CC BY
33
ПРОБЛЕМЫ, ПОИСКИ, РЕШЕНИЯ
ФОРМИРОВАНИЕ МИНЕРАЛЬНЫХ ВОД БАШКИРСКОГО ПРЕДУРАЛЬЯ*
На территории Башкирского Предуралья известны сотни проявлений минеральных вод (МВ) как естественного происхождения, так и вскрытых скважинами различного назначения, а также ряд месторождений, на которых МВ добываются для бальнеологических и лечебно-питьевых целей. Выявленные скопления МВ приурочены к разным литолого-стратигра-фическим комплексам, различаются по ион-но-солевому, микрокомпонентному и газовому составу, температурному режиму и радиоактивности. Условия распространения и формирования МВ контролируются многими факторами, среди которых главную роль играют ли-толого-фациальный состав вмещающих пород, геолого-структурные и гидродинамические особенности. При всем разнообразии природных условий выделяются две основные группы месторождений и проявлений МВ: а) пластовые, приуроченные к выдержанным по площади терригенным и карбонатным коллекторам палеозоя; б) гидроинжекционные, связанные с разгрузкой глубинных вод в вышележащие гидрогеологические комплексы.
Пластовые месторождения (проявления) МВ имеют относительно простые гидрогеологические условия. К ним относится большинство типов питьевых «неспецифических», а также бальнеологических сероводородных и бромных (йодобромных) вод. Закономерности размещения этих типов выяснены достаточно хорошо [I], поэтому поиски их месторождений особых затруднений не вызывают. Однако дискуссионными являются вопросы, касающиеся формирования химического состава МВ (природа ЫаНС03, Ыа2304, СаС12 и др.).
Гидроинжекционные месторождения МВ, напротив, имеют сложные гидрогеологические условия, локальное распространение в зонах восходящей разгрузки в разной степени глубинных вод по зонам тектонического или ли-
АБДРАХМАНОВ Рафил Фазылович,
доктор геолого-минералогических наук, заместитель директора по науке**
ПОПОВ
Владимир Георгиевич,
доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник**, профессор Южно-Российского государственного технического университета (г. Новочеркасск)
* Использованы гелиевые исследования.
Института геологии Уфимского научного центра РАН.
толого-фациального происхождения. В результате процессов смешения их с водами вышележащих комплексов образуется геохимическая гамма МВ, различающихся по ионно-соле-вому, газовому и микрокомпонентному составу. При выяснении их происхождения часто возникает ряд вопросов, касающихся глубины залегания и стратиграфической принадлежности дренируемого комплекса, процессов формирования в нем МВ, характера смешения вод разного состава и др. От правильного их решения, в конечном счете, зависят направление и результаты поисково-разведочных работ на тот или иной геохимический тип МВ.
В гидрогеологическом отношении исследуемый регион относится к Волго-Уральскому сложному артезианскому бассейну (АБ), в котором выделяются Волго-Камский (в пределах Волго-Уральской антеклизы) и Предураль-ский (в рамках прогиба) АБ второго порядка, а также Западно-Уральский адартезианский бассейн (рис.1). Предуральский АБ разделяется Каратауским структурным комплексом на Юрюзано-Айский и Бельский АБ третьего порядка).
В верхнем (надкунгурском) этаже мощностью до 300-500 м формируются гидродинамически подвижные кислородно-азотные инфиль-трогенные безнапорные и субнапорные воды гидрокарбонатного и сульфатного состава. В сульфатной гидрогеохимической зоне выделяются две подзоны лечебных питьевых МВ -сульфатная кальциевая с минерализацией (М) 1-3 г/л и сульфатная натриевая - 3-20 г/л.
