фоновом (Cф) и нарушенном (Сr) состояниях для такого уровня антропогенного воздействия на водный объект, при котором его состояние существенно не меняется [7]. При этом концентрация вещества в болотных водах на расстоянии r от выпуска сточных вод в болото определяется по формуле:

kС r Cr C0 f (C ) C0 exp qст 2 D 0.5 hдг, (6) где Cr – концентрация вещества в болотных водах на расстоянии r от выпуска сточных вод в болото, мг/дм3 (r в м);

C0 – концентрация вещества в загрязненных болотных водах (при отсутствии данных о составе сточных и болотных вод принимается C0=Сст), мг/дм3;

kC – константа самоочищения;

D – коэффициент диффузии, м2/с;

hдг – глубина деятельного горизонта, м;

– угол сектора распространения примеси [4].

5. При наличии источника загрязнения в пределах рассматриваемого участка болота определяется радиус влияния rав источника загрязнения. Данные, полученные в пределах радиуса rав, не используются для расчёта фоновых концентраций Cф.

Контрольные пункты гидрохимических наблюдений устанавливаются не далее 500 м от выпуска сточных вод по контуру стекания в количестве не менее двух.

Таким образом, авторами предложен способ определения фоновых концентраций веществ в болотных водах, основанный на определении верхнего предела среднего геометрического значения концентрации вещества в болотных водах для однородных участков болота, в которые непосредственно поступают сточные воды, но за пределами зоны влияния выпуска сточных вод. Фоновые концентрации веществ в болотных водах измеряются отдельно для окрайки (полосы на границе болота с глубинами торфяной залежи между нулевой глубиной торфа и средней на участке от края болота до максимальной высотной отметки поверхности болота) и однородных (по преобладающему болотному фитоценозу и геоморфологическому положению) участков болота. Способ оценки допустимых концентраций веществ в сточных водах, сбрасываемых в болота, заключается в определении концентрации вещества в сточных водах Сст.дк на основе сравнения двух выборок объёмом M в условно фоновом (Cф) и нарушенном (Сr) состояниях для такого уровня антропогенного воздействия на водный объект, при котором его состояние существенно не меняется.

Для опредения допустимых концентраций веществ в сточных водах, сбрасываемых в болота, и фоновых концентраций веществ в болотных водах используются данные государственного и локального экологического мониторинга.

Пункты гидрохимических наблюдений устанавливаются: 1) для определения фоновых концентраций – на окрайке болота и на каждом однородном (по болотному фитоценозу и геоморфологическому положению) участке болота за пределами радиуса влияния выпуска сточных вод;

2) для контроля – не менее чем в двух пунктах по контуру стекания болота на расстоянии не далее 500 м от выпуска сточных вод.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 13-05- р_сибирь_а) и ФЦП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития научно-технологического комплекса России на 2007-2013 годы»

(госконтракт № 11.519.11.6044).

Литература 1. Временные методические указания по проведению расчётов фоновых концентраций веществ в болотных водах и предельно допустимых сбросов (ПДС) вредных веществ в болота со сточными водами. – Томск: ГУПР и ООС по Томской области. Пр. № 0533/з от 23.07.2003 г., 2003. – 28 с.

2. ГОСТ 19179-73. Гидрология суши. Термины и определения. – М.: Изд-во стандартов, 1988. – 47 с.

3. Методика разработки нормативов допустимых сбросов веществ и микроорганизмов в водные объекты для водопользователей. Утв. Приказом МПР России от 17.12.2007 г.

№ 33. – М.: Министерство природных ресурсов России, 2007. – 37 с.

4. Льготин В.А., Савичев О.Г. Оценка допустимых сбросов загрязняющих веществ в болота Томской области // Водоснабжение и санитарная техника. – 2007. – № 5. – С. 33–38.

5. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 8. – Л.: Гидрометеоиздат, 1990. – 360 с.

6. Проведение расчётов фоновых концентраций химических веществ в воде водотоков.

РД 52.24.622-2001. – М.: Росгидромет, 2001. – 68 с.

7. Савичев О.Г. Проблемы нормирования сбросов загрязняющих веществ в поверхностные водные объекты // Вода: химия и экология. – 2010. – № 9. – С. 35–39.

