Распространение геохимических типов подземных вод в бассейне Р. Катунь (среднее течение)

Тип работы:
Реферат
Предмет:
Геология


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

Ю.Ю. Лоханова, Н.М. Рассказов
РАСПРОСТРАНЕНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ТИПОВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В БАССЕЙНЕ Р. КАТУНЬ (СРЕДНЕЕ ТЕЧЕНИЕ)
Приведена характеристика распределения по геохимическим особенностям подземных вод бассейна р. Катунь (Горный Алтай). Дана оценка степени их насыщенности к карбонатам и алюмосиликатам. Выделены геохимические типы подземных вод и установлено их площадное распространение.
Исследование геохимических особенностей подземных вод необходимо для изучения их взаимодействий с вмещающими породами, выяснения степени их насыщенности к карбонатам (кальциту, доломиту и сидериту), а также алюмосиликатам (полевым шпатам и др.) при стандартных условиях. В связи с этим проведено комплексное гидрогеохимическое опробование водопунктов применительно к основным водоносным
подразделениям, образующим единую гидрогеологическую систему бассейна р. Катунь (Горный Алтай). Опробованы родники, наблюдательные скважины (режимные), проведена пробоподготовка, консервирование проб, а также полевые химические анализы. Всего проанализировано 355 проб воды, отобранных с 1983 по 2005 г. сотрудниками ИНГГ СО РАН при участии авторов (рис. 1).
• 1 о 2
Рис. 1. Карта фактического материала: 1 — наблюдательные (режимные) гидрогеологические скважины,
2 — родники
Цель данной работы — оценка степени насыщенности подземных вод к основным породообразующим минералам (карбонатам, алюмосликатам) и выделение закономерностей распространения геохимических типов вод в регионе.
Достижение поставленной цели основывается на данных о содержании элементов в водах в разные годы,
расчетах активностей компонентов- выделении геохимических типов вод- систематизации полученной информации и ее анализе.
Материалом для исследований явились данные, полученные в результате опробования водных объектов в регионе сотрудниками Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН (1983−1996 гг.), а за-
тем Томским филиалом института нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН и сотрудниками Томского политехнического университета (1997−2005 гг.) и последующего геохимического анализа полученных данных [1, 2].
Краткое описание опробованных водоносных горизонтов
Интервал опробования скважин в основном составляет до 100 м от дневной поверхности (максимальная глубина скважин 160 м). Величина модуля подземного стока составляет 3,2−4,0 л/с-км2. Приточность находится в пределах 0,1−0,4 км3/год [3. С. 25].
Подземные воды рассматриваемой территории повсеместно пресные с минерализацией 70−700 мг/л, как правило, нейтральные или слабощелочные (рН 7,0−8,8), по составу преимущественно гидрокарбонатные кальциевые.
Поровые воды в аллювиальных отложениях, по сравнению с трещинными, являются более минерализованными и имеют несколько повышенную температуру.
Микрокомпоненты
Установлено, что содержания практически всех микрокомпонентов подвержены значительным колебаниям во времени (табл. 2). Элементы, выделяемые по геохимической классификации [4], можно отнести к категории циклических. Исключение составляет Ы+, он принадлежит к рассеянным элементам. Отмечается резкое
В результате проведенных химико-аналитических работ, выполненных в проблемной гидрогеохимической лаборатории ТПУ, были получены данные по общей минерализации подземных вод в период с 1989 по 2005 г. в 12 скважинах, при анализе которых выявлена ее взаимосвязь с отметками рельефа: она увеличивается по мере снижения интенсивности водообмена, уменьшающейся от горных районов к равнине [2].
Макрокомпоненты
Выделены средние статистические характеристики содержаний компонентов общего химического состава подземных вод каждого водопункта за период наблюдения с 1989 по 2005 г.- полученные данные разделены по типам вод: трещинные в коренных породах и поро-вые в аллювиальных отложениях (табл. 1).
Т, а б л и ц, а 1
увеличение содержаний иона Б- (0,4 мг/л) в нижнем створе (6-Р «Каинзаринский»). При этом максимальные концентрации ряда металлов и средние содержания Мп приурочены к центральной части бассейна (родник 4-Р «Скальный»).