В пределах нижнего (подкунгурского) этажа залегают высоконапорные хлоридные рассолы седиментогенного, инфильтрогенного и смешанного (инфильтрогенно-седиментоген-ного) происхождения. Хлоридная зона также делится на две подзоны - сероводородных натриевых (М 36-320 г/л) и азотно-метановых бромных (йодобромных) кальциево-натрие-вых (М 200-330 г/л) рассолов бальнеологического назначения, формирующихся в восстановительной геохимической среде, свойственной гидродинамическим зонам весьма затрудненного водообмена и квазизастойного режима недр. Природа хлоркальциевых рассолов, доминирующих в осадочном чехле Волго-Кам-ского АБ, седиментогенно-эпигенетическая. Образование их связано главным образом с процессами метасоматической доломитизации известняков подсолевого палеозоя (Р1, С,
Рис. I. Схема размещения месторождений и основных проявлений минеральных вод в Башкирском Предуралье:
I - месторождения (залитые значки) и проявления (незалитые значки) минеральных вод: а - вскрытые скважинами, б - источники; 2 - граница между Волго-Уральским АБ и Уральской ГСО; 3 - границы между АБ второго и третьего порядка: I - Волго-Камский, II - Предуральский (II1- Юрюзано-Айский, II2 - Бельский), III - Западно-Уральский ААБ, IV - Уральская ГСО; 4 - границы между тектоническими структурами Волго-Камского АБ: I1 - Татарский свод, I2 - Башкирский свод, I3 - Бирская впадина, I4 - Верхне-Камская впадина, I5- юго-восточный склон Волго-Уральской антеклизы; 5 - тектонические разломы
D), осуществлявшейся в режиме нисходящей миграции через них хлоридных магниево-на-триевых маточных рассолов кунгурского эва-поритового палеобассейна [2].
Зона сульфатно-хлоридных кальциево-на-триевых вод мощностью до 100-1S0 м приурочена в основном к пермским породам. В гидродинамическом и гидрогеохимическом отношениях она занимает промежуточное положение, характеризуясь окислительно-восстановительной обстановкой (Eh +100...-100 мВ), газами атмосферного (02-N2) и биохимического (H2S) происхождения.
Содержание гелия (Не) в хлоридных кальциевых рассолах (М-300 г/л) архей-раннепро-терозойского кристаллического фундамента на глубине 4,7-5,1 км достигает 32 мл/л. В рассолах осадочного чехла концентрация Не неравномерно снижается вверх по разрезу. В позднепротерозойских отложениях на глубине 2,7-2,0 км она составляет 8,0-2,5 мл/л, в тер-ригенном нефтегазоносном комплексе среднего-верхнего девона на глубине 2,4-1,7 км - 3,71,8 мл/л. В седиментогенных хлоридных каль-циево-натриевых рассолах этих стратиграфических подразделений зависимость между Не и глубиной близка к линейной (рис. 2).
Выше по разрезу, на глубине 1,4-0,9 км, в хлоридных натриевых рассолах карбона, имеющих смешанное инфильтрогенно-седименто-генное происхождение, содержание Не изменяется от 0,3 до 1,6 мл/л. В этом интервале, испытывающем совокупное воздействие как
Рис. 2. Распределение гелия в подземных водах Предуралья [I]:
I - в зонах разгрузки глубинных вод в приповерхностную зону; II - в зонах проникновения инфильт-рогенных вод в глубокие комплексы; III - в условиях отсутствия вертикального водообмена. Заштрихован архей-раннепротерозойский кристаллический фундамент
глубинных, так и поверхностных факторов, общая кривая связи Не с глубиной разделяется на три ветви.
Ветвь I характерна для структур, в пределах которых осуществляется восходящая разгрузка глубинных обогащенных Не вод в зону интенсивной циркуляции. Подобные условия свойственны зонам надвигов Предуральско-го прогиба, а также Верхне-Камской и Бир-ской впадинам, являющимся внутриплатфор-менными областями дренажа глубокозалега-ющих комплексов палеозоя. Здесь, в долинах Камы и Белой, зафиксированы многочисленные контрастные газогидрогеохимические, в т.ч. Не-аномалии, в приповерхностном слое подземной гидросферы, а также геотермические аномалии на глубине 500-1500 м.
Ветвь II отражает гидродинамическую обстановку в пределах положительных морфо-тектонических элементов (Татарский, Перм-ско-Башкирский своды и др.), являющихся внутриплатформенными областями питания глубоких комплексов, где происходят нисходящие перетоки атмогенных вод из верхнего этажа, приводящие к снижению концентраций Не в рассолах нижнего этажа.
