DisCollection.ru

Авторефераты и темы диссертаций


Геохимия подземных вод бассейна среднего и нижнего течения р. катунь

Белова Юлия Юрьевна, 25.01.2008

 

Следует отметить, что водоотбор из некоторых скважин (если это не самоизлив) способствует активизации гидродинамической системы, усиливает скорости движения воды и улучшает водообмен. Это ведет к уменьшению времени взаимодействия воды с горными породами, что приводит к уменьшению ее минерализации. Это относится к таким геохимическим показателям, как pH, Eh, содержание металлов, биогенных элементов и так

Основные формы миграции химических элементов в подземных водах региона. Формирование подземных вод невозможно рассмотреть без учета комплексообразования. Нами было рассчитано комплексообразование для 52 водопунктов.

В рассматриваемом регионе, по результатам расчетов автора, с повышением минерализации воды доля мигрирующего как макро-, так и микрокомпонента от их общего количества уменьшается. Например: Ca2+, NH4+, Mn2+, Mg2+, Fe2+, F-, Сu, Pb, Cd, Li и Zn мигрируют преимущественно в ионной форме, которая составляет 95 – 99 %, а для Na+, K+, Cl, НСО3-, NO2-, NO3- и SiO2 они практически не изменяются. В то же время, для Al3+ в условиях слабощелочной среды миграционной формой является продукт диссоциации Al(OН)4-, реже Al(OН)2+, для Si4+ – H4SiO4, для Hg2+ – Hg(NH3)22+.

Анализ приведенного материала показывает, что массопотоки отдельных химических элементов в подземных водах теснейшим образом связаны с интенсивностью водообмена, геолого-географическими условиями, а также с литологическим составом дренируемых горных пород.

Равновесие подземных вод с карбонатными и алюмосиликатными минералами. Степень насыщения подземных вод по отношению к кальциту определяется по произведению растворимости его ионов в соответствии с реакцией: СаСО3=Са2++СО3-, константа которой для температуры 250С равна 10-8,34 (Гаррелс, Крайст, 1968). Анализ диаграмм степени насыщения показал, что пресные подземные воды горно-луговой зоны, в большинстве случаев, не насыщены по отношению к этому минералу благодаря пониженным значениям минерализации, рН и низкой активностью иона Са2+. По мере снижения активности водообмена происходит накопление кальция в подземных водах горно-лесной, а затем и горно-степной зон, где достигается насыщение относительно кальцита (рис. 2), который выпадает в осадок на образующемся карбонатном геохимическом барьере. Тогда доминирующим в растворе становится ион натрия, у которого в этих геохимических условиях нет контролирующей реакции.

Воды известняков по сравнению с водами алюмосиликатов в большей степени обогащены карбонатными солями кальция и по мере движения от горно-луговой до горно-степной ландшафтной зоны достигают равновесия с кальцитом, т. е. по мере увеличения времени взаимодействия воды с породой наступает насыщение подземных вод с кальцитом.

В общем случае кальцит начинает выпадать при достижении минерализации ? 600 мг/л и рН ? 7,3 (Шварцев, 1991).

В результате проведенных термодинамических расчетов установлено, что в районе исследований не все воды насыщены относительно кальцита. Пресные воды горно-луговой зоны в большинстве случаев не насыщены относительно кальцита, а подземные воды, развитые в горно-степной зоне, наоборот, практически все насыщены относительно кальцита и способны высаживать его в виде вторичного минерала.

Формирование на протяжении всего времени карбонатных минералов носит закономерный характер, который определяется такими параметрами гидрогеологической среды как рН, температура, минерализация подземных вод и время взаимодействия воды с породой.

Изучение характера равновесия воды с алюмосиликатными минералами показало, что независимо от выбранных координат все точки располагаются в поле устойчивости глинистых минералов (рис. 3). Степень насыщения подземных вод относительно основных породообразующих минералов алюмосиликатных пород можно выяснить посредством нанесения данных по составу вод на диаграммы устойчивости алюмосиликатов. В данном случае подтверждается принцип, обоснованный С.Л. Шварцевым (1991) о равновесно-неравновесном характере системы вода-порода. Это принципиальное положение так же свидетельствует о том, что вода независимо от глубины залегания, рН, температуры, геохимической среды, состава вмещающих пород растворяет одни минералы и формирует другие, которые выпадают из раствора. К последним в регионе, по нашим данным, относятся в подавляющем большинстве глинистые минералы и кальцит. Таким образом, пресные воды бассейна среднего и нижнего течения р. Катунь неравновесны с первичными алюмосиликатами (рис. 3), которые служат источником химических элементов и, в частности, кальция на всех этапах взаимодействия воды с горными породами.