Равновесие подземных вод с породообразующими минералами
Взаимодействия воды с горными породами с позиций равновесно-неравновесной термодинамики для природных сред являются в последние годы объектом повышенного внимания и представляются от-
Средние концентрации макрокомпонентов подземных вод бассейна среднего течения р. Катунь (исходные данные ТПУ и ТФ ИГНГ СО РАН представлены В. С. Кусковским и Н. М. Рассказовым, 1989−2001 гг. -
О. Г. Савичевым, 1999 г.- Е. А. Жуковской, 2002 г.- Е. В. Домрочевой и Ю. Ю. Лохановой 2003−2005 гг.), мг/л
Пункты наблю- дений Место отбора Период набл., год Са2+ Mg2+ №+ К+ НСО3- 8О42- С1- Кол-во набл. М
Воды зоны трещиноватости коренных пород
Родники
1 «Толгоек» 2005 49,47 13,08 7,39 1,72 243,72 7,80 5,02 19 328,2
2 «Дорожный» 2005 46,39 19,68 5,93 1,24 250,97 18,82 0,51 20 343,54
3 «Скальный» 2005 52,02 20,69 7,08 1,30 277,49 14,61 1,32 18 374,51
4 «Поплавочный» 1991 36,50 18,74 5,05 0,91 227,88 13,16 0,46 9 302,7
5 «Каинзаринский» 2005 45,39 9,93 7,29 0,99 193,73 21,01 1,50 21 279,84
Скважины
6 Скв. 1 2005 50,07 23,66 28,20 9,39 209,68 89,97 26,20 20 437,17
7 Скв. 2 1996 45,42 22,40 9,40 1,86 250,34 24,83 3,24 15 357,49
8 Скв. 3 1991 43,95 31,25 14,93 3,03 264,63 96,20 2,99 8 456,98
9 Скв. 5 1991 17,83 9,95 10,13 1,78 172,00 17,25 4,07 7 233,01
10 Скв. 6 1993 33,25 10,93 22,50 1,73 123,51 48,42 3,28 15 243,62
11 Скв. 7 1993 23,11 13,81 38,50 2,73 189,79 43,69 19,04 26 330,67
12 Скв. 1401 1992 43,80 6,76 8,08 2,47 165,40 12,77 1,64 11 240,92
13 Скв. 1403 1992 11,40 7,18 7,37 1,10 133,33 5,03 2,34 10 167,75
14 Скв. 1404 1992 46,73 12,18 10,98 1,43 247,05 16,78 1,62 10 336,77
15 Скв. 1408 1993 35,15 6,58 7,05 6,58 156,60 19,97 2,70 11 234,63
Воды аллювиальных отложений
Родники
16 «Питьевой» 2005 69,76 9,99 9,23 1,07 263,26 11,41 0,74 14 365,46
17 «Бельевой» 2005 71,47 8,64 8,64 1,31 274,77 8,22 1,08 14 374,13
18 «Куюсский» 2005 44,16 10,11 6,86 0,98 205,49 9,92 0,87 18 278,39
19 «Водосливный» 2005 52,63 11,97 4,37 1,02 215,17 27,02 1,06 20 313,24
Скважины
20 Скв. 4 1993 28,23 13,78 10,23 1,70 197,82 14,37 2,90 14 269,03
21 Скв. 1405 1999 28,34 4,95 5,44 1,05 130,12 4,78 1,06 17 175,74
носительно изученными, чего нельзя сказать о подземных водах. Поскольку каждая осадочная порода представляет собой совокупность парагенетической ассоциации минеральных и (или) органических ком-
понентов и жидкостно-флюидной фазы, система «вода — порода» относится к наиболее сложным гетерогенным системам с межфазовыми взаимодействиями [5].
