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 |   ...   | 20 | 21 || 23 | 24 |   ...   | 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 22 ] --

V Cl-Na-Ca, Ca-Na карбонатный, 111 – 432 5,1 (305) 2,7 (480) 1,3 (175) 60 (126) H2S Терригенный 248 (305) Рифейский R Примечание: в числителе – пределы значений, в знаменателе – средние арифметические, в скобках – количество проб.

Рис. 1. Схема расположения скважин Площади: Ав – Аявинская;

Алл – Аллюнская;

Ан – Анакитская;

Бк – Байкитская;

БПр – Большепорожская;

Бур – Бурусская;

Вам–Верхнеамнуннаканская;

ВДж–Верхнеджелиндуконская;

Вкн – Вакунайская;

ВНм – Верхненимдинская;

Дж – Джелиндуконская;

Ирб – Ирбуклинская;

Кл – Кулиндинская;

Км – Куюмбинская;

Кчм – Кочумдекская;

Мд – Мадринская;

Мкт – Моктаконская;

Нлт – Нижнелетнинская;

Нмр – Намурская;

НТ – Нижнетунгусская;

Ог – Огневская;

Ом – Оморинская;

Ор – Оронская;

ПВТ – Профиль Виви-Тутончана;

Пг – Пайгинская;

Пм – Пойменная;

ПТВ – Профиль Тура-Виви;

Сб – Собинская;

СТ – Сухотунгусская;

Сур – Сурингдаконская;

Тг – Тайгинская;

Тнч – Таначинская;

Тт – Тутончанская;

Ттн – Тэтэнчиминская;

Ттр - Тэтэринская УКч – Усть-Кочумдекская;

Уч – Учаминская;

Чск – Чисковская;

Юр – Юрубченская В составе газов преобладают N2 (42 об. %), CH4 (32 об. %), CO2 (18 об. %), высоко содержание H2S (в среднем 2 об. % при максимальном 10,6 об. %).

Минерализация рассолов подсолевой формации в среднем составляет 248 г/дм3, в редких случаях она достигает 432 г/дм3. Преобладают Cl–Ca Na и Na-Ca рассолы, в карбонатном комплексе часто встречаются Ca-Mg и Na-Mg типы. Эти рассолы в основном кислые (рН от 2,3 до 6,0).

Среди водорастворенных газов преобладают CH4 (в среднем об. %), его гомологи (8 об. %) и N2 (24 об. %).

Для изучения изменчивости солености подземных рассолов данной территории по площади были построены карты общей минерализации для каждого гидрогеологического комплекса (рис. 2). Наибольшей Рис. 2. Схематическая карта общей минерализации минерализацией отличаются рассолов ангарско-литвинцевского комплекса (Є1 an) рассолы, залегающие в северо западной части Тунгусского артезианского бассейна западной части территории, наименьшей – рассолы, залегающие на территории Байкитской антеклизы. Такая тенденция прослеживается во всех водоносных комплексах, что вероятно связано с уменьшением мощности солей с севера на юг [9].

Подводя итог, следует отметить, что наибольшей минерализацией обладают рассолы Cl–Ca состава, залегающие в соленосной гидрогеологической формации. Они обладают наибольшей обогащенностью стронцием, литием, бромом и другими микрокомпонентами. Менее минерализованные рассолы, как правило, являются Cl–Ca Na или Na-Ca, слабые рассолы и соленые воды – Cl–Na.

Отмечена важная региональная закономерность, заключающаяся в увеличении минерализации с глубиной. Эта тенденция прослеживается практически во всех частях разреза. На территории Байкитской антеклизы и Катангской седловины эта закономерность теряется в отложениях рифея и венда, где находятся залежи нефти и газа. На северо-востоке территории (южная часть Курейской синеклизы) происходит резкое увеличение минерализации на глубинах до 700 м.

В составе водорастворенных газов отмечена принципиальная смена газов воздушного происхождения газами биохимического происхождения с увеличением глубины. Так в верхних горизонтах преобладают азот, кислород, затем наблюдается увеличение доли сероводорода и углекислого газа. В глубоких горизонтах преобладает метановый состав газа.

Литература 1. Анциферов А.С. Гидрогеология древнейших толщ Сибирской платформы. – М.: Недра, 1989. – 176 с.

2. Басков Е.А. Главные черты распространения и формирования основных типов подземных рассолов Сибирской платформы // Труды ВСЕГЕИ. – 1976. – Т. 246. – С. 61–75.

3. Букаты М.Б. Геология и геохимия подземных рассолов западной части Сибирской платформы: Автореф. дис. … докт. геол.-мин. Наук / ТФ ИНГГ, ТПУ. – Томск: 1999. – 42 с.

4. Букаты М.Б. Гидрогеологическое строение западной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. – 2009. – №11. – С. 1201–1217.

5. Валяшко М.Г. Геохимические закономерности формирования месторождений калийных солей. – М.: Изд-во МГУ, 1962. – 397 с.

6. Вожов В.И. Гидрогеологические условия месторождений нефти и газа Сибирской платформы. – М.: Недра, 1987. – 204 с.

7. Вожов В.И. Подземные воды и гидроминеральное сырье Лено-Тунгусской нефтегазоносной провинции. – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2006. – 209 с.

8. Вожов В.И. Подземные воды Тунгусского бассейна. – М.: Недра, 1977. – 104 с.

9. Геология нефти и газа Сибирской платформы / Под ред. А.Э. Конторовича, В.С. Суркова, А.А. Трофимука. – М.: Недра, 1981. – 552 с.

10. Гидрогеология нефтегазоносных областей Сибирской платформы / Под ред.

В.И. Вожова – Новосибирск: 1982. – 136 с.

11. Зайцев И.К. Гидрогеохимия СССР. – Л.: Недра, 1986. – 239 с.

12. Зуев В.А., Назаров А.Д., Рогов Г.М. Методические основы гидрогеохимической нефтегазопоисковой съемки в Тунгусском бассейне / Гидрогеохимические поиски месторождений полезных ископаемых. – Новосибирск: Наука, 1990. – С. 126 – 142.

13. Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод (Теоретические, прикладные и экологические аспекты). – М.: Наука, 2004. – 677 с.

14. Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианского бассейна. – М.: Наука, 1966. – 332 с.

15. Сидкина Е.С. Гидрогеологические условия юго-западной части Тунгусского бассейна // Известия ТПУ. – 2011. – №1, Т. 319. – С.183–186.

16. Трифонов Н.С. Гидрогеологические особенности Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления в связи с вопросами утилизации подтоварных и сточных вод:

Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук / ТПУ, ТФ ИНГГ. – Томск: 2012. – 21 с.

17. Шварцев С.Л. Химический состав и изотопы стронция рассолов Тунгусского бассейна в связи с проблемой их формирования // Геохимия. – 2000. – №11. – С. 1170–1184.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФРАКЦИОННОГО СОСТАВА ПОЧВ И ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ОЗ. БОЛЬШОЕ ЯРОВОЕ (АЛТАЙСКИЙ КРАЙ) В.Д. Страховенко, И.Н. Маликова Институт геологии и минералогии имени В.С.Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия E-mail: strahova@igm.nsc.ru Экосистема озера Большое Яровое изучается много лет в качестве типового объекта соленого озера. Озеро представляет важную рекреационную территорию и имеет значение для развития санаторно-курортного дела. На берегу озера находится бальнеологическая лечебница, которая использует целебные озерные грязи и рапу.

Галофильный рачок Artemia Salina используется как сырье для кормовых добавок. Но в то же время на берегу озера длительное время работал комбинат «Алтайхимпром», являющийся источником техногенного загрязнения.

Озеро Большое Яровое располагается в сухостепной зоне Алтайского края с количеством атмосферных осадков 250–300 мм в год. Оно является бессточным, водное питание происходит за счет снеговых и грунтовых вод. По составу вод озеро было отнесено к сульфатно-хлоридному типу, но в настоящее время оно перешло в хлоридный натриевый тип [1].

Н.М. Страховым обосновано положение о том, что механическая и химическая денудация пород водосборов и их состав определяют и состав осадков континентальных водоемов [4]. Это подтверждено результатами исследований большого числа малых континентальных озер Сибири [5]. Анализ средних содержаний макро- и микроэлементов в почвах и донных отложениях оз. Большое Яровое показал, что во многих случаях их значения существенно различаются [2]. При общем соответствии вариаций средних значений по разрезам, в некоторых случаях отмечено понижение содержаний в донных осадках Са и увеличение содержаний K, Na, Fe, Al, Mn, по сравнению с почвами. Из микроэлементов наибольшие различия установлены по Cd, Hg, Zn, Cr, V, Sr.

Опробование почв на водосборе озера проводилось по генетическим горизонтам в 14 разрезах, донные отложения опробованы в 15 скважинах поинтервально с шагом 5 см (рис. 1). В некоторых почвенных разрезах и кернах донных осадков проведен механический анализ и выделены для анализа фракции методом отмучивания.

Содержания макро- и микроэлементов во фракциях изучены по трем катенам. Катена I представлена почвенными разрезами солонцов (т. 3, 4, 5, 6) и прибрежной скважиной донных отложений (До-7). Катена II начинается с каштановых почв возвышенной части водосбора (т. 13), а в нижней части склона это сильно осолоделые солонцы (т. 16);

скважина донных осадков расположена на удалении от берега (До-53). Катена III представлена солончаковыми солонцами в части берега, сложенной карбонатными породами (т. 17);

сопряженная скважина находится также на удалении от берега в более глубокой части озера (До-67). Отобраны пробы воды озера и источников грунтовых вод, выходящих в районе берега. Анализы выполнены на ряд макро- и микроэлементов атомно-абсорбционным методом по сертифицированным методикам. Вода проанализирована на основной ионный состав.

Рис. 1. Схема отбора проб озерной системы Б. Яровое I – катена т. почвы 3,4,5,6 и донные осадки До-7;

II – катена почва т. и донный осадок До-53;

III – катена т. почва17 и донный осадок До-67.

Почвы водосбора озера по механическому составу относятся к средним и легким суглинкам со значительным преобладанием песчаной фракции ( 0,01 мм). Сравнение суммарных содержаний фракций 0,02 мм в почвах и донных отложениях дает интервалы колебаний: по почвам 81,6–97,5 %, по донным отложениям – 73,5–94,5 %.

Эти данные свидетельствуют о том, что вариации весьма существенны, в донных отложениях содержания несколько смещены в сторону более тонкой фракции.

Распределение фракций в почве по катенам зависит во многом от геоморфологии склона. Так, в катене I с максимальным превышением по высоте, наблюдается увеличение содержания физической глины вниз по латерали. Колебания содержаний физической глины по катене II не являются закономерными. Таким образом, в каждом сопряженном профиле можно ожидать разное соотношение фракций, поступающих в донные отложения, что и влияет на состав донных отложений.