Кривая III занимает промежуточное положение и характерна для районов Южного Предуралья, в пределах которых развиты водоупорные кунгурские соли значительной мощности (до 200-300 м и более), препятствующие возникновению вертикального массопереноса между гидрогеологическими этажами бассейна.
Ниже обсуждаются результаты использования гелиевого метода в общем комплексе гидрогеохимических исследований для выяснения формирования МВ в Южном Пред-уралье.
К выходящим на поверхность и неглубоко залегающим гипсоносным породам кунгурско-го возраста приурочены МВ сульфатного кальциевого (магниево-кальциевого) состава с М 1,5-3,0 г/л, разгрузка которых происходит в виде многочисленных источников в основании склонов эрозионной сети (Новоказанчинское, Лекандинское, Миселинское, Талалаевское, Красноусольское и другие месторождения и проявления; рис. 1: № 2, 29, 30, 31, 36). На Уфимском (№ 25), Белебеевском (№ 28), Юматовском (№ 24) месторождениях Волго-Камского АБ они вскрываются скважинами глубиной 17-86 м, а на Айском (№ 11) Юрюза-но-Айского АБ - 140-210 м. Газы МВ представ-
лены 02 и Ы2, определяющими высокие значения ЕЙ и рН. Они относятся к Краинскому типу лечебно-столовых МВ «без специфических компонентов и свойств» и формируются за счет выщелачивания гипса в зоне экзогенной трещиноватости и закарстованности мощностью <60-80 м. Химический состав вод в обобщенном виде представлен в формуле:
БО. 80 - 9ОЯС0,5 -19С/1 - 5
ОЖМ1,5-3—5---рН6.9 -
л ' Са50-85М£5-30Л/а2-15
7ДЕЛ + 210...-250Г4-5.
В некоторых восходящих источниках, формирующихся ниже врезов речной сети, в небольших количествах (0,1-2,0 мг/л) появляется Н2Э как показатель начальной стадии биохимического восстановления сульфатов, вызывающего сдвиг величины ЕЙ в область отрицательных значений.
В кунгурских гипсах с включениями галита образуются сульфатно-хлоридные кальциево-натриевые и хлоридные натриевые МВ с минерализацией до 6-10 г/л (Бирский и Уржу-мовский источники; рис.1: № 18, 19). Близкими используемыми аналогами их являются МВ Угличского, Феодосийского и Старо-Русского типов.
Концентрация Не в МВ этой группы, как правило, не превышает фоновых значений ((5-6)х10_5 мл/л), которые формируются за счет поступления Не с инфильтрующимися атмосферными осадками. И только в отдельных случаях при разгрузке карстовых вод из под-долинной зоны сифонной циркуляции она достигает (10-73)х10_5 мл/л. Поэтому поисково-разведочные работы на сульфатные МВ Кра-инского типа заключаются в бурении скважин глубиной <100 м на трещинно-карстовую зону кунгурских гипсов.
В Волго-Камском АБ по нашим рекомендациям были открыты и разрабатываются несколько месторождений МВ в пластовых коллекторах уфимского яруса. Это - Хазинское, Дюртюлинское, Буздякское и Чеховское месторождения питьевых лечебных сульфатных натриевых (кальциево-натриевых) вод с минерализацией 2,5-8,8 г/л (рис. 1: № 5, 10, 23, 28). Кроме них, в ходе гидрогеологических съемок (Попов, 1964-1972 гг.) был обнаружен еще ряд проявлений МВ этого типа (Тайняшевское, Каратамакское, Чупаевское, Нуреевское и др.;
№ 16, 17, 20, 21) с М до 14-16 г/л. Все эти скопления глауберовых МВ были вскрыты скважинами глубиной 15-160 м в преимущественно терригенных уфимских породах. Кислородно-азотный и азотный газовый состав МВ формируется за счет поступления атмогенных газов с инфильтрующимися осадками. Температура вод - 5-8° С, рН - 7,6-8,8, ЕЙ -+150... +330 мВ, содержание Не - (43-58)х10"5 мл/л, что соответствует фоновым значениям для указанных глубин. Солевой состав вод представлен (%): Ыа2304 35-81, СаЭ04 3-40, МдЭ04 1-19, ЫаС1 1-18, Са(НС03)2 0-19. В МВ обнаружены высокие концентрации фтора (2,2-10,4 мг/л).