Т, а б л и ц, а 2
Средние концентрации микрокомпонентов в подземных водах региона (исходные данные представлены: К-, А13-, Ы^+ -В. С. Кусковским и Н. М. Рассказовым, 1989−2001 гг.- СЛ2+, РЬ2+, Си2+, ^2+, К-, А13- - О. Г. Савичевым, 1999 г. -
Ы+, 8г2+, МП+, СЛ2+, РЬ2+, Си2+, & amp-2+, К-, А13- - Е. В. Домрочевой и Ю. Ю. Лохановой, 2003−2005 гг.), мг/л
Пункты наблюдений (см. табл. 1) F- Al3- Hg2+ (n-103-) Cd2+ Pb2+ Cu2+ Zn2+ Li+ Sr2+ Mn5+
Воды зоны трещиноватости коренных пород
1 0,23(4) 0,22(5) 0,03(11) 0,0001(2) 0,001(2) 0,001(2) 0,01(2) 0,001(2) 0,46(2) 0,04(2)
2 0,15(3) 0,20(3) 0,02(12) 0,0001(1) 0,001(1) 0,001(1) 0,01(1) 0,001(1) 0,74(1) 0,01(1)
3 0,56(3) 0,60(3) 0,04(10) 0,0005(2) 0,002(2) 0,0035(2) 0,02(2) 0,001(2) 0,92(2) 0,01(2)
4 0,15(3) 0,20(3) 0,04(11) — - - - - - -
5 0,40(3) 0,50(3) 0,03(8) 0,0005(2) 0,005(2) 0,005(2) 0,01(2) 0,001(2) 0,29(2) 0,01(2)
6 0,12(5) 0,30(5) 0,08(12) — - - - - - -
7 0,16(5) 0,30(5) 0,03(14) — - - - - - -
8 0,29(2) 0,80(2) 0,02(6) — - - - - - -
9 — - 0,01(6) — - - - - - -
10 0,23(9) 0,20(9) 0,02(14) — - - - - - -
11 0,57(8) 0,60(8) 0,06(16) — - - - - - -
12 0,11(5) 0,70(5) 0,06(13) — - - - - - -
13 0,14(2) 0,40(2) 0,01(12) — - - - - - -
14 0,28(2) 0,30(2) 0,01(9) — - - - - - -
15 0,13(2) 0,28(2) 0,01(10) — - - - - - -
Воды аллювиальных отложений
16 0,21(4) 0,10(5) 0,03(11) 0,0005(2) 0,005(2) 0,001(2) 0,26(2) 0,001(2) 0,31(2) 0,04(2)
17 0,21(2) 0,20(3) 0,05(10) 0,0001(1) 0,001(1) 0,001(1) 0,01(1) 0,001(1) 0,32(1) 0,01(1)
18 0,21(2) 0,20(2) 0,01(9) 0,0001(1) 0,001(1) 0,001(1) 0,01(1) 0,001(1) 0,30(1) 0,01(1)
19 0,19(3) 0,40(4) 0,01(12) 0,0005(2) 0,001(2) 0,004(2) 0,09(2) 0,001(2) 0,30(2) 0,02(2)
20 0,19(5) 0,30(5) 0,02(14) — - - - - - -
21 0,19(7) 0,70(7) 0,04(15) 0,0001(1) 0,001(1) 0,028(1) 0,01(1) — - -
Примечание. В скобках количество определений за период наблюдений.
Сложность и направленность протекающих в данной системе процессов, а также разнообразие и закономерности формирования вторичных минеральных фаз и геохимических сред, форм переноса многих химических элементов и соединений, используемых в поисковых целях, можно оценить на основе термодинамических расчетов с построением диаграмм стабильности минералов.
Физико-химические методы все чаще применяются в практике геохимических исследований благодаря работам Р. М. Гаррельса, Ч. Л. Крайста, Х.К. Хельге-сона, Ж. Тарди, М. Е. Томсона, Т. Пачеса, В. П. Зверева, С. Р. Крайнова, И. К. Карпова, С. Л. Шварцева, Г. Б. Наумова, Б. Н. Рыженко и др.
Степень равновесия подземных вод с основными породообразующими минералами была установлена по диаграммам равновесия корбонатных и алюмоси-ликатных минералов (рис. 2, 3), были рассчитаны концентрации (активности) компонентов с использованием программного комплекса HydrGeo, разработанного М. Б. Букаты [6], для температуры 22 °C и давления 0,1 МПа.
Вследствие того, что для рассматриваемых реакций влияние давления не существенно в сравнении с температурой, им допустимо пренебречь и рассматривать системы при вышеуказанном давлении. На диаграммах показаны поля устойчивости минералов как функции температуры и давления по отношению к Н+ и H4SiO4.