Содержания Mg, Ca, K, Fe, Al, Mn в скважине донных осадков (катена I) в тонкой фракции более высокие, чем в соответствующих почвах. Тенденция к понижению содержаний Mn и Ca наблюдается в катене II в донных отложениях. В катене III эта тенденция усиливается. Во всех трех случаях характерно понижение содержаний Na и Sr во фракциях 0,02 мм. Содержания всех микроэлементов, за исключением единичных значений по Cd, Sb и Be возрастают в самой тонкой фракции 0,02 мм.

Сравнение двух скважин донных отложений, удаленных от берега, одна из которых получает в основном материал терригенного состава (катена II), а вторая (катена III) – в значительной мере с берега, сложенного карбонатными породами, по ряду элементов (Cd, Hg, Sb, Al, Ca, Mg, Na, Sr) показывает во втором случае более высокие значения. Обращает внимание тенденция к снижению содержаний Са в самой тонкой фракции. Она сопровождается также снижением содержания Sr и повышенным содержанием Al. Это свидетельствует об увеличении в этой фракции донных осадков роли терригенной составляющей и снижении карбонатной, что кажется неожиданным.

Этот факт можно объяснить повышенной растворимостью Са в виде коллоидных растворов, или, возможно, образованием двойных солей. Однако почвы в катенах II и III представлены осолоделым солонцом и осолонцованным солончаком, то есть находятся в начальной стадии рассоления. При поступлении поверхностных или грунтовых вод, которые обогащаются растворимыми сульфатами или хлоридами Na, наиболее вероятен переход Са в растворенное состояние вследствие замещения обменным Na в коллоидном комплексе части двухвалентных катионов [3]. При этом образуются хорошо растворимые соли или в случае иона SO 2 более растворимый, чем СаСО3, гипс (растворимость СаСО3 – 9,8 10-3, CaSO4 2H2O – 2,09 г/100г растворителя).

Наиболее вероятная реакция в почвах катены II идет с образованием легкорастворимых солей:

ПК Ca +4NaCl ПК 2 Na +CaCl2+MgCl Mg 2 Na Здесь в почве преобладают ионы Cl- (2,80–3,20) и Na+ (3,15–3,22 мг/экв).

Содержание растворимого Са2+ 2,20–2,80 мг/экв.

Аналогичный процесс можно ожидать и в осолоделом солонце катены III, где в водных вытяжках установлены высокие содержания ионов Na+ и SO 2 : максимальные значения SO 2 – 1,2–4,53 мг/экв;

Na+ – 3,65–5,63 мг/экв. Содержание растворимого Са2+ – до 2,30–3,40 мг/экв.

ПК Ca +4Na2(SO4)+2H2O ПК 2 Na +CaSO4 2H2O+2MgSO Mg 2 Na Присутствие примеси гипса в почвах установлено рентгеноструктурным анализом наряду с преобладающим кварцем, полевыми шпатами и кальцитом.

На рис. 2 приведены содержания основных макроэлементов во фракциях почв и донных отложений. Здесь отчетливо проявляется влияние тех процессов, которые описаны выше.

Рис. 2. Распределение макроэлементов во фракциях почв и донных отложений по катенам I;

II;

III В катене I наблюдается более высокое значение Са во фракциях донных отложений, и практически равные в осадках и в почвах содержания Na и K.

Характерное преобладание Al во фракциях почв свидетельствует о большей роли терригенной составляющей, в частности полевых шпатов.

В катене II резко изменяется соотношение Са в почвах и донных осадках:

карбонатная составляющая преобладает в почвах. Соответственно наблюдаются нарушения в распределения Na. Во всех фракциях донных отложений преобладает терригенная составляющая, что фиксируется по распределению Al.

В катене III наблюдаются весьма значительные изменения по распределению Са, которые свидетельствуют о снижении содержаний карбоната Са в тонких фракциях донных отложений. Na в основном во всех фракциях преобладает в почвах, а К в донных осадках.

На рис. 3 приведено распределение некоторых микроэлементов во фракциях почв и донных отложений. Наиболее четкая картина наблюдается по катене I: в почвах преобладают V и Zn, в донных осадках – Hg. По катене II V, Zn, Cd перераспределяются в сторону донных отложений. Наблюдаются значительные колебания содержаний Hg. В катене III содержания всех этих микроэлементов преобладают во фракциях донных отложений, причем по Cd и Hg они значительно возрастают. Сравнение их распределения с предыдущими гистограммами свидетельствует о том, что оно обусловлено загрязнением.

Рис. 3 Распределение микроэлементов во фракциях почв и донных отложений по катенам I;

II;

III В целом результаты исследования показывают, что наиболее корректными для сравнения содержаний элементов в почвах водосбора и донных отложениях являются статистические данные, в том числе и по отношениям элементов [4]. Рассмотрение распределения в отдельных разрезах выявило, что оно определяется различным содержанием макро- и микроэлементов во фракциях. Это дополняется различиями в механическом составе почв и донных отложений, а также в скважинах осадков, расположенных вблизи берега и на большем удалении от него. Многие различия в составе почв и донных отложений определяются засолением.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 13-05-00341.

Литература 1. Долматова Л.А. Сезонная динамика гидрохимических характеристик оз. Большое Яровое // Мир науки, культуры, образования. – 2010. – №6 (25). – С. 272–277.

2. Маликова И.Н., Страховенко В.Д., Восель Ю.С., Чупина Д.Ю., Устинов М.Т.

Некоторые геохимические особенности озерной системы Большое Яровое (Алтайский край) // Современные проблемы геохимии: Материалы Всероссийского совещания (с участием иностранных ученых), посвященного 95-летию со дня рождения академика Л.В. Таусона;

В 3-х томах;

Т. 1. – Иркутск: Издательство Института географии им.

В.Б.Сочавы СО РАН, 2012. – С. 179–183.

3. Роде А.А. Почвоведение. – М.-Л.: Гослесбумиздат, 1955. – 522 с.

4. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. – М.: Изд. АН СССР, 1962. – Т. I. – 212 с. – Т. III. – 550 с.

5. Страховенко В.Д., Маликова И.Н. Сравнительный анализ элементного и минерального состава донных отложений малых континентальных озер Сибири / Доклады 3-й Международной конференции «Геоэкологические проблемы современности», Владимир, 23–25 сентября 2010 г. – Владимир: ВГГУ, 2010. – С. 287–289.

ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОИСКИ ОБЪЕКТОВ СОВРЕМЕННОГО ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ В ОКЕАНЕ С.М. Судариков Национальный минерально-сырьевой университет «Горный», Санкт-Петербург, Россия E-mail: sergei_sudarikov@mail.ru В 2012 году по контракту с МОД ООН за Россией закреплен сегмент Срединно Атлантического хребта (САХ) в Международном районе океана для разведки и промышленного освоения минеральных ресурсов. Большинство гидротермальных полей в пределах этого сегмента открыто русскими исследователями на НИС «Геолог Ферсман» и «Профессор Логачев».

Одним из наиболее эффективных методов обнаружения районов современного субмаринного рудообразования является метод гидрохимического и гидрофизического зондирования, позволяющий обнаружить гидротермальные ореолы рассеяния (плюмы) в придонных водах Океана [1]. Его совершенствование в последние годы связано с проведением специальных исследований сложных взаимоотношений в системе горные породы–гидротермальный раствор–придонные воды–гидротермальный плюм.

Удалось прояснить ряд принципиальных моментов связанных с формированием и развитием гидротермальных плюмов, главных индикаторов гидротермальной активности [2].

Открытие и первоначальное изучение гидротермального поля «Логачев» было результатом нескольких русских экспедиций [3]. В рейсах НИС «Геолог Ферсман»

(Полярная экспедиция – ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург) в 1991–1993 гг.

исследовалась гидротермальная активность между 12о40' и 15о20' с.ш.. Южнее 15о20' с.ш. в районе восточного края рифтовой долины определены аномалии коэффициента ослабления света, температуры и растворенного Mn наряду с высокими концентрациями метана в придонных водах и осадках, а также увеличение активности гетеротрофных Fe-Mn бактерий на нескольких горизонтах придонных вод. Ранее аномалии СН4 и Mn разломной зоны Капо Верде на 15о20' с.ш. с высоким соотношением СН4/Mn связывались с выходящими здесь ультрамафитовыми породами.

В 7-м рейсе НИС «Профессор Логачев» проведены гидрофизические исследования между 14о40' и 14о48' с.ш.. Обнаружены ярко выраженные аномалии естественного электрического поля и сульфидной серы в придонной воде на 14 о45' с.ш., сняты на видео- и фотопленку гидротермальные осадки и сопутствующая фауна. С помощью буксируемой телеустановки было обнаружено несколько гидротермальных построек, которые затем были опробованы [3].

Таким образом, в начале 1994 года в районе 14°45’ с.ш. САХ было открыто активное гидротермальное поле «Логачев». Это была первая находка современной сульфидной минерализации в срединно-океанических хребтах, которая ассоциирована не с толеитовыми базальтами, а с серпентинизированными кристаллическими породами низов океанической коры – верхов мантии.

В феврале 1995 г., в совместном посещении поля «Логачев» двумя русскими судами – «Академик Мстислав Келдыш» и «Профессор Логачев», произведено первое погружение на двух глубоководных обитаемых аппаратах (ГОА) «Мир». В декабре 1995 года четыре погружения ГОА «Nautile» с участием русского ученого Ирины Порошиной на гидротермальном поле «Логачев» осуществлено в экспедиции MICKROSMOKE (Франция).

B 2001 г. во время экспедиции DIVERSEXPEDITION на НИС «Атлантис»

структура придонных вод поля «Логачёв», наряду с другими гидротермальными полями, изучалась автором CTD-зондированием с отбором гидрохимических проб из аномальных горизонтов. Одновременно производились погружения на ГОА «Элвин», в процессе которых отбирались пробы гидротермальных растворов, руд и осадков [2].

В 2002 году в рейсе НИС «Профессор Логачёв» было открыто новое активное гидротермальное поле на 12o58’ с.ш. САХ. Ныне оно известно как «Ашадзе».

В 2007 г. c участием автора на НИС «Pourquoipas?» проведена русско французская экспедиция SERPENTINE по изучению этого и других гидротермальных полей открытых русскими океанографами на САХ. С использованием многолучевого эхолота высокого разрешения и средств наблюдения и пробоотбора с борта буксируемого глубоководного многофункционального комплекса (ROV) «Victor 6000»

была проведена детальная съёмка полей и обнаружены новые зоны гидротермальной разгрузки.