Анализ данных о современном использовании сульфатных натриевых (кальциево-на-триевых) вод в России и за рубежом показал, что они относятся к весьма ценным и дефицитным типам МВ. В России это - Учумов-ские, Ивановские и др., а за рубежом - Будапештские, Иаскараенские и Черновицкие. Состав МВ Дюртюлинского месторождения, залегающих в уфимских песчаниках на глубине 130-160 м, следующий:
02 Ы2 М1,5
Б04 85С/14НС03 1 Na'ЗCa12Mg5
р!Л ,1Е!г+318Г7Д
Как показали результаты экспериментальных исследований и физико-химического моделирования в системе «вода-порода», формирование сульфатных натриевых вод происходит за счет двух взаимосвязанных и взаимообусловленных процессов: экстракции гипса из терригенных верхнепермских пород и обменной адсорбции между гидратированным кальцием и натрием, адсорбированным глинистыми минералами [3]:
СаЭ04 (вода) + 2Ыа+ (адс.)« Ыа2304 (вода) + Са2+ (адс.).
Установлено, что в уфимских отложениях наиболее перспективны для поисков месторождений сульфатных натриевых вод долины левых притоков р. Белой (Сюнь, База, Черма-сан, Кармасан, Дема и др.), где воды залегают на небольшой глубине (20-30 м) и обладают напором, а скважины нередко самоизливают с дебитом до 3-5 л/с.
Месторождения сероводородных (сульфидных) МВ связаны с нижнепермскими карбонат-
ными загипсованными битуминозными отложениями, залегающими на глубине 190-575 м [Ни-колоберезовское, Новоказанчинское, Хазинское, Дюртюлинское, Уфимское, Стерлитамакское; (рис 1: № 1, 2, 5, 10, 25, 32). В Среднем Предура-лье на территории Пермского края к ним относятся месторождения Усть-Качка и Ключи. Именно в нижнепермском комплексе создались благоприятные литолого-гидрогеохимические и РГ-условия для генерации H2S за счет процесса биохимической сульфатредукции:
С6Н1206 + CaS04 ! 3С02 + 3СаС03! + 3 H2S + 3 Н20 + Окал, С02 + Н20 <=> HC + НС03".
По составу и минерализации выделяются три типа сульфидных МВ: а) сульфатный кальциевый, магниево-кальциевый (М 3-5 г/л); б) сульфатно-хлоридный кальциево-натриевый (5-40 г/л); в) хлоридный натриевый (36149 г/л). Воды двух первых типов с переходным геохимическим рН-ЕИ-состоянием имеют очаговое распространение на склонах Башкирского и Татарского сводов, на участках выхода или неглубокого залегания кунгурских гипсов. Хлоридные натриевые воды с М 60250 г/л имеют Т 9-15° С, величину рН 5,4-7,0, Eh -140...-320 мВ. Газовый состав МВ - азот-но-метановый, содержание H2S - 60-330 мг/л. Концентрация Не в них фоновая ((1,36-2,05)х10"2 мл/л). Происхождение МВ инфильт-рогенное, иногда с небольшой примесью се-диментогенной составляющей (rNa/rd 0,7-1,0, С1/Вг 250-500 и более). В бальнеолечебнице Усть-Качка используется слабый рассол, извлекаемый из артинских известняков и доломитов, залегающих на глубине около 500 м:
NM.S3UMU-
C191SO 3
Cíy,S°3 -pH6,9Eh- 320Г12.