Равновесие с карбонатами
Равновесие подземных вод бассейна среднего течения р. Катунь с карбонатами (кальцитом, доломитом, сидеритом) показано на рис. 2, где практически все точки различных типов подземных вод находятся в зоне насыщения карбонатами. Растворимость карбонатов с ростом температуры уменьшается, это сказывается на степени насыщенности природных вод карбонатами.
Анализ данных диаграмм показал, что для подземных вод бассейна среднего течения р. Катунь при температуре 22 °C все без исключения подземные воды перенасыщены карбонатами кальция, магния и железа и склонны к их осаждению из раствора (рис. 2). На диаграммах насыщенности подземных вод им соответствует линия, выше которой воды насыщены карбонатами, ниже — не насыщены.
Равновесие с алюмосиликатами
На диаграммы (рис. 3), построенные С.Л. Шварце-вым [7], вынесены данные, характеризующие степень насыщения подземных вод региона относительно минералов группы алюмосиликатов (полевых шпатов, монтмориллонитов, иллитов, каолинита, хлорита, мусковита и гиббсита при стандартных условиях).
На диаграмме равновесия микроклин-мусковит-гиб-бсит-каолинит-иллит-К-монтмориллонит (НС1-Н20-
А203-К20−8і02) (рис. 3, 1) все точки располагаются в поле устойчивости глинистых минералов (иллит, каолинит), с
которыми подземные воды равновесны, но их расположение далеко от поля равновесия с первичными алюмосиликатами.
На диаграмме равновесия анортит-гиббсит-
каолинит-монтмориллонит (НС1-Н20-А1203-С02-Са0-
8Ю2) (рис. 3, 2), основная масса точек, характеризующая состав подземных вод, сосредоточена в области устойчивости каолинита, причем в непосредственной близости от поля устойчивости Са-монтмориллонита.
Рис. 2. Диаграмма равновесий при Г: А) 22 °C и Б) 10°С: 1 — кальцита- 2 — сидерита- 3 — доломита
М№]/[Н])
Рис. 3. Системы алюмосиликатных минералов при t = 22 °C с нанесением данных по составу подземных вод среднего течения р. Катунь: 1 — микроклин-мусковит-гиббсит-каолинит-иллит-К-монтмориллонит-
2 — анортит-гиббсит-каолинит-монтмориллонит- 3 — Mg-хлорит-гиббсит-каолинит-Mg-монтмориллонит-
4 — парагонит-каолинит-Ка-монтмориллонит- 5 — каолинит-Mg-монтмориллонит-Mg-хлорит-альбит-Na-монтмориллонит
На диаграмме равновесия М^-хлорит-гиббсит-каолинит-М^-монтмориллонит НС1-Н20-А1203-С02-Mg0-K20-Si02 (рис. 3, 3) приведена система полей устойчивости минералов в зависимости от активностей в воде ионов магния, кремнекислоты и значений рН. Подземные воды региона практически полностью попадают в поле устойчивости каолинита. Основная масса точек сконцентрирована на границе полей устойчивости каолинита и Mg-монтмориллонита, что может указывать на формирование смешанных глин. Воды весьма далеки от насыщения относительно магнийсодержащего хлорита и гиббсита.
Диаграмма, иллюстрирующая степень насыщения подземных вод натриевыми минералами, устанавливается по фазовым соотношениям между парагони-том-каолинитом-Ма-монтмориллонитом (БЮ2-А120з-№ 20-С02-Н20) (рис. 3, 4). Разброс точек состава подземных вод является достаточно большим и захватывает главным образом поле устойчивости каолинита. Лишь очень ограниченное число точек попадает за границу с параганитом.
Исследование равновесия подземных вод с магниевыми минералами каолинит-Mg-монтмориллонит-Mg-хлорит-альбит-Na-монтмориллонит (НС1-Н20-
A1203-C02-Mg0-Na20-Si02) (рис. 3, 5) показало плотное, практически линейное расположение точек в направлении образования монтмориллонита различного состава и Mg-хлорита.