Анализ диаграмм (рис. 3) показал, что все подземные воды недонасыщены к первичным алюмосиликатным минералам. Так, в системе HCl-H2O-Al2O3-CaCO-CO2-SiO2 (рис. 3а) изученные нами воды достаточно разнородны по содержанию Са и H4SiO4. Большинство подземных вод располагаются в области устойчивости каолинита, только несколько точек близки к равновесию или равновесны с Са-монтмариллонитом. Такое расположение точек объясняется тем, что при высоких значениях рН растворимость кремнекислоты тоже повышается, что и способствует перемещению точек содового типа в сторону насыщения монтмориллонитом, который связывает в своем составе больше SiO2, чем каолинит.

На рис. 3б приведена диаграмма полей устойчивости в зависимости от активностей в воде магния, кремнекислоты и рН. Практически все воды пресные, поэтому основная масса находится в области устойчивости с каолинитом.

В системе SiO2-Al2О3-Na2O-CО2-H2O (рис. 3в) степень насыщения подземных вод относительно натриевых минералов устанавливается по равновесиям между альбитом, каолинитом, гиббситом и Na-монтмориллонитом. Подземные воды в основном находятся в равновесном состоянии по отношению к каолиниту; лишь несколько точек располагаются на границе с Na-монтмориллонитом. Однако, ни одна точка не попадает в область равновесия с альбитом.

В поле устойчивости гиббсита оказывается минимальное количество проб воды, его образование возможно только на участках наиболее активного водообмена. Положение точек в системе HCl-H2O-Al2O3-K2O-SiO2 (рис. 3г) свидетельствует, что в данных гидрогеохимических условиях подземные воды формируют преимущественно каолинит и иллит. Гидрослюда устойчива в более щелочных или в более богатых калием растворах. Образованию К-монтмориллонита здесь препятствует низкая активность Н4SiO4. Относительно первичных алюмосиликатов (мусковита и микроклина) воды сильно недонасыщены.

Геохимические типы подземных вод. Химический состав подземных вод региона разнообразен, поэтому существует необходимость их систематизации. В гидрогеологии обычно выделяют химические типы вод по преобладающим анионам и катионам; среди многочисленных классификаций широко известны классификации О.А. Алекина, М.Г. Валяшко, В.А. Сулина, С.А. Щукарева и др. Но по этим классификациям все воды региона однотипны, так как их специфика не проявляется.

Подход к выделению геохимических типов (минералов) воды предложен С.Л. Шварцевым (1998). Он частично строится на принципах В.И. Вернадского. В основу классификации положена зависимость между составом воды (произведение активностей отдельных групп химических компонентов; значения рН и Еh) и составом продуктов выветривания. Эта зависимость определяется фундаментальными законами термодинамики. Переход одного геохимического типа в другой контролируется характером изменения параметров геохимической среды, составом водного раствора и интенсивностью водообмена.

Важный новый механизм перераспределения химических элементов между твердыми фазами через водный раствор помогает выделить в рассматриваемом районе четыре геохимических типа подземных вод. В горно-луговой зоне региона под влиянием активного водообмена, где модуль подземного стока максимален, а время взаимодействия системы вода-порода минимально (в основном это склоны долин) происходит формирование кислого железисто-алюминиевого геохимического типа (табл. 2).

В следующей по площадному распространению ландшафтной зоне – горно-лесной, начинает формироваться алюминиево-кремнистый геохимический тип, который имеет достаточно большое распространение в районе исследований и связан он с моносиаллитным типом выветривания. Модуль подземного стока до 3 л/с?км2. Эта обменная система действует до тех пор, пока не приведет к достижению равновесия в растворе с глинистыми минералами (каолинит, иллит и др.), т. е. пока тип выветривания не сменится на биссиалитный, где формируется кремнисто-Na, Mg, Ca геохимический тип подземных вод; относятся эти воды к следующей горно-степной ландшафтной зоне, где МПА = 1 – 2 л/с?км2. В отдельных районах горно-степной зоны находятся воды, которые равновесны по отношению к кальциту, это свидетельствует о начальном этапе формирования четвертого геохимического типа – щелочного карбонатно-кальциевого (содового), в условиях минимального водообмена.

Таблица 2. Геохимические типы подземных вод региона

Геохимические

типы вод Геохимический

выветривания Контроли-рующие показатели Необходимое химическое

условие Характеристика

подземных вод Ландшафты

Алтая Модуль

подз. стока

л/с·км2 Минер-

Кислый железисто-

алюминиевый Латеритный Аl, Fe,

Mn, pH Равновесие

с гидроксидами

Аl, Fe, Mn Ультрапресные,

кислые и слабокислые, окислительные,

SiO2 < 5 мг/л Горно-

луговой до 5 0,07 –

Алюминиево-кремнистый Моносиал-литньй Аl, Si,

рН Равновесие

с каолинитом Пресные,

слабокислые и нейтральные,

SiO2 > 5 мг/л Горно-