В результате проведенных экспедиций были проведены исследования придонной водной толщи нескольких гидротермальных полей Атлантики, а именно: Логачев, Ашадзе, Краснов, Снейк-Пит, Брокен Спур, Рэйнбоу, Лаки Страйк и Нептунс Бирд.

Впервые были изучены физические и химические характеристики гидротермальных плюмов в относительно короткий период времени на большинстве гидротермальных полей Северной Атлантики (рис. 1).

На каждом гидротермальном поле были сделаны от 3 до 5 станций CTD придонного слоя воды с тоу-йо (пилообразными) профилями между станциями.

Определялась степень оптической прозрачности, соленость, температура.

Одновременно батометрами комплекса Розетт отбирались пробы воды для дальнейшего анализа.

Поле Логачев. Над полем были сделаны три станции. На всех профилях были зафиксированы два отчетливых слоя высокой мутностью (рис. 1а). Наиболее отчетливый пик мутности (0,284 %) был выявлен на глубинах 2500–2600 м (400–500 м над поверхностью дна). Он совпадает с отрицательными аномалиями температуры и солености. Менее значительный пик мутности (0,1 %) встречен в интервале глубин 2700–2780 м (200–300 м над дном) и совпадает с положительными аномалиями температуры и солености. На графике прозрачности, отражающем структуру водной толщи над активной постройкой Ирина-2, наблюдается третий максимум в 30–60 м от дна, сопровождающийся отрицательными аномалиями температуры и солености.

Рис. 1. Графики прозрачности (Tr), температуры (T) и солености (S) над гидротермальными полями Атлантики по данным рейса НИС Атлантис [2] Снейк Пит. Над полем Снейк Пит были сделаны 5 станций. Наиболее отчетливая аномалия мутности (0,1–0,2 %) наблюдалась на глубинах 3180–3350 м (в 50–250 м от дна) и не сопровождалась аномалиями солености и температуры (рис. 1б).

Брокен Спур. Здесь были сделаны 4 станции. Были обнаружены 2 горизонта с аномально высокой мутностью (рис. 1в). В отличие от поля Логачев, слои с обнаружены в 30–50 м от дна, на глубинах 2900–3000 м, где мутность достигала 1,98 %. Для этого горизонта также характерны положительная температурная аномалия и сильные колебания солености. В пробах воды, отобранных из этого горизонта, отмечено большое количество частиц. Мощная аномалия наблюдалась на профиле к северу от этой точки на протяжении 180 м, но затем резко исчезла. На глубинах 2700– 2800 м (около 250 м над дном) зафиксирована менее интенсивная (0,36–0,67 %), но более стабильная аномалия мутности. Она сопровождается отчетливыми отрицательными аномалиями температуры и солености.

Рэйнбоу. Над полем сделаны 4 станции опробования по профилю с севера на юг.

Наиболее мощный сигнал трансмиссометра (аномалия мутности 1,34 %) встречен на горизонте 2125 м (в 150 м от дна), на профиле с координатами 36o13.80 с.ш.

33o54.055 з.д. (рис. 1г). В то же время здесь не было отмечено значительных аномалий ни мутности, ни солености. Аномалия мутности наблюдалась на протяжении 900 м, с максимумом на северном участке тоу-йо профиля и исчезла к его окончанию. Более стабильным оказался аномальный горизонт на глубине 1900–2050 м с максимальной мутностью в 0,38 %. Он прослеживался по всему профилю. Колебания солености и температуры в нем были незначительны.

Лаки Страйк. Над полем также сделаны 4 станции опробования по профилю с юга на север. Лишь крайне незначительная аномалия мутности (0.05–0.08 %) была зафиксирована в 30–60 м над дном и сопровождалась отчетливыми отрицательными аномалиями температуры и солености (рис. 1д). Отчетливые колебания этих параметров также наблюдались в 400–500 м сегменте придонной воды. Температура флюида, опробованного ГОА «Элвин» составила 317 oC.

Таким образом, структура придонных вод над гидротермальными полями отражает влияние на нее флюида различных типов истечения. Как результат, большинство плюмов отчетливо слоисты [2, 3]. Каждый слой проявляет себя отдельным максимумом мутности и, как правило, аномалиями температуры и солености.

Наиболее отчетливыми на графиках прозрачности были плюмы с нейтральной плавучестью, имеющие максимальную мутность и сопровождающиеся отрицательными аномалиями температуры и солености, сформированными проникновением холодных и менее соленых придонных вод. На некоторых гидротермальных полях Атлантики температурное влияние проявляется плюмом положительной плавучести в 30–60 м над дном [1].

Наблюдения во время погружений ГОА «Элвин» и ROV «Виктор» показали, что гидротермальные поля имеют несколько зон разгрузки низкотемпературных диффузных флюидов через осадки и пористые подстилающие породы и сульфидные руды (мерцающие воды) и могут играть значительную роль в общей разгрузке флюида.

Тем не менее, их вклад в формирование плюма, вероятно, не так уж велик. Мощные плюмы нейтральной и положительной плавучести (Рэйнбоу, Брокен Спур) связаны с интенсивной разгрузкой высокотемпературного гидротермального флюида. В случае превалирования медленного диффузного истечения над высокотемпературным, формируются слабые придонные (30–60 м над дном) аномалии мутности с отчетливыми аномалиями температуры и солености (Лаки Страйк). Похожие характеристики придонной части водной толщи были отмечены на поле Логачев, на котором также присутствуют «мерцающие воды». Во время погружений ГОА «Элвин» на поле Снейк Пит было видно, что значительную часть в разгрузке флюида занимает диффузное истечение. И действительно, графики CTD придонной воды в этой области показывают слабые аномалии мутности и отсутствие аномалий температуры и солености.

Интересно сравнить данные CTD, полученные с поля Нептунс Бирд с данными гидротермального поля Лаки Страйк. В обоих случаях наблюдаются похожие аномалии мутности (~0,1%) и аномалии температуры и солености на нескольких уровнях (рис. 3д, 3е).

Наряду с уменьшением температуры флюида, измеренной во время погружений ГОА «Элвин», изменение амплитуд аномалий мутности выстраивается в следующем порядке: Логачев – Снейк Пит – Лаки Страйк. Таким образом, на поле Нептунс Берд следует ожидать скорее превалирования диффузной разгрузки флюида, чем высокотемпературного струйного истечения.

Литература 1. Судариков С.М., Каминский Д.В. Особенности геохимии придонных вод в зонах разгрузки гидротермальных растворов срединно-океанических хребтов // Геохимия. – 2010. – № 3. – C. 317–321.

2. Sudarikov S., Zhirnov E., Hydrothermal Plumes along the Mid-Atlantic Ridge: Preliminary Results of the CTD Investigations During the DIVERS Expedition (July 2001) // InterRidge News. – 2001. – № 10 (2). – pp. 33–36.

3. Sudarikov S.M., Roumiantsev A.B. Structure of hydrothermal plumes at the Logatchev vent field, 14o45’N, Mid-Atlantic Ridge: evidence from geochemical and geophysical data // Journal of Volcanology and Geothermal Research. – 2000. – № 101. – pp. 245–252.

РАВНОВЕСИЕ АЗОТНЫХ ТЕРМАЛЬНЫХ ВОД БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ С КАРБОНАТНЫМИ МИНЕРАЛАМИ ВОДОВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД 1, О.Г. Токаренко Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики имени А.А. Трофимука СО РАН, Томск, Россия E-mail: tog@tpu.ru Азотные термы, как и в целом термальные воды областей тектонической активизации, привлекают внимание многих ученых всего мира. Актуальными проблемами в настоящее время являются не только их уникальный химический состав, генезис, условия образования, микрокомпонентный и изотопный составы, формирование газового состава, гидрогеологические условия их проявления, глубины циркуляции, механизмы связанного с гидротермами рудообразования, но также масштабы взаимодействия их с водовмещающими породами и характер термодинамического равновесия. В некоторых работах [2–4] уже рассматривались вопросы, связанные с вторичным минералообразованием в термах Баунтовской группы и Байкальской рифтовой зоны в целом (БРЗ), однако пока не были установлены геохимические критерии, необходимые для установления равновесия с карбонатными минералами.

Байкальская рифтовая зона – крупнейшая на территории Евразии и вторая по размерам на суше – располагается на границе докембрийской Сибирской платформы и Забайкальской складчатой области. БРЗ отличается от окружающих территорий широким распространением глубоко проникающих разрывных нарушений в горных породах, сформировавшихся в результате рифтовых процессов. Они заполнены водой, которая по данным Е.В. Пиннекера (1988) может проникать до глубин 12–15 км.

Разгрузка гидротерм, в основном, происходит в пределах магматических и метаморфических пород кислого и среднего состава, которые представлены протерозойскими (баргузинский комплекс) и палеозойскими (витимканский комплекс) интрузивными породами.

Геохимические особенности исследуемых терм были подробно рассмотрены в работе [5], в таблице приведены лишь наиболее яркие их представители.

Отличительной особенностью терм данного региона является их высокая щелочность (рН от 8,2 до 10), наличие повышенных концентраций кремния (в некоторых случаях до 120 мг/дм3) и фтора (до 47 мг/дм3), содержания которого, как установлено, хорошо коррелируют с карбонатными ионами, но плохо – с сульфатными. Содержание микрокомпонентов исследовались лишь на территории Верхнеангарской впадины (1/3 исследуемых родников). Содержание Fe2+ и Sr2+ составляют 0,01–0,2 и 0,07– 1,7 мг/дм3, соответственно. В целом в пределах БРЗ сформировано пять гидрохимических типов терм – HCO3–Na, HCO3–F–Na, HCO3–SO4–Na, SO4–HCO3–Na и SO4–Na, которые различаются между собой направленностью трансформации химического состава, корреляционной зависимостью с общей минерализацией, температурой, рН, содержанием фторид- и сульфат-иона.

Для оценки степени насыщенности терм к карбонатным минералам были рассчитаны активности основных компонентов химического состава вод с использованием программного комплекса «Инженерные HydroGeo гидродинамические и гидрогеохимические расчеты, моделирование» (ПК HydroGeo) (автор М.Б. Букаты, версия 2009 г.). На основе термодинамических данных свободных энергий образования твердых веществ (минералов) в условиях высоких температур (100 C) [1] определены константы равновесия реакций образования каждого из исследуемых минералов, и построены линии насыщенности к этим минералам, что позволяет оценить степень насыщенности терм к карбонатам.