Исходя из полученных закономерностей, можно сделать вывод, что подземные воды далеки от насыщения относительно первичных алюмосиликатов (мусковит, КПШ, анортит). Все без исключения подземные воды равновесны только с продуктами выветривания первичных алюмосиликатов — глинами (каолинитом, иллитами, монтмориллонитами). Первичные алюмосиликаты (мусковит, полевые шпаты) инконгруэнтно растворяются с образованием карбонатов и глин групп каолинита, илли-тов, монтмориллонитов. Причем в более кислых условиях воды насыщены каолинитом, а в более щелочных равновесие смещается в сторону иллитов и монтмориллонитов разного состава. Разброс точек достаточно широк благодаря значительной изменчивости в активностях кремнекислоты и основных водных катионов, что, вероятнее всего, является следствием пространственной изменчивости геохимических условий по площади и в разрезе рассматриваемой территории.
Надо сказать, что установлению равновесия с первичными алюмосиликатами препятствует непрерывное образование как карбонатов, так и глинистых минералов, вследствие чего система алюмосиликаты подземные воды является равновесно-неравновесной.
Насыщение подземных вод относительно кальцита и переход его в твердую фазу происходит при величине РС0 равной 10−1-10−3. Таким образом, осаждение кальцита и вывод кальция из раствора служит своего рода барьером для достижения равновесия с первичными алюмосиликатами. Во всех рассмотренных выше случаях подземные воды находятся в состоянии неравновесия с первичными алюмосиликатами, что определяет
непрерывность разрушения водой вмещающих пород. При этом состав вновь образующихся продуктов является устойчивым к агрессивному воздействию подземных вод, что крайне важно.
Таким образом, первичные алюмосиликаты (мусковит, шпаты) инконгруэнтно растворяются с образованием карбонатов и глин групп каолинита, иллитов, монтмориллонитов, а также предположительно смеша-нослойного состава (причем в более кислых водах должен формироваться каолинит, а в более щелочных -иллиты и монтмориллониты).
Распространение геохимических типов подземных вод в регионе
Химический состав подземных вод региона разнообразен, поэтому существует необходимость их систематизации (табл. 1, 2). В гидрогеологии выделяются химические типы вод по преобладающим анионам и катионам- среди многочисленных классификаций широко известны классификации В. А. Сулина, М.Г. Ва-ляшко, О. А. Алекина, С. А. Щукарева и др. Но они не учитывают геохимических особенностей вод различных ландшафтно-климатических зон.
Подход к выделению геохимических типов (минералов) воды предложен С. Л. Шварцевым [8]. Он частично строится на принципах В. И. Вернадского [4]. В основу классификации положена зависимость между составом воды (произведение активностей отдельных групп химических компонентов- учет рН и ЕЙ) и составом продуктов выветривания, которая определяется фундаментальными законами термодинамики. Переход одного геохимического типа в другой контролируется характером изменения параметров геохимической среды, составом водного раствора, законом действия масс и интенсивностью водообмена [8].
По результатам изучения водно-солевых равновесий на территории Горного Алтая выделены геохимические типы вод (табл. 3). Их распределение представлено на рис. 1.
С момента насыщения водного раствора гидрооксидами А1, Бе, К, Мп и др. все растворенные элементы делятся на две неравные группы: 1) подвижную, способную к беспрепятственному концентрированию в растворе и выносу из зоны контакта воды с исходной породой и 2) концентрируемую вторичной фазой и состоящую из элементов, равновесных с их гидрооксидами. Первая группа элементов только частично входит в твердую фазу в виде микропримесей, вторая, наоборот, полностью контролирует состав формирующейся вторичной фазы.
Первый геохимический тип вод, формирующийся в условиях активного водообмена рассматриваемого района, кислый железисто-алюминиевый. К этому типу в основном относятся воды юго-востока бассейна среднего течения р. Катунь. Подземные воды приурочены как к зонам трещиноватых коренных пород (скв. 5−7, 1401, 1405, 1408 и род. «Каинзаринский»), так и к водам аллювиальных отложений (скв. 4, 1403 и род. «Куюсский»).