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ЛИПИДОВ ОЗЕРНОГО ГЕНЕЗИСА ЮГА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ 1,3 2 3 О.В. Серебренникова, М.А. Дучко, Е.В. Гулая, Е.Б. Стрельникова Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия Национальный исследовательский Томский государственный университет, Россия Институт химии нефти СО РАН, Томск, Россия E-mail: ovs49@yahoo.com, maria.duchko@gmail.com, egulaya@yandex.ru В работе был проанализирован состав, содержание и распределение органических соединений в липидах торфа болота Тёмное, отобранного на глубине 100, 285 и 295 см, а также в водах озера Мурашка и в подземных водах этого района. Участок, на котором заложены скважины отбора подземных вод, находится на берегу озера Мурашка и образован олиготрофной шейхцериево-осоково-сфагновой сплавиной болота Тёмное.

Залежь торфа имеет озерный генезис. На первых этапах ее формирование происходило за счет произрастающих в озере водных и прибрежноводных растений, а также переотложения торфов суходольных залежей бортов озера в условиях неглубокого, обогащенного кислородом водоема [1]. В последующем верховые торфа отлагались сфагновой сплавиной в условиях стабильно высокого уровня болотных вод и, вследствие достаточно быстрого их перехода в анаэробные условия инертного слоя, имеют низкую степень разложения [2].

Исследованные торфа разреза характеризуются низкой степенью разложения (R) и зольностью (A) и незначительно различаются содержанием битуминозных компонентов (липидов), представленных преимущественно углеводородами (УВ) и кислородорганическими соединениями (КОС) (табл. 1).

Таблица Характеристика исследованных торфов сплавины болота Тёмное Индекс Глубина Содержание в сухом торфе R, % A, % образца отбора, см мг/г мкг/г Липиды УВ КОС Т-100 100 4 1.8 19.9 165.1 30. Т-285 285 13 2.4 25.6 33.9 18. Т-295 295 13 2.5 18.3 26.9 23. С увеличением глубины содержание в торфе УВ снижается, а КОС – увеличивается.

Среди УВ исследованных торфов доминируют н-алканы состава С14–С с преобладанием гомологов С21–С23. Наряду с н-алканами, в торфах присутствуют ароматические УВ, бициклические терпены типа кадинена с различным положением двойных связей и заместителей в молекулах, а также пентациклические терпеноиды [3].

Ароматические УВ представлены алкилбензолами состава до С19, нафталинами, включающими нафталин, метил-, диметил- триметил-, тетраметилнафалины и кадален, фенантренами, включающими фенантрен, метил-, диметил-, триметилфенантрены и ретен, а также тетрациклическими аренами – пиреном, флуорантеном, бензантраценом и хризеном. На глубине 100 см и 295 см в торфах присутствует, кроме того, пентациклический бенз(а)пирен.

По составу пентациклических терпановых УВ исследованные торфа различаются незначительно, причем во всех доминирует гопан состава С 31. На рис. 1 представлена масс-фрагментограмма липидов торфа, отобранного на глубине 295 см, а также структуры некоторых пентациклических терпеноидов.

Рис. 1. Масс-фрагментограмма по m/z 191 липидов торфа с глубины 295 см и строение основных присутствующих в нем пентациклических терпеноидов Кислородорганические соединения в торфах сплавины представлены жирными кислотами, их метиловыми, этиловыми и изопропиловыми эфирами, дибензо- и бензонафтофуранами, алканонами номального и изопреноидного строения, токоферолами, стероидами и тритерпеноидами. Жирные кислоты составляют 81–83 % от суммы КОС, второе место по содержанию занимают алканоны с высокой долей в смеси изопреноидных структур.

В смеси эфиров преобладают метиловые эфиры пальмитиновой и стеариновой кислот. В близкой с ними концентрации присутствуют изопропиловые эфиры миристиновой (С14) и пальмитиновой (С16) кислот.

Болотные воды, как и торфа, характеризуются наличием углеводородных и кислородсодержащих органических соединений. Общее содержание битуминозных компонентов варьирует в широких пределах от 0,6 мг/л в озерной воде до 1,2–6,8 мг/л в подземных водах с максимальной концентрацией в воде скважин 3 и 5 (табл. 2).

Аналогично торфам, основной группой УВ аквабитумоидов являются н-алканы.

Они представлены набором гомологов С12–С33 с максимальным содержанием соединений состава С21–С25. В воде скважины 5 среди н-алканов резко преобладает гомолог С17.