Таблица Химический состав некоторых терм Байкальской рифтовой зоны, мг/л [5] Мин-ция Хими HCO3– CO32– SO42– Т, °C Mg2+ SiO Cа2+ Nа+ Cl– рН ческий K+ Название родника F тип Аллинский 77 402 9,7 98 1 4 0 101 20 46 25 96 HCO3– Точинский 56 402 8,8 98 4 5 0,1 143 8 26 19 80 –Na Могойский 84 510 8,9 128 4 2 0,1 180 15 33 24 99 Котельниковский* 49 278 9,0 76 4 1,8 2 6,1 30 22 6 72 HCO3–F Баунтовский 46 428 8,9 103 3 3 0,1 147 12 21 21 97 –Na Солнечный 52 517 10,1 157 8 0,5 0,3 56 80 45 20 105 Аллинский 42 397 9,6 92 2 9 0,1 96 16 63 22 87 Кулиные Болота 16 HCO3– 60 489 9,5 135 2 2 0,1 114 9 117 32 5 SO4–Na Сеюйский 51 340 9,8 99 1 1 0 63 18 71 14 Сартинский 38 278 8,4 71 3 1 0,6 84 2 51 6 58 Корикейский SO4– 37 337 8,4 83 4 7 1 81 2 109 12 34 Дзелиндинский HCO3– 42 305 9,3 75 4 7 0,6 60 10 91 9 43 –Na Шуриндинский 71 639 8.9 179 4 6 0,2 143 9 175 42 62 Большереченский* 74 390 10,2 106 3 2 2 35 43 128 2 104 Горячинский 53 491 9,7 129 2 8 0,1 21 7 246 15 61 SO4–Na Питателевский* 66 1837 9,2 471 14 111 2 32 4 974 188 33 Нилова Пустынь* 41 1053 8,2 240 8 56 3 67 1 601 24 48 Примечание: * – по данным Ломоносова И.С., 1974.

Установлено, что абсолютное большинство исследуемых терм БРЗ достигают равновесия с рядом карбонатных минералов – кальцитом, доломитом и сидеритом (рис. 1а–в), причем насыщение к ним может достигаться не только в высокотемпературных условиях на глубине, но в стандартных – на поверхности.

-2 - lg[Са2+] lg[Fe2+] lg[Са2+][Mg2+] б в - а 2 - - - - - - - - - - - - - - - - -6 - - lg[СO32-] -10 -8 -6 -4 -2 -9 -7 -5 -3 - lg[СO32-] lg[СO3 2-] -18 -16 -14 -12 -10 -8 - - lg[Mg2+] е lg[Са2+] д г lg[Sr2+] -2 - - - - - - - - - - -6 - -8 - - lg[СO3 2-] -9 -7 -5 -3 -1 lg[SO4 2-] -5 -4 -3 -2 -1 2 -9 -7 -5 -3 - lg[СO 2 lg[СO332-]] Рис. 1. Диаграммы равновесия терм БРЗ с кальцитом (а), доломитом (б), магнезитом (в), сидеритом (г), стронцианитом (д) и ангидритом (д) для 25°С (1) и 100°С (2) Квадрат – атмосферные осадки средней Азии [6], треугольник – озеро Байкал а б 2 3 L при 100 °C L при 100 °C L при 25 °C L при 25 °C 5 0 - - - -1 - - 7 8 9 10 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 1, рН Минерализация, г/дм в г L при 100 °C L при 25 °C L при 100 °C L при 25 °C - - - -1 - - 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0 10 20 30 40 50 Температура, С Ca2+, мг/дм Рис.2. Зависимость параметра насыщенности (L) терм к кальциту от основных контролирующих параметров состава термальных вод Химические типы терм: 1 – HCO3–Na;

2 – HCO3–F–Na;

3 – HCO3–SO4–Na;

4 – SO4–HCO3–Na;

– SO4–Na.

С магнезитом, хоть и в меньшей мере, но так же устанавливается равновесное состояние (рис. 1г), однако только в условиях высоких температур. Исключением является только один родник – Большереченский, который характеризуется наиболее высокими значениями рН и соответственно концентрациями карбонат-иона.

В некоторых термах SO4–Na типа наблюдается равновесие со стронцианитом (рис. 1д) и даже с ангидритом при 100 С (рис. 1е). Насыщенность к последнему наблюдается в родниках с максимальными концентрациями сульфат-иона (600–1135 мг/дм3) и с высокими значениями рН до 9,2.

Стоит отметить, что достижение термами состояния равновесия к минералу может происходить только в определенных геохимических условиях, например, при подходящей температуре, необходимой концентрации кальция, благоприятной рН и др.

На примере кальцита (рис. 2 а–г) предпринята попытка определить данные параметры с учетом специфики состава терм и их химических типов.

Степень насыщенности терм к кальциту возрастает с ростом их минерализации (рис.2а), что связано с накоплением кальция (рис.2в) и карбонатов в растворе, однако рост насыщенности происходит до определенных значений солености. Так, термальные воды с минерализацией всего 0,2 г/дм3 в условиях высоких температур уже достигают равновесия и пересыщаются кальцитом с последующим его образованием в виде твердой фазы. В стандартных условиях равновесие к кальциту достигается при чуть более высокой минерализации терм – от 0,32 г/дм3. В эту группу входят термы с повышенным содержанием сульфат-иона, то есть SO4–HCO3–Na и SO4–Na типы терм.

Значение параметра насыщенности в этих типах терм ниже за счет уменьшения роли карбонатной составляющей.

Сульфатные типы терм могут достигать равновесия с кальцитом при рН равной 7,5 для глубинных условий и при рН 8,4 – для стандартных (рис.2б). Для терм HCO3– Na и HCO3–SO4–Na типов значения рН для достижения равновесия к кальциту значительно выше и составляет 9,9.

Несмотря на довольно низкие содержания кальция в термах (1–7 мг/дм3), в них все же устанавливается равновесие с кальцитом (рис.2д) даже в условиях наименьших температур источников. В поле устойчивости минерала находится бльшая часть терм HCO3–SO4–Na типа и всецело термы SO4–HCO3–Na типа. При наличии более высоких концентраций Ca2+ (от 10 до 115 мг/дм3) и наименьших значениях рН, как это наблюдается в SO4–Na термах, происходит постепенное снижение насыщенности к кальциту. Это можно объяснить уравновешиванием кальция в термах сульфат-ионом и недостаточным количеством карбонатного иона в данных рН-условиях.

Между параметром насыщенности и температурой терм наблюдается положительная корреляционная зависимость, несмотря на отсутствие четкой зависимости по отдельным химическим типам исследуемых родников.

Для большинства родников температура равная 40 С, а в некоторых случаях и меньше, является достаточной для достижения равновесия с кальцитом, однако более горячие родники с температурой 50 С и более всегда всецело достигают равновесия к данному минералу.

Таким образом, можно выделить основные параметры, контролирующие равновесие термальных вод БРЗ с кальцитом (* – линия насыщения к кальциту при разной температуре):

Тводы,С рН Мин-ция, г/дм3 Сa2+, мг/дм Т, С* 40 7,4 0,2 0, 50 8,6 0,32 Приведенные данные однозначно показывают, что азотные термы представляют собой результат длительного взаимодействия вод с вмещающими горными породами.

Проникающие в глубокие слои Земли в благоприятных для этого геоморфологических и структурно-тектонических условиях воды в силу равновесно-неравновесного состояния системы вода–порода непрерывно растворяют вмещающие породы с образованием разнообразных вторичных карбонатных минералов и избирательно концентрируют в растворе химические элементы, образуя пять основных химических типов терм на данной территории.

Литература 1. Алексеев В.А., Рыженко Б.Н., Шварцев С.Л., Зверев В.П., Букаты М.Б., Мироненко М.В., Чарыкова М.В., Чудаев О.В. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода-порода т.1. Система вода-порода в земной коре: взаимодействие, кинетика, равновесие, моделирование. – Новосибирск: Изд. СО РАН, 2005. – 244с.

2. Замана Л.В. Кальциевые минеральные равновесия азотных терм Байкальской рифтовой зоны // Геохимия. – 2000. – №11. – С. 1159–1164.

3. Замана Л.В. Фтор в азотных термах Забайкалья // Геология и геофизика. – 2000. – Т. 41. – № 11. – С. 1575–1582.

4. Замана Л.В., Аскаров Ш.А. Фтор в азотных термах Баунтовской группы (северное Забайкалье) // Вестник Бурятского государственного университета. – 2010. – № 3. – С. 8–12.

5. Плюснин А.М., Замана Л.В., Шварцев С.Л., Токаренко О.Г., Чернявский М.К.

Гидрогеохимические особенности состава азотных терм Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. – 2013. – Т.54. – №5. – С. 647–664.

6. Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. – М.: Недра, 1996. – 366 с.

О ГЕНЕЗИСЕ РАССОЛОВ БАЙКИТСКОЙ АНТЕКЛИЗЫ 1, Н.С. Трифонов Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики имени А.А. Трофимука СО РАН, Россия Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: Trifonovnik@mail.ru Уникальность подземных рассолов Сибирской платформы, обусловленная древнейшим возрастом вмещающих их пород и наличием в них мощных галогенных толщ, предельной минерализацией и степенью метаморфизма химического состава, а также исключительно высоким обогащением рассолов целым рядом галогенных, галофильных и других микрокомпонентов, определяет особый интерес к их геохимии, формированию химического состава и генезису.

Вопросы генезиса рассолов – одна из ведущих проблем гидрогеохимии, с которой связано решение многих прикладных вопросов, например, оценка совместимости различных типов вод с пластовыми водами и породой коллектора (при утилизации больших объемов промышленных стоков или при проектировании системы поддержания пластового давления).

Развитие представлений о формировании химического состава и генезисе рассолов связано с именами М.Г. Валяшко [2], И.К. Зайцева [4], Л.Н. Капченко [5], Е.В. Пиннекера [7], В.И. Вожова [3], С.И. Смирнова [8], С.Л. Шварцева [10] и др.

Трудами этих учёных установлено, что влияние галогенных формаций на формирование рассолов определяется различными процессами: во-первых, простым растворением минералов, составляющих основу формаций (галит, гипс и др.), инфильтрационными водами;

во-вторых, седиментационными процессами, в результате которых формируются сами галогенные формации. В соответствии с этими положениями среди хлоридных рассолов в настоящее время различают два основных генетических типа – инфильтрационные и седиментационные рассолы [4]. Разное происхождение таких рассолов отражено в существенных различиях их химического состава [6].

До последнего времени западная часть Сибирской платформы, где массовые нефтегазопоисковые работы начались намного позже, чем в других её регионах, отличалась значительно меньшей изученностью в гидрогеологическом отношении. Но начиная с 80-х и в последующие годы, по данной территории накоплен объём новых данных, которые позволяют восполнить этот пробел (таблица 1). К сожалению, особенно острая для этого региона проблема качества полученных материалов не всегда позволяет объективно оценить действительный состав рассолов.