Геохимические типы подземных вод бассейна среднего течения р. Катунь
Г еохимиче-ские типы вод Г еохимический тип выветривания Контроли- рующие показате- ли Необходимое химическое условие Характеристика подземных вод Пункты наблюдений
Воды трещинные в коренных породах Воды поровые в аллювиальных отложениях
Кислый железистоалюминиевый Латеритный А1, Бе, Мп, рН Равновесие с гидроксидами А1, Бе, Мп Ультрапресные, кислые и слабокислые, окислительные, Si02 & lt- 5 мг/л Скв. 5−7, 1401, 1403, 1408, родник «Каинзаринский» Скв. 4, 1405, родник «Куюсский»
Алюминиево- кремнистый Моносиаллит- ный А1, Si, рН Равновесие с каолинитом Пресные, слабокислые и нейтральные, Si02 & gt- 5 мг/л Скв. 2, 1404, родники «Толгоек», «Дорожный», «Скальный», «Поплавочный» Родник «Водосливный»
Кремнисто- натриевый (Са^-К-Бе) Бисиаллитный Si, №, М& amp- Са, К, рН Равновесие с минералами групп гидрослюд и монтмориллонитов Пресные и солоноватые, нейтральные и слабощелочные, Si02 10−60 мг/л (в зависимости от рН и содержания катионов) Скв. 1, 3 Родники «Питьевой», «Бельевой»
Рассматриваемые воды распространены спорадически, только на участках с наибольшими абсолютными отметками. Это обычно кислые и слабокислые воды (рН 4,0−6,5), развитые в окислительной геохимической обстановке, ультрапресные (0,1−0,2 г/л), содержат низкие концентрации 8Ю2 (обычно & lt- 5 мг/л). Низкое значение рН этих вод обусловлено высокими парциальными давлениями СО2, связанными с повышенными содержаниями угольной кислоты, наличие которой вызвано высокой степенью окисления органического вещества в этих условиях. Катионный состав таких вод определен составом водовмещающих пород и отличается относительно других катионов высокими концентрациями калия и кремния. Подобные воды латеритного типа выветривания приурочены к различным ландшафтам и формируются в условиях наиболее активного водообмена.
Предел содержания 8Ю2 составляет примерно 5,0 мг/л, выше которого обычно наступает равновесие с каолинитом. С этого момента вместо гиббсита в коре выветривания формируется каолинит, т. е. латеритный тип выветривания сменяется моносиаллитным.
Второй геохимический тип вод, формирующийся в условиях интенсивного водообмена бассейна среднего течения р. Катунь, алюминиево-кремнистый. Началом формирования последнего служит момент насыщения подземных вод каолинитом. Подземные воды этого типа распространены в зоне трещиноватых коренных пород (скв. 2, 1404 и родников «Толгоек», «Дорожный», «Скальный», «Поплавочный») и в зоне аллювиальных отложений (род. «Водосливный»).
Алюминиево-кремнистые воды отличаются от кислых железисто-алюминиевых несколько более высокими значениями минерализации (0,2−0,4 г/л), рН (6,07,2), содержанием 8Ю2 (& gt-5 мг/л) и других катионов, в ряде случаев органических веществ. Воды этого типа развиты не только в окислительной, но также в глеевой и восстановительной геохимических обстановках. Катионный состав определяется типом коренных водовмещающих пород. Доля кремния относительно катионов высока. Алюминиево-кремнистые воды широко развиты в рассматриваемых условиях активного водо-
обмена во всех типах ландшафтов, где тесно ассоциируют с железисто-алюминиевым типом вод.
Значительная часть подземных вод в разных ландшафтных зонах насыщена к монтмориллониту или ил-литу, которые кроме А1 и Si частично связывают в своем составе и подвижные катионы (Са, №, Мg и К), следовательно, с момента достижения равновесия подземных вод с глинистыми минералами групп гидрослюд и монтмориллонита происходит некоторое замедление роста концентрации в растворе подвижных катионов, что свидетельствует о переходе состава воды в новый геохимический тип, ассоциирующий с бисиа-литным типом выветривания горных пород.
Третий, кремнисто-натриевый тип подземных вод распространен на специфичных участках бассейна среднего течения р. Катунь. Воды приурочены к аллювиальным отложениям (скв. 1, 3) и верхней зоне коренных пород (родники «Питьевой» и «Бельевой»).