Таблица Характеристика исследованных вод из скважин и озера Мурашка Содержание в воде, Глубина отбора, м Образец мг/л мкг/л воды Аквабитумоид УВ КОС Озеро 0,5 0.59 38.3 4. Скв. 1 2,0 1.46 25.2 2. Скв. 2 3,0 1.71 33.7 3. Скв. 3 4,0 6.79 281.7 8. Скв. 4 5,0 1.16 6.3 8. Скв. 5 6,0 4.62 454.5 3. Максимальная концентрация ароматических углеводородов наблюдается в воде скважины 5. Ароматические УВ представлены моно-, би-, три-, тетра- и пентациклическими структурами. В подземных водах в составе моноаренов идентифицированы ксилолы и н-алкилбензолы состава С10–С29, а в воде озера – состава С14–С36.

В большинстве образцов в невысокой концентрации присутствуют стераны состава С27–С29 и трициклические терпаны состава С23–С26, не характерные для торфов, а в воде из скважины 2 их содержание даже превышает концентрацию остальных циклических УВ.

Пентациклические УВ терпанового ряда по своему составу в большинстве близки торфяным. Среди них также доминирует гопан состава С 31, зафиксировано наличие олеанена С30, гопанов С27 и С28 и гопена С30, строение которых приведено на рис. 1.

Но в отличие от торфов, все исследованные подземные воды содержат гомологи гопана состава С32–С34 часто с преобладанием S-изомера, а в воде из скважины 5 основными являются гопаны состава С30 и С29. Содержание в этой воде гопана С31 (R) невелико и близко содержанию изомера С31 (S). Такие особенности состава свидетельствуют о вероятном вкладе в состав битуминозных компонентов болотных вод нефтяной составляющей [4].

Среди КОС в озерной воде и подземных болотных водах доминируют жирные кислоты состава С6-С21 с преобладанием пальмитиновой кислоты. Они составляют от 56 % в воде из скважины 3 до и 96 % в воде скважины 4 от суммы идентифицированных КОС. Второе место по содержанию в озерной воде занимают метиловые эфиры кислот, а в подземных водах – алканоны с высокой долей в смеси изопреноидных структур. Молекулярный состав жирных кислот приведен на рис. 2.

Рис. 2. Содержание отдельных гомологов жирных кислот в образцах вод и торфов Болотные воды отличаются от торфов более широким молекулярно-массовым распределением метиловых эфиров (рис. 3). Наряду с эфирами пальмитиновой и стеариновой кислот, в болотных водах зафиксировано наличие метилового эфира миристиновой кислоты.

Рис. 3. Содержание отдельных гомологов метиловых эфиров кислот в образцах болотных вод и торфов В отличие от торфов в большинстве исследованных подземных вод среди н алканонов повышено содержание гомолога С17, а вода скважины 2 и озерная характеризуются преобладанием алканонов состава С27 (рис. 4).

Рис. 4. Содержание отдельных гомологов кетонов в образцах вод и торфов Большинство исследованных болотных вод характеризуется резким преобладанием характерных для присутствующих в торфе биологических тритерпеноидов над стероидами, что указывает на лучшую растворимость в воде терпеноидных структур. С другой стороны, проведенное исследование показало двоякую природу битуминозных компонентов болотных вод. Частично их источником несомненно являются торфяные залежи, но присутствует и нефтяная составляющая (тяжелая нефть или технические масла).

Литература 1. Лиштван И. И., Базин Е. Т., Гамаюнов Н. И., Терентьев А.А. Физика и химия торфа.

– М.: Недра, 1989. – 304 с.

2. Серебренникова О.В., Прейс Ю.И., Кадычагов П.Б., Гулая E.В. Состав углеводородов органического вещества торфов юга Западной Сибири // Химия твердого топлива. – 2010. – № 5. – С. 40–50.

3. Pancost R. D., Baas M., Van Geel B., Sinninghe Damste J. S. Biomarkers as proxies for plant inputs to peats: an example from a sub-boreal ombrotrophic bog // Organic geochemistry. – 2002. – V. 33. – pp. 675–690.