Преобладание в растворе тех или иных химических элементов не случайно, а определяется особенностями происхождения и последующего преобразования подземных вод в каждом конкретном случае. Так, например, о генетическом облике рассолов наиболее часто судят по значению Cl/Br и rNa/rCl коэффициентов [7, 11, 6].

Инфильтрационные рассолы состоят в основном из компонентов солей (их минерализация не превышает растворимости NaCl в данных условиях ~ 320 г/дм3) и всегда содержат минимальные концентрации большинства микроэлементов [6].

Таблица Химический состав подземных вод и рассолов Байкитской антеклизы Концентрация, г/дм Индекс скв. М, г/дм рH Na+ K+ Ca2+ Mg2+ Cl- SO42- HCO3- Br- Sr2+ Надсолевая ПТунг следы 0,3 8,5 0,04 0,001 0,03 0,01 0,04 0,008 0,146 0, БМ-114 0,5 7,7 0,05 0,006 0,05 0,03 0,06 0,094 0,203 0,001 0, Км-СТ-9 23,3 7,5 7,44 0,121 1,03 0,19 11,91 2,497 0,138 0,012 0, Км-БМ-150 24,6 6,9 8,67 0,119 0,39 0,21 13,19 1,819 0,195 0,009 0, Бк-1 н.д.

30,2 7,6 10,4 - 1,18 0,12 17,33 0,285 0,128 0, Км-СТ-9 45,9 7,5 15,07 0,268 1,63 0,47 25,24 3,133 0,076 0,022 0, Км-БМ-150А 53,1 7,5 18,93 0,179 1,28 0,09 29,21 3,31 0,049 0,018 0, Оск-1в 67,9 7,6 23,49 0,305 0,02 0,62 39,15 2,455 0,079 0,044 0, Км-12 95,6 7,5 34,97 0,2 0,17 1,15 54,21 4,755 0,052 0,045 0, Км-БМ-8007 н.д.

113,5 7,3 41,55 - 1,69 0,26 67,66 2,044 0,079 0, БМ-113 131,2 7,9 49,01 0,556 1,29 0,22 76,93 3,032 0,115 0,041 0, Соленосная Оск-0 н.д.

88,8 7,7 31,7 0,17 0,16 0,47 50,4 4,01 0,05 0, Км-12 93,3 7,3 34,4 0,2 1,48 0,24 54,5 2,14 0,03 0,38 0, Ом-1 н.д.

147,2 4,9 30,9 - 22,1 1,91 91,61 0,57 0,18 1, Км-5 н.д.

230,1 - 32 11,5 47 3,8 147,3 - - 2, Км-1 267,3 5,9 60,8 1,9 31 5,91 166,7 0,03 0,71 2,33 1, Юр-28 297,6 5,7 49,75 - 48,4 8,99 188,2 0,55 0,70 2,51 0, ВТх-7 н.д.

298,9 - 123,5 0,49 1,8 0,6 172,3 0,004 0,14 0, Тг-1 310,2 7,1 85 24 15,2 1,55 183,8 0,55 0 0,86 0, Км-5 н.д.

329,2 - 43 17 68 8,5 209,7 - - 2, Брм-2 н.д.

338,4 5,8 81,42 12,12 28,98 6,71 205,0 0,23 1,10 2, Брм-1 340,9 5,8 41,05 25,66 51,20 11,58 207,78 0,16 0,76 2, Км-3 342,2 6,1 47,68 15 54,1 8,86 209,2 0,21 0,59 3,34 1, НТг-1 344,2 6,3 30,45 15,1 65,35 9,22 217,7 0,21 0,69 3,57 1, Км-4 380,1 6,1 49,7 19 68,5 8,63 237,5 0,18 0,84 4,83 1, Мд-156 404,8 6,5 29,9 14,5 90 11,2 251,2 0,16 1,46 6,44 2, Брм-1 н.д.

439,3 5,3 23,85 35,89 90,86 14,62 270,2 0,03 1,14 2, Бк-1 469,6 5,4 22,6 26,4 109,5 13,4 286,6 0,13 1,20 6,35 5, Таблица 1 (продолжение) Химический состав подземных вод и рассолов Байкитской антеклизы Концентрация, г/дм Индекс М, рH скв. г/дм3 + + 2+ Mg2+ Cl- SO42- HCO3- Br- Sr2+ Na K Ca Подсолевая Юр-25 н.д.

184,3 6,0 38,25 3,25 13,63 9,97 112,86 0,41 0,31 5, Мд-156 240,3 2,3 17,9 - 50,4 13,1 155,02 0,58 0 3,33 1, Ол-152 366,1 5,5 49,5 15 57,9 8,65 230,79 0,27 0,65 3,34 0, Ен-154 369 6,1 43,8 11,2 61,6 14,47 231,93 0,2 0,24 5,55 1, Ос-1 149,5 6,7 31,3 - 22,1 1,9 91,6 0,57 0,11 1,96 0, Юр-20 222,1 5,2 51,5 - 23,07 6,99 140,18 0,44 0,02 2,30 0, Ен-154 315,2 - 52,1 - 54 7,5 195,8 1,05 0,21 4,56 1, Км-10 272,1 8,2 52,6 4,4 35,9 7,3 168,13 0,453 0,305 2,98 1, Юр-106 н.д.

117,2 5,4 22 0,04 13 5,84 68,93 6,804 0,195 0, Км-9 213,6 - 41,4 3,7 29,1 4,74 132,23 0,001 0,061 2,36 1, Юр-53 н.д.

255,4 5,2 58,38 5,06 24,00 6,38 160,10 0,086 0,244 1, Км-9 225,8 5 42,8 4,1 32 5,5 140,74 0,001 0,305 2,69 1, Юр-30 н.д.

242,3 5,5 37,25 3,63 21,64 14,84 141,01 0,909 0,512 2, Юр-34 н.д.

168,1 4,8 27,8 2,75 14,23 12,65 106,36 1,346 0,098 2, Юр-19 184,2 6,8 43,18 - 20,4 4,46 115,38 0,570 0,153 2,08 0, Юр-28 194,9 7,0 43,9 2,93 18,8 4,16 121,88 0,790 0,183 2,22 0, Юр-55 204,8 3,1 45,86 3,25 19,44 6,44 125,95 0,681 0 2,65 0, Юр-15 н.д.

216,6 5,1 47,5 5 21,24 6,20 133,37 0,506 0,056 0, Юр-69 231,2 4,2 48,32 4 18,04 12,16 145,95 0,917 0,183 1,68 0, Юр-76 249,4 4,2 57,5 2,12 24,75 7,05 157,98 0,018 - 1,79 1, Юр-72 н.д.

239,6 6,3 57,21 4,57 22,83 5,37 147,39 0,414 0,549 1, Км-15 411 5,4 10,5 20 118 12 265,9 0,045 0,231 5,78 4, В связи с минимальными концентрациями брома величина отношения Cl/Br в этих рассолах всегда намного больше, чем в морской воде (~ 300), что является одним из генетических признаков этих рассолов и показателем их происхождения. Вследствие высоких концентраций натрия эти рассолы имеют высокие отношения rNa/rCl, превышающие аналогичное отношение в морской воде, равное 0,85.

Седиментационные рассолы сформированы путём испарительного концентрирования морской воды в солеродных бассейнах, результатом чего являются высокие концентрации основной массы компонентов химического состава (Cl, Br, Mg, K) таких рассолов. Другие компоненты (Ca, Sr, Fe(II), Mn, Zn, Pb и др.) накапливаются в результате межфазовых процессов массопередачи в системе порода–рассол [6].

Вследствие высоких концентраций брома эти рассолы имеют очень низкие величины отношения Cl/Br, они уменьшаются до нескольких десятков (минимальные значения равны 20–30) и всегда меньше 300. Вследствие малого содержания натрия седиментогенные рассолы имеют низкие значения отношения rNa/rCl 0,86.

Взаимодействие подземных вод и рассолов с породами различного состава в ходе их метаморфизации привело к сложным взаимным преобразованиям. Поэтому в пределах Байкитской антеклизы рассолы образуют непрерывный ряд между двумя крайними генетическими типами: хлоридных кальциевых рассолов предельной метаморфизации (седиментационных) и чистых хлоридных натриевых рассолов выщелачивания солей (инфильтрационных), т.е. в водоносных горизонтах могут встречаться рассолы смешанного седиментационно-инфильтрационного происхождения (по Е.В. Пиннекеру). Для определения генетических типов рассолов Байкитской антеклизы по описанным выше критериям отличия седиментационных рассолов от инфильтрационных [6, 10] предварительно были рассчитаны значения генетических коэффициентов (таблица 2).

Таблица Генетические коэффициенты и коэффициент метаморфизации подземных вод и рассолов rNa/rCl Ca/Cl Cl/Br 300 – инфильтрационные 0,86 – инфильтрационные 0,3 – высоко метаморфизованные 300 – седиментационные 0,86 – седиментационные 0,1 – не метаморфизованные надсолевая формация 225,1 1876,0 0,92 1,75 0,0004 0, 922,2 (11) 1,08 (11) 0,04 (11) соленосная формация 39,0 159,2 0,12 0,99 0,24 0, 79,4 (14) 0,57 (14) 0,3 (14) подсолевая формация 19,9 187,0 0,06 0,58 0,12 0, 65,9 (22) 0,46 (22) 0,2 (22) в числителе – пределы, в знаменателе – среднее, в скобках – число определений.

Судя по значениям генетических коэффициентов среди рассолов, изученных в пределах центральной части Байкитской антеклизы, все рассолы подсолевой гидрогеологической формации являются седиментационными, а в отложениях соленосной гидрогеологической формации присутствуют рассолы как седиментационного, так и инфильтрационного происхождения.

Рассолы подсолевой гидрогеологической формации (рифей, венд) характеризуются широкой вариацией значений генетических коэффициентов, в связи с древним возрастом осадочных пород, насчитывающим сотни миллионов лет, а также сложной геологической историей региона. Анализ значений этих же коэффициентов соленосной гидрогеологической формации указывает на то, что в нижней её части (Є усольская свита) присутствуют преимущественно седиментационные рассолы, которые вверх по разрезу могут сменяться сначала рассолами смешанного происхождения, а в верхней части (Є1 ангарская свита) – инфильтрационными.

Вышележащие водоносные комплексы, входящие в состав надсолевой гидрогеологической формации (Є1-2 ангарско-литвинцевская свита, ордовик, триас), в пределах Байкитской антеклизы содержат в нижней части разреза соленые воды и инфильтрационные рассолы выщелачивания (также могут вмещать в различной степени разбавленные внутрипластовые инъекции преимущественно седиментационных рассолов из горизонтов нижележащей формации), а выше – пресные воды (таблица 1). Подземные воды в этой части разреза формировались преимущественно путем инфильтрационного выщелачивания и растворения каменной соли в условиях относительной гидрогеологической раскрытости водовмещающих отложений.