Рассматриваемый геохимический тип вод отличается от вышеназванных еще более высокой минерализацией (0,4−1,5 г/л), повышенными рН (7,0−8,0) и более высоким содержанием подвижных катионов, а также Si02 (обычно 10−30 мг/л). Главным отличительным признаком этого типа вод служит наличие равновесия с минералами групп гидрослюд и монтмориллонита. Этот тип вод встречается на небольших участках территории с замедленным водообменом, включая специфичные ландшафты (смешанно-лесные, горностепные). Во многих ландшафтно-климатических зонах встречаются и другие геохимические типы, которые тесно ассоциируют (алюминиево-кремнистый и кремнисто-кальциевый (Мg, К)), но только первый из них развит на участках более активного водообмена.
Таким образом, между формирующимися вторичными минералами и геохимическими типами воды существует строгая термодинамическая связь, контролирующая поведение как того, так и другого. Причем из состава водного раствора только часть растворенных соединений (часто неосновная по содержанию) обеспечивает этот контроль. Поэтому важно выделить элементы и соединения, контролирующие состояние равновесия в растворе, а не доминирующие их разности,
так как первые выступают своеобразными геохимическими барьерами, препятствующими равномерному росту всех элементов в конкретном водном растворе. Второе важное обстоятельство заключается в том, что имеется строгая зависимость между типами вторичных минеральных и минерально-органических соединений и геохимическими типами воды: каждому типу вторичных образований соответствует свой геохимический тип воды — один без другого существовать не может. Важно только найти все эти типы и расставить их в иерархической последовательности.
Систематизация химического состава подземных вод бассейна среднего течения р. Катунь стала возможной при использовании научной базы как в термодинамическом (равновесие), так и геолого-геогра-фическом (ландшафты, зональность, водообмен) пла-
нах, т. е. при подразделении на геохимические типы подземных вод.
В результате проведенных исследований выяснено, что в рассматриваемом районе созданы условия для формирования различных геохимических типов подземных вод (кислый железисто-алюминиевый, алюминиевокремнистый, кремнисто-натриевый (Ca-Mg-K-Fe). Определена степень насыщения подземных вод по отношению к карбонатам (кальциту, доломиту, сидериту), где часть подземных вод некоторых геохимических типов находится в области пересыщения карбонатами, а также по отношению к алюмосиликатам (полевым шпатам, монтмориллонитам, иллитам, каолиниту, хлориту, мусковиту и гиббситу при стандартных условиях), где подземные воды находятся в состоянии неравновесия с первичными алюмосиликатами, что определяет непрерывность разрушения водой вмещающих пород.
ЛИТЕРАТУРА
1. Шварцев С. Л., Кусковский В. С., Савичев О. Г. и др. Эколого-геохимическое состояние подземных вод бассейна Катуни, используемых для хозяй-
ственно-питьевых целей // Тенденции и перспективы развития гидрогеологии и инженерной геологии в условиях рыночной экономики России. VI Толстихинские чтения: Тез. докл. науч. -метод. конф. СПб.: Санкт-Петербург. гос. ин-т (технический университет), 1999. 137 с.
2. Лоханова Ю. Ю., Рассказов Н. М. Геохимия природных вод бассейна р. Катунь в ее среднем течении // Известия ТПУ. 2006. Т. 309, № 6.
C. 32−37.
3. Шварцев С. Л., Воротников Б. А., Кусковский В. С. и др. Гидрогеохимические условия бассейна р. Катуни в зоне влияния проектируемого
водохранилища // Катунский проект: проблемы экспертизы: Матер. к общ. -науч. конф. Новосибирск, 1990. Т. 1. С. 62−63.
4. Вернадский В. И. История природных вод / Отв. ред. С. Л. Шварцев, Ф. Т. Яншина. М.: Наука, 2003. 750 с.
5. Шварцев С. Л. О соотношении составов подземных вод и горных пород // Геология и геофизика. 1992. N° 8. С. 16−50.
6. БукатыМ.Б. Геоинформационные системы и математическое моделирование. Томск: Изд-во ТПУ, 2002. 75 с.
7. Шварцев С. Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. 2-е изд., испр. и доп. М.: Недра, 1998. 366 с.
8. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода — порода: В 5 т. Т. 1: Система вода — порода в земной коре: взаимодействие, ки-
нетика, равновесие, моделирование / В. А. Алексеев [и др. ]- отв. ред. тома С.Л. Шварцев- ОИГГМ СО РАН [и др.]. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 244 с.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 11 ноября 2007 г.

ПоказатьСвернуть
Заполнить форму текущей работой