4. Volkman J. K., Maxwell J. R. Acyclic isoprenoids as biological markers // Biological Markers in the Sedimentary Record. Elsevier. – 1986. – pp. 1–42.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ РАССОЛОВ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТУНГУССКОГО АРТЕЗИАНСКОГО БАССЕЙНА 1, Е.С. Сидкина Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики имени А.А. Трофимука СО РАН, Россия Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: SidkinaES@yandex.ru Изучением химического состава подземных рассолов Тунгусского артезианского бассейна в разные годы занимались многие ученые, среди которых Н.И. Толстихин, Е.В. Пиннекер, М.Г. Валяшко, И.К. Зайцев, Е.А. Басков, В.И. Вожов, А.А. Дзюба, С.Л. Шварцев, М.Б. Букаты, А.Э. Конторович, С.В. Алексеев, А.И. Сурнин, В.А. Зуев, Ю.И. Кустов, А.К. Битнер, А.Д. Назаров, Д.А. Новиков, Н.С. Трифонов и другие [2–3, 5, 7–8, 11–14, 16–17]. Несмотря на многолетний опыт изучения гидрогеохимии рассолов данной территории, проведение дополнительных исследований является весьма актуальным в связи с развитием поисково-разведочных и эксплуатационных работ на полезные ископаемые в Красноярском крае.

Подземные рассолы на изучаемой территории распространены повсеместно и залегают, начиная с глубин 500 м [4, 7–8], стратиграфически приурочены к отложениям рифея, венда, кембрия, ордовика, силура, перми и триаса. Подробно гидрогеологические условия района работ рассмотрены в работах [1, 4, 6–8, 10, 15].

Подземные воды и рассолы, распространенные в осадочном чехле, разнообразны по величине общей минерализации, рН, химическому и газовому составу. Проведенный анализ имеющихся данных позволил разделить все рассолы, залегающие в разрезе изучаемой территории на несколько типов, представленных в таблице. Разделение рассолов на химические типы проводилось по классификации С.А. Щукарева.

Размещение скважин, из которых были отобраны пробы, показано на рис. 1.

Минерализация и химический состав подземных вод и рассолов надсолевой гидрогеологической формации в основном зависит от геокриологической обстановки, интенсивности водообмена и восходящей миграции из нижележащих водоносных горизонтов. Слабые и крепкие рассолы встречаются на севере территории (Сурингдаконский выступ, Курейская синеклиза) уже начиная с глубин 300 м в отложениях триаса, перми, силура, ордовика, но наибольшим распространением пользуются в отложениях кембрия. По химическому составу они хлоридные с переменным катионным составом с величиной рН 5,3 – 7,9. Весьма крепкие рассолы, как правило, встречаются на глубинах ниже 1100 м, исключение составляют рассолы, обнаруженные на глубине около 500 м на северо-западе территории (Сурингдаконский выступ). По составу они Cl–Ca или Ca-Na, по величине рН слабокислые. В составе газов соленых вод и рассолов с минерализацией до 320 г/дм3 преобладают N2 (в среднем 38 об. %) и CH4 (58 об. %), а в весьма крепких рассолах к ним добавляются CO2 и H2S.

Рассолы соленосной формации имеют наибольшую минерализацию, достигающую 525 г/дм3. По составу они Cl–Ca, встречаются Ca-Na и Na-Ca, по величине рН преобладают кислые и слабокислые, реже встречаются нейтральные.

Таблица.

Типы подземных вод и рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейна Формация Содержание Возраст Преобладающие Состав Комплекс Минерализация, г/дм рН химические водораство Br-, г/дм3 Sr2+, г/дм3 Li+, мг/дм типы ренных газов T, P, S, O Верхнепалеозойско слабые рассолы 5,3 – 7,9 0,02 – 1,4 0,002 – 0,3 0,5 – 2, -триасовый, надсолевая 52 – 145 Cl-Na, Na-Ca N2, CH ордовикский 6,9 (17) 0,37 (15) 0,08 (5) 1,0 (5) 93 (17) крепкие и весьма крепкие Є2- Надсолевой 3,0 – 7,0 0,3 – 3,4 1,7 – 183, 0,1 - 5,3 N2, CH4, 155 – 376 Cl-Ca-Na, Ca 5,1 (58) 2,38 (63) 1,4 (12) 84 (8) CO2+H2S 286 (58) Ангарско- крепкие, весьма крепкие и соленосная литвинцевский, предельно насыщенные 3,9 – 6,6 0,3 – 9,3 0,6 – 9,5 53 – 476 N2, CH4, Булайский, рассолы Є Cl-Ca, Ca-Na 4,9 (245) 3,5 (327) 2,7 (118) 233 (79) CO2+H2S Бельский, 91 – Усольский 341 (245) V-Є Карбонатный Терригенно подсолевая крепкие, реже весьма CH4 + сульфатно- крепкие рассолы 2,3 – 6,6 0,2 – 7,0 0,3 – 5,7 22 – гомологи;



Pages:     | 1 |   ...   | 19 | 20 || 22 | 23 |   ...   | 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.