Все генетические разновидности рассолов, кроме собственно инфильтрационных, в той или иной степени метаморфизованы. О степени метаморфизации рассолов наиболее удобно судить по отношению Са/Сl, поскольку суть метаморфизации наиболее ярко проявляется в увеличении содержания Са после захоронения этих рассолов [10].

Если учесть, что к наиболее метаморфизованным следует относить седиментационные рассолы с максимальным содержанием иона Са2+, то за показатель высокой степени метаморфизации следует принимать значение Са/Сl коэффициента 0,3. Все остальные рассолы, кроме чисто инфильтрационных, попадают в разряд средне-метаморфизованных (0,1 Ca/Cl 0,3). Инфильтрационные рассолы с признаками их смешения с седиментационными также относятся к второму типу рассолов. К слабометаморфизованным или практически неметаморфизованным относятся все рассолы отношение Са/Сl которых 0,1 [10].

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 13-05 01075 А) и Госзадания «Наука».

Литература 1. Букаты М.Б. Гидрогеологическое строение западной части Сибирской платформы (в связи с поиском, разведкой и разработкой месторождений нефти и газа) // Геология и геофизика. – 2009. – № 11, т. 50. – С. 1201–1218.


2. Валяшко М.Г. Некоторые общие закономерности формирования химического состава природных вод // Тр. Лаб. ГГП. – 1958. – Т. 16. – С. 128–140.

3. Вожов В.И. Подземные воды Тунгусского бассейна. – М.: Недра, 1977. – 81 с.

4. Зайцев И.К. Гидрогеохимия СССР. – Л.: Недра, 1986. – 239 с.

5. Капченко Л.Н. Генезис подземных вод рассолов максимальной минерализации // Тр.

ВНИИГРИ. – 1977. – Вып. 396. – С. 7–18.

6. Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод. Теоретические, прикладные и экологические аспекты. – М.: ЦентрЛитНефтеГаз, 2012. – 672 с.

7. Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского бассейна (Закономерности размещения, состав, динамика, формирование и использование). – М.: Наука, 1966. – 332 с.

8. Смирнов С.И. Введение в изучение геохимической истории подземных вод седиментационных бассейнов. – М.: Недра, 1974. – 264 с.

9. Сурнин А.И. Перспективы попутного использования пластовых рассолов при освоении Юрубчено-Тохомского газоконденсатно-нефтяного месторождения // Доклады региональной конференции геологов Сибири «300 лет горно-геологической службы России», Томск. – 2001. – С.415–416.

Шварцев С.Л. Химический состав и изотопы стронция рассолов Тунгусского 10.

бассейна в связи с проблемой их формирования // Геохимия. – 2000. – № 11. – С. 1170–1184.

Collins A.S. Geochemistry of oil-field waters. – Amsterdam: Elsvier, 1975. – 496 p.

11.

НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ УЛУЧШЕНИЯ ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКОЙ ОБСТАНОВКИ КРИВОРОЖСКОГО РЕГИОНА (ЦЕНТРАЛЬНАЯ УКРАИНА) О.К. Тяпкин, Н.С. Остапенко, И.Н. Подрезенко, Л.В. Бондаренко, В.А. Кириченко Институт проблем природопользования и экологии НАН Украины, Днепропетровск, Украина E-mail: ippe-main@svitonline.com Введение. Криворожский железорудный бассейн Кривбасс является наиболее крупным горнодобывающим регионом Украины. Геоэкологическая ситуация в регионе находится в критическом состоянии. Это обусловлено большой концентрацией горнодобывающих и перерабатывающих предприятий на относительно небольшой площади (~330 км2). Здесь сосредоточены 75 крупных промышленных предприятий, в т.ч.: 5 горно-обогатительных комбинатов, 9 карьеров открытой добычи железных руд, 7 действующих шахт, Криворожский металлургический комбинат, коксохимический завод и другие. Опасными источниками загрязнения компонентов окружающей среды, в частности, гидросистемы Криворожья, являются отходы обогащения железных руд, шахтные и карьерные воды. С целью создания безопасных условий отработки рудных месторождений ежегодно откачивается до 20 млн. м3 высокоминерализованных шахтных и 16–18 млн. м3 карьерных вод. Эти воды частично используются для пополнения оборотных систем водопотребления горно-обогатительных комбинатов. Их излишки, а также технологические воды, образующиеся после обогащения железных руд, собираются в пруды-накопители, хвостохранилища, где уже накоплено 40– 50 млн. м3 вод с минерализацией от 5–8 до 40 г/дм3. Интенсивная фильтрация минерализованных и загрязненных вод из систем водного хозяйства горных предприятий, аварийные ситуации привели к нарушению режима подземных вод, их загрязнению на площади около 280 км2, трансформации почв (осолонцеванию черноземов, нарушению водопроницаемости и др.). В результате дозированного сброса в гидрографическую сеть ежегодно попадает 10–20 млн. м3 высокоминерализованных вод. Таким образом, проблема очистки, переработки, использования высокоминерализованных вод в промышленном Криворожье является актуальной.

Общая характеристика подземных вод Кривбасса. В породах криворожской серии с глубиной происходит замещение пресных вод солоноватыми и солеными, имеющими высокую минерализацию – до 150 г/дм3 [2, 5]. Выделяют: верхнюю зону, в основном, представленную слабоминерализованными сульфатными подземными водами;

среднюю зону сульфатно-хлоридных вод с повышенной минерализацией и зону нижних хлоридных высокоминерализованных вод. Изменчивость минерализации вод, отобранных в шахтах Кривбасса, зависит от глубины залегания, литологического состава пород (табл. 1).

Таблица Минерализация подземных вод в породах различного литологического состава [4] Минерализация подземных вод (г/дм3) в интервале глубин, м Горная порода 300–500 500–700 700–900 900–1100 1100– Сланцы 2,4–21 – 26,6–29,2 48,2–85,6 – Роговики – 33,2 – 79,8–85,6 – Джеспилиты – 32,2–79,2 76,6–111,9 101,1–105,8 – Рудные тела 41,0–85,8 52,3–110,8 116,4–138,3 – 91,2–140, Руды 116,4–129,3 119,2–162 121,6–140,7 118,3–134,8 – мартитовые Кроме того, существует временная зависимость минерализации. Например, при проведении основных проходческих работ на шахте «Родина» с опережающим дренированием рудных отложений на горизонте 1165 м в разные годы минерализация подземных вод составляла: 140 г/дм3 (1986–88 гг.) и 62 г/дм3 (1991 г.). Такая закономерность характерна и для других шахт Криворожского бассейна.

Результаты анализа показали [1], что химический состав солей вод высокой минерализации является «чужеродным» по отношению к водовмещающим породам.

По данным содержания брома и величине хлор-бромного коэффициента можно заключить, что соленые воды Криворожья не могли образоваться в результате накопления вадозными водами солей из пород, так как это сказалось бы на содержании брома и величине хлор-бромного коэффициента. Этот коэффициент для соленых вод Криворожья имеет значения, характерные для вод морского генезиса. То же самое можно сказать и о величине отношения эквивалентных содержаний хлора и магния.

В минерализованных водах Криворожья установлено наличие хлоридов кальция и магния, образование которых увязывается с метаморфизацией вод морского генезиса вследствие обменных реакций между глинистыми континентальными породами и морской водой. Произошедшее преобразование состава вод в процессе обменных реакций между глинистым веществом и водой отражено и в величине отношения натрия к хлору. Содержания микрокомпонентов металлов в соленых водах Кривого Рога ниже по сравнению с водами коры выветривания данной территории. Это объясняется слабым переходом металлов из пород в воду вследствие унаследования высокой минерализации воды и восстановительных условий среды в зоне метаморфизованных морских вод. Сравнительная характеристика химического состава высокоминерализованных вод криворожской серии и морской воды приведена в табл. 2. Кроме перечисленных элементов в рассолах нижней зоны обнаружены стронций, марганец, титан, медь, серебро, никель, хром, свинец, кобальт и цинк.

Таблица Сравнительная характеристика средних значений химического состава высокоминерализованных вод криворожской серии и морской воды Подземные воды Криворожья Морская вода Содержание, Среднее Среднее Элемент % от % от г/дм3 значение, г/дм3 значение, г/дм Na+ + K+ 23,6–26,9 25,2 32,5 11,15 39, Mg2+ 1,77–2,73 2,21 2,7 1,29 8, Ca2+ 1,56–1,92 1,71 2,2 0,408 1, Cl- 43,37–48,49 45,9 59,7 19,35 45, SO42- 1,35–2,64 2,00 2,4 2,70 4, Br- 0,126–0,147 0,136 0,18 0,066 0, J- (0,34–1,00)·10-3 0,67·10-3 9·10-3 - 1,2·10- 5· 72–82 77 100 35,16 Полученные результаты об условиях образования подземных вод могут быть основой для использования технологических схем при их опреснении, применяемых для улучшения геоэкологической обстановки.

Современные технологии очистки и опреснения морских и сточных вод с повышенным солесодержанием подразделяются на две основные группы:

опреснение и обессоливание, связанное с промежуточным изменением агрегатного состояния жидкости и без изменения агрегатного состояния жидкости. К первой группе методов относят дистилляцию, нагрев воды до сверхкритической температуры (350 оС), замораживание искусственное, газогидратный метод, методы естественного вымораживания. Опреснение способами второй группы включает в себя такие виды, как химическое, электрохимическое опреснение, ультрафильтрация (ионный обмен, электродиализ, обратный осмос, экстракция и др.).

Наибольшее практическое распространение получили дистилляция, ионообмен, электродиализ и обратный осмос. Но ни один из этих методов не является универсальным и может быть весьма эффективен только для определенных условий.

При выборе способа обессоливания необходимо принимать во внимание соотношение эффективности метода, его стоимость, наличие новых технических решений и т.д.

При дистилляции на единицу первичного пара можно получить значительно большее количество обессоленной воды. При одноступенчатом испарении на 1 т первичного пара получают около 0,9 т обессоленной воды, на установках, имеющих 50–60 ступеней – 15–20 т опресненной воды. Удельный расход электроэнергии в дистилляционных установках составляет 3,5–4,5 кВт час/м3 дистиллята.

Энергетические затраты составляют ~ 10 кВт час/м3 обессоленной воды.

Рентабельность ионного обмена при опреснении воды обычно ограничивается исходным содержанием растворенных солей 1,5–2,5 г/л. Если себестоимость воды не играет существенной роли, этим методом можно опреснять воду с достаточно высоким солесодержанием.

При использовании электродиализа выход очищенной воды составляет 90–95 % поступающей воды при регулируемой циркуляции концентрированного потока и других дополнительных мерах. Выход очищенной воды при обычной рециркуляции концентрированного потока составляет 70–85 %. При этом требуется тщательная предочистка воды от взвеси и примеси органических веществ, соединений железа и марганца (для надежной работы электродиализной установки).

Наиболее «востребована» технология обратного осмоса. Учитывая новые разработки в области обратного осмоса, в том числе и в Украине [3], а именно разработка низконапорных, высокопроизводительных и высокоселективных мембран (энергосберегающих), резко расширилась область использования мембранной технологии (обратного осмоса). В широком диапазоне солесодержания (0,15–50 г/дм3) опреснительные мембранные установки по экономическим показателям соизмеримы с электродиализаторами, и выгодно отличаются от ионного обмена. Доля получения пресной воды по технологии обратного осмоса составляет 61,5 %.


Использование опыта извлечения химических элементов из морской воды.

В первую очередь это бром и йод. Среднее содержание брома в океанической воде составляет 0,0659 г/кг. Содержание брома в высокоминерализованных подземных водах Криворожья достигает 0,126–0,147 г/л. Причем из горных пород этот элемент не извлекают совсем, поэтому Мировой океан – единственный источник брома.

В Украине разрабатываются минеральные соли, содержащиеся в рапе залива Сиваш.

Из рапы извлекают MgO, Br, NaCl, CaSO4·2H2O. Добыча только MgО позволяет обеспечить металлургическую промышленность высококачественными огнеупорами.

Опыт переработки рапы для получения товарной продукции может быть использован и для высокоминерализованных вод Кривбасса. Это позволит решить проблему с опреснением данных вод за счет получения товарной продукции, что позволит уменьшить экономические затраты на природоохранные мероприятия.

Впервые Mg из морской воды стали получать в Великобритании еще в 1916 г.

Сейчас Mg из морской воды добывают во Франции, Италии, Тунисе, США, Англии и др. странах. Один из таких заводов с объемом забора воды из Мексиканского залива 7,5 млн. л/мин был сооружен в г. Фрипорте (Техас, США). Здесь получают гидроксид магния, который можно использовать как огнеупорный материал, или же превращают гидроксид в хлорид магния, затем путем электролиза из него извлекают металлический магний и газообразный хлор. В настоящее время в США и Великобритании функционирует более 20 заводов по производству морского магния. В основном, это MgCl2, MgO и MgCO3. Из этих соединений получают огнеупорное сырье, удобрения, искусственный шелк, бумагу, применяют в фармацевтическом производстве. В США около 90 % каустического кальцинированного оксида магния и 50 % огнеупорной магнезии имеют морское происхождение. Из вод Мирового океана получают также калийную соль – ценное химическое сырье и важное минеральное удобрение.

В настоящее время большое количество калийных солей из морской воды добывают в КНР, Италии, Японии. Только в Японии ежегодно получают более 10 тыс. т морского калия.

Заключение. Учитывая вышеприведенное, высокоминерализованные воды Кривбасса могут быть своеобразной «жидкой рудой», представляющей собой реальную практическую ценность в качестве источника многих минеральных соединений. Это, прежде всего, извлечение полезных веществ, связанное с наличием пяти элементов в высокоминерализованных подземных водах, откачиваемых из шахт и карьеров Кривого Рога – натрий, хлор, магний, бром и калий. Добыча и переработка данных вод позволит получить опресненную воду, которая может использоваться в оборотном цикле при переработке рассолов или же экологически безопасно сливаться через отстойники в гидрографическую сеть. Но развитие данного направления требует больших капиталовложений, что может быть решено только на государственном уровне. Положительное решение вопроса переработки рассолов Кривбасса будет не только способствовать ослаблению социальных проблем данного региона за счет увеличения количества рабочих мест, но и создаст одну из основ перехода данного региона к устойчивому развитию, когда, в частности, промышленное развитие с целью удовлетворения потребностей человека в настоящем (без нарушения основных природных процессов) не нарушит возможности будущих поколений удовлетворять свои потребности. В противном случае необходимо учитывать следующее: при полной отработке железорудных месторождений возникнет вопрос рекультивации отработанных площадей. При этом поступления рассолов из отработанных участков шахт и карьеров Кривбасса в подземные и поверхностные воды (без решения вопроса их утилизации) останется на том же уровне, что и при добыче железных руд.

По предварительным данным расходы на реализацию разных способов «борьбы»

с накоплением в этом регионе огромных объемов неутилизированных высокоминерализованных сточных вод (в т.ч. сброс данных вод через специально построенный водогон в Черное море) значительно превысят те затраты, которые пойдут на переработку рассолов для получения товарной продукции. Таким образом, применение малоотходных процессов и эффективных методов переработки соленых вод, разработанных и уже применяемых как в Украине, так и в других странах будет способствовать более эффективному решению эколого-социально-экономических проблем в Криворожском регионе и улучшению геоэкологической обстановки.

Литература 1. Бабинец А.Е. Подземные воды юго-запада Русской платформы. – Киев: Наукова думка, 1961. – 320 с.

2. Багрій І.Д., Гожик П.Ф., Самоткал Е.В. Гідроекосистема Кріворізьского басейну – стан і напрямки поліпшення. – Київ: Феникс, 2005. – 216 с.

3. Гончарук В.В. Экологические аспекты современных технологий охраны водной среды. – Киев: Наукова думка, 2005. – 399 с.

4. Горєв Л.М., Пелешенко В.І., Хільчевский О.М. Гідрохімія України. – Київ: Вища школа, 1995. – 307 с.

5. Шестопалов В.М. Водообмен в гидрогеологических структурах Украины:

Водообмен в естественных условиях. – Киев: Наукова думка, 1989. – 288 с.

ПЕРСПЕКТИВЫ ХОЗЯЙСТВЕННО-ПИТЬЕВОГО ВОДОСНАБЖЕНИЯ ПРИ РАЗРАБОТКЕ СОБИНСКОГО НЕФТЕГАЗОКОНДЕНСАТНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ В.И. Уварова Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики имени А.А.Трофимука СО РАН,, Россия E-mail: uvarovavi@mail.ru При проектировании разработки месторождения всегда встает вопрос об организации водоснабжения, как технического, так и хозяйственно-питьевого.

В ближайшее время планируется разработка Собинского нефтегазоконденсатного месторождения (НГКМ), в связи с вводом в эксплуатацию нефтепровода «Восточная Сибирь – Тихий океан». В данной работе рассматриваются особенности подземных вод Собинского лицензионного участка и их возможное использование в качестве источников водоснабжения.

Собинский лицензионный участок (ЛУ) расположен в пределах Тунгусско Чунского района Эвенкийского автономного округа в 20–25 км южнее пос. Ванавара (рис. 1), на южном склоне водораздела рек Подкаменная Тунгуска и Тэтэрэ в их нижнем течении.

Согласно принятой гидрогеологической стратификации в районе выделены надсолевая, соленосная и подсолевая формации [1]. Первая из них дренируется речной сетью и представляет наибольший интерес для поисков и разведки пресных подземных вод для использования их в качестве источников водоснабжения.

Рис. 1. Обзорная схема расположения Собинского лицензионного участка В разрезе надсолевой гидрогеологической формации выделены (табл. 1) палеоген четвертичный, верхнепалеозойско-триасовый и надсолевой водоносные комплексы [2, 3], содержащие в верхней части разреза пресные, а глубже соленые и рассольные инфильтрогенные воды. Ниже дана характеристика основных водоносных горизонтов и комплексов приповерхностной части разреза.

Водоносные горизонты четвертичных аллювиальных отложений (Q) распространены локально, в долинах рек и их притоков и приурочены к аллювиальным и озерно-болотным галечникам, пескам и супесям. Четвертичные отложения маломощны, их обводненность контролируется сезонностью времен года.

Максимальная мощность комплекса приурочена к долинам крупных рек, составляет около 5–7 м, глубина залегания грунтовых вод, как правило, не превышает 3 м.

На отдельных участках его развитие может ограничиваться развитием многолетнемерзлых пород (ММП). В районах распространения ММП они обводнены только в теплое время года в пределах деятельного слоя. В питании вод аллювиальных отложений существенную роль (особенно в зимний период) играют подземные воды коренных пород. Химический состав вод гидрокарбонатный кальциевый с минерализацией от 0,1 до 0,5 г/дм3, часто с относительно высокими содержаниями хлоридов и сульфатов.

Из-за сезонного существования и малой мощности водоносный комплекс не представляет интереса для организации водоснабжения. Использование вод комплекса для индивидуальных целей ограничивается качеством: обычно в водах много железа и марганца, эксплуатация возможна зачастую только в летнее время.

Водоносный комплекс подвержен быстрому загрязнению с поверхности.

Таблица Обобщенная гидрогеологическая стратификация надсолевой формации Собинского ЛУ Возраст Свита Комплекс Палеоген-четвертичный Q Т1 Корвунчанская Пеляткинская P Верхнепалеозойско-триасовый Бургуклинская P Катская C2- Є1-2 Литвинцевская/ ангарская Надсолевой Водоносный горизонт нижнетриасовых вулканогенно-осадочных отложений корвунчанской свиты (T1 kr). Водовмещающими породами являются трещиноватые туфы, туффиты, туфоалевролиты, туфопесчаники, иногда отмечаются прослои туфобрекчий [4]. С поверхности водоносный горизонт перекрыт маломощным чехлом элювиально-делювиальных образований, а в долинах – аллювиальными отложениями.

Мощность горизонта зависит от глубины развития зоны трещиноватости пород, обычно до 60–80 м. Большинство водоносных горизонтов приурочены к глубинам до 50–60 м, что обусловлено повышенной трещиноватостью верхней части разреза вблизи подошвы многолетнемерзлых пород. Обводненность пород неравномерная и, чаще всего, характеризуется удельными дебитами скважин от 0,2 до 1,0 л/с. Подземный сток направлен преимущественно к рекам Ванаварка и Подкаменная Тунгуска, являющимися основными дренами. Амплитуда колебания уровня подземных вод 1,5–3 м.

Главную роль в формировании запасов подземных вод играют атмосферные осадки. В весенне-осенне-зимний период значительную долю в питании водоносного комплекса составляет боковая фильтрация речных вод. Кроме этого, в региональном плане питание осуществляется за счет подтока из более глубоких горизонтов по тектоническим зонам.

Подземные воды водоносного горизонта нижнетриасовых отложений корвунчанской свиты по химическому составу являются гидрокарбонатными кальциево-натриево-магниевыми с повышенным содержанием железа до 0,8 г/дм3.

На глубинах 15–60 м воды приобретают гидрокарбонатно-хлоридный состав, и имеют повышенную минерализацию, изменяющуюся от 0,5 до 3,5 г/дм3. Для вод данного комплекса характерно присутствие брома до 0,6–1,0 мг/дм3, йода – 0,5 мг/дм3, лития 0,005–0,007 мг/дм3 [5]. Особенностью вод этого горизонта является практически полная бессульфатность и наличие сероводорода при появлении в них сульфат-иона.

Глубина залегания отложений триаса, составляет от 0 до 400 м. Глубина залегания статического уровня не превышает 30 м, дебиты при откачках изменялись от 3,5 до 40 м3/час. Минерализация в основном изменяется от 12,2 до 144 г/дм3.

Третьим водоносным подразделением, широко развитым на площади работ и содержащим пресные подземные воды, является пермский водоносный комплекс бургуклинской (Р1 br) и пеляткинской (P2 pl) свит. Водовмещающими отложениями являются трещиноватые песчаники, алевролиты, прослои углей [4]. По скважинам, вскрывшим водоносный комплекс, в пределах изучаемой площади, получены дебиты от 3,3 до 20–25 м3/час;

глубина залегания статического уровня от 3 до 57 м, при этом сведений о понижении уровня нет. По скважинам получены пресные подземные воды:

минерализация 0,22–0,67 г/дм3, воды гидрокарбонатные, либо смешанные по анионам.

Ниже приведена схема расположения опробованных скважин и данные о химическом составе подземных вод (рис. 2, табл. 2).

Рис. 2. Схема расположения скважин Ниже, обычно на глубине 200 и более метров залегает водоносный средне верхнекаменноугольный карбонатно-терригенный комплекс катской свиты (С2-3 kt).

По химическому составу воды комплекса хлоридные кальциево-натриевые с минерализацией до 3,9 г/дм3. Комплекс слабо изучен, практического интереса на данной стадии изученности для питьевого водоснабжения не представляет. Однако данный водоносный комплекс может оказывать воздействие на формирование химического состава вод вышезалегающих водоносных комплексов перми и триаса.

Таблица Химический состав вод разведочно-эксплуатационных водозаборных скважин Собинского ЛУ, мг/дм Скв ИнтервалИндекс М рH Na+ K+ Ca2+ Mg2+ Cl- SO42- HCO3-Feобщ NH4+ NO2- NO3- SiO2 CO2св № С-Р 40 61-70 14,8 2,6 141,6 21 3,3 93,0 427,0 0,4 0,4 0,002 0,2 - Q, Р 41 24-44 216 7.2 8,8 0,8 26,4 13,3 12,6 1,7 152,5 0,01 0,1 0,002 0,5 13,8 4, pl, T Р2 380 7,4 7,7 1,9 72,2 10,3 3,5 4,2 280,6 0,01 0,2 0,01 0,5 14,4 9, 43 36- T1 126 7,0 7,9 0,8 16,1 6,1 10,6 4,1 79,3 0,4 0,03 0,002 0,7 9,0 9, 45 13- Р2 pl, 48 30-32 172 7,1 6,8 2,1 17,2 10,5 2,8 1,24 115,9 5 0,18 0,09 0,01 0,5 T Т1 376 6,8 15,2 2,1 48,7 20,0 1,8 2,9 286,7 5 0,15 0,1 0,002 0,5 14, 49 95- На значительной территории участка развиты поля трапповых интрузий. К ним приурочена локально слабоводоносная зона трещиноватости. В целом на Собинском участке трапповые интрузии представлены сложной системой сочленяющихся тел крутопадающих, пологосекущих и неправильной формы. В отложениях палеозоя и триаса траппы обычно залегают в виде секущих тел. По имеющимся сведениям о водоносности траппов на всей площади их развития зона трещиноватости, содержащая подземные воды, обводнена весьма слабо и локально. Водовмещающие породы представлены долеритами, которые трещиноваты в зоне выветривания (судя по отрывочным сведениям до глубины 60 м) и в зонах, приуроченных к тектоническим контактам. Чаще всего воды траппов гидрокарбонатные натриевые, кальциево натриевые с минерализацией около 0,4–0,8 г/дм3, на отдельных участках могут быть пестрые по составу, приурочены к приводораздельным поверхностям, четко выражены в рельефе. На территории Эвенкии сведений об использовании вод интрузивного комплекса траппов нет. Вследствие слабой и весьма неравномерной обводненности, а также гипсометрического положения, зона трещиноватости траппов для организации водоснабжения неперспективна и в пределах Собинского ЛУ.

В водоносных горизонтах надсолевой формации пресные гидрокарбонатные кальциево-магниевые воды зоны активного водообмена с минерализацией 0,1–3,5 г/дм ниже сменяются хлоридными натриевыми с общей минерализацией до 35–50 г/дм3. Эти воды изучены слабо, но представляют собой наиболее перспективный объект с целью организации питьевого, хозяйственного и производственно-технического водоснабжения промыслов.

Анализ гидрогеологических условий показал, что зона пресных вод, пригодных для питьевого водоснабжения, начинается от дневной поверхности и распространяется до глубины 300–500 м. Ее мощность и гидрогеохимические особенности почти не зависят от типа водовмещающих отложений, но контролируются структурой артезианского бассейна, ландшафтом местности и интенсивностью водообмена. Таким образом, организация хозяйственно-питьевого водоснабжения в пределах Собинского ЛУ возможна за счет водоносного нижнетриасового туфогенно-осадочного комплекса.

Использование других гидрогеологических горизонтов и комплексов на текущий момент ограничено либо весьма слабой и неравномерной водообильностью, либо слабой изученностью.

Литература 1. Анциферов А.С. Гидрогелогия древнейших нефтегазоносных толщ Сибирской платформы. – М.: Недра, 1989. – 176 с.

2. Букаты М.Б. Геология и геохимия подземных рассолов западной части Сибирской платформы. автореф. Дисс.... докт. геол-минер. наук. – Томск: 1999. – 289 с.

3. Букаты М.Б. Гидрогеологическое строение западной части Сибирской платформы (в связи с поиском, разведкой и разработкой месторождений нефти и газа) // Геология и геофизика. – № 11. – т. 50. – 2009. – С. 1201–1218.

4. Объяснительная записка к Государственной геологической карте СССР масштаба 1:200000. Серия Тунгусская, листы Р-47-ХХХ, Р-48-ХХV, XXVII, XXXI, XXXII / Котков В.Н., Бармин В.А., Завацкая Р.М. и др. – М.: 1986. – 205 с.

5. Комплексные гидрогеологические исследования Тунгусского бассейна для прогноза нефтегазоносности и металлоносности подземных рассолов: отчет о НИР : тема № 684 / СНИИГГиМС ;

Вожов В.И., Букаты М.Б., Кузьмин С.П. [и др.]. – Новосибирск: 1975. – 183 л.

КОНЦЕПТУАЛЬНАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ УГЛЕКИСЛЫХ МИНЕРАЛЬНЫХ ВОД СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ Н.А. Харитонова Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия E-mail: tchenat@mail.ru Хорошо известно, что формирование химического состава подземных вод является весьма сложным процессом, который обусловлен сочетанием факторов, создающих определенную геохимическую обстановку вод. В случае холодных углекислых минеральных вод северо-востока Азии их химический состав формируется при участии водной фазы, газовой фазы и процессов взаимодействия водовмещающей породы с водной и газовой фазой.

Важными факторами, определяющими геохимический облик воды, являются геологическое строение месторождения, специфика климата, температура, осадки, тип горных пород, рельеф, скорость водообмена и т.д.

Проведенные исследования соотношений 18О и D в холодных углекислых водах северо-востока Азии свидетельствуют, что воды имеют метеорное происхождение, а наблюдаемые вариации изотопов – результат взаимодействия в системе вода–порода– газ. Данные по значениям изотопов D и 18О в исследованных подземных водах располагаются вблизи линии Крейга (рис. 1) и, несомненно, свидетельствуют об их метеорном происхождении. Сравнение полученных нами данных с уже опубликованными значениями [3] показывает их хорошую сходимость.

Рис. 2. Соотношение стабильных изотопов относительно стандарта SMOW в природных водах северо-востока Азии Значения изотопов 18О и D во всех типах подземных вод, за исключением рассолов и пресных подземных вод побережья Японского моря, близкие. Наибольшие значения изотопов 18О и D отмечаются в углекислых минеральных водах, а наименьшие 18О и D обнаружены в пресных подземных водах южного Приморья, а также в рассолах. Содержание дейтерия в подземных водах региона, в общем, соответствует его содержанию в поверхностных водах региона, в то время как концентрация 18О сдвинута в сторону увеличения. Рассчитанная величина «кислородного сдвига» всех изученных вод в большинстве случаев не превышает ±1,5 ‰. Отрицательные значения «кислородного сдвига», зафиксированные в холодных углекислых минеральных водах, вероятно, являются результатом взаимодействия с водовмещающими породами при низких температурах.

Максимальный сдвиг в содержании 18О (–15 ‰) в высокоминерализованных гидрокарбонатных натриевых водах на месторождении Мухен (скв. 30) является результатом изотопного обмена кислорода воды с кислородом углекислого газа при преобладании объемов СО2 над объемами воды. В данных водах дебит СО2 составляет до 6,5 л/с при дебите воды – 0, 14 л/с [1, 2].

Прослеживается отчетливая широтная зависимость величин D и 18О в изученных месторождениях углекислых минеральных вод. Наименьшие значения D и 18О зафиксированы в водах месторождения Гонжинское (D варьирует от -100 ‰ до -107 ‰ и 18О – от -14 ‰ до -15 ‰), расположенного в континентальной части Дальнего Востока на широте 53o35'25", а наиболее высокие – в водах месторождения Нижние Лужки (D варьирует от -95,1 ‰ до – 103 ‰ и 18О – от -12,7 ‰ до -14,1 ‰), находящегося на широте 43o36'06".

Поскольку все известные месторождения углекислых минеральных вод Приморья находятся в континентальной части края, характеризующейся затяжной, снежной зимой, их изотопные параметры заведомо ниже, чем у подземных вод, расположенных на побережье.

Исследование газовой фазы месторождений показало, что основным компонентом газов всех изученных месторождений является СО2, второстепенными – кислород, азот, аргон и гелий. Установлено, что кислород, азот и аргон имеют атмосферный генезис, в то время как углекислый газ и гелий имеют глубинное происхождение. Генезис СО по изотопным отношениям 13С, и соотношениям СО2/3Не, связан с мантийными процессами, в то время как влияние Земной коры является незначительным.



Pages:     | 1 |   ...   | 20 | 21 || 23 | 24 |   ...   | 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.