В Южном Предуралье бромные (йодобром-ные) рассолы добываются на Николо-Березовском, Хазинском и Октябрьском месторождениях (рис.1: № 1, S, 26), снабжающих МВ специализированные бальнеолечебницы. В хлоркальциевом рассоле Хазинского месторождения с М 2S4 г/л, вскрытого в интервале 1264-1276 м в терригенных нижнекаменноугольных отложениях, концентрация Не составляет 2,Sx10_1 мл/л, что соответствует фоновому (рис. 2). Состав его отражен в формуле:
N,CH,Br0324M253¿-
C199S041
,9 Eh-260.
Na&9Ca6Mgl'
Бальнеологические бромные и йодобром-ные МВ с кондиционными концентрациями микроэлементов (Br>25, 1>5 мг/л) имеют региональное развитие в глубокозалегающих пластовых коллекторах палеозоя. Наиболее перспективными являются нижнекаменноугольный терригенный, верхнедевонско-турнейский карбонатный и средне-верхнедевонский кар-бонатно-терригенный комплексы, залегающие на глубине 1300-1600 м и более. В них заключены седиментогенно-эпигенетические азот-но-метановые рассолы с М 220-330 г/л, с содержанием Br до 2200, I - до 23 мг/л, величиной rNa/rd 0,43-0,80, С1/Вг 80-250.
Na86CalOMg4J
В Волго-Камском АБ гидроинжекционные проявления и месторождения МВ находятся в Бирской и Верхне-Камской впадинах, являющихся внутриплатформенной областью дренажа водоносных комплексов нижнего гидрогеологического этажа. Здесь под влиянием высоких пластовых давлений, существенно превышающих нормальные гидростатические (коэффициент аномальности К,н до 1,2), происходит естественная разгрузка гелиеносных рассолов с глубины до 1200 м из нижнепермских и каменноугольных отложений в уфимские и четвертичные осадки. Показателями восходящей разгрузки глубинных газовожид-ких флюидов через кунгурскую карбонатно-сульфатную толщу мощностью S0-100 м также являются газогидрогеохимические и гидрогеотермические аномалии, минералогические показатели (вторичные нефтепроявления, эпигенетические гидрогенные карбонаты и сульфаты кальция, гидроокислы железа и марганца). Наиболее крупной и контрастной является тепловая аномалия в нижнем течении в долине р. Камы и низовье р. Белой, протягивающаяся на расстояние ~400 км и фиксирующаяся на разных уровнях осадочной толщи (рис. 3). Температура подземных вод в ней до 10 °С выше фоновой.
В пределах аномальной зоны в уфимских отложениях на глубине 40-210 м обнаружены МВ сульфатно-хлоридного и хлоридного каль-циево-натриевого состава с М 4,S-110 г/л, высокими метаморфизацией (rNa/rCI 0,61-0,84, СаС12 до 20-30 %), концентрациями Br (до SS-360 мг/л), иногда I (до 2S мг/л), низкими (до -260 мВ) значениями Eh (рис.1: № 3-9). Так, МВ Староаткульского проявления (№ 4), вскрытые на глубине 84-89 м, характеризуются следующим составом:
Рис. 3. Карта геоизотерм Предуралья на глубине 500 м (по И.А. Хадьковой, с дополнениями):
I - геоизотермы, °С; 2- зоны положительных термоаномалий; 3 - границы Предуральского прогиба; 4 - температура на глубине 500 м, °С
IМ 8,6 8 96 ^ # рН 6,8 Ек-120.
2 1а 12Са 21М? 1
По своему геохимическому облику эта вода близка к рассолам нижнекаменноугольных отложений. Генезис ее связан с процессами смешения сульфатных кальциевых вод собственно уфимских отложений с рассолами подкун-гурского палеозоя. Точки ионного состава сме-
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 % Пропорции смешения
Рис. 4. График смешения сульфатных кальциевых вод и хлоридных кальциево-натриевых рассолов в уфимских отложениях под долиной р.Белой
шанных вод удовлетворяют уравнениям прямых, соединяющих соответствующие точки исходных вод (рис. 4). Некоторые отклонения от корреляционных прямых точек натрия (в сторону уменьшения концентрации) и кальция (увеличение содержания) связаны с ионообменными процессами в глинистых терриген-ных породах:
2ЫаС1 (вода) + Са2+ (адс.) оСаС12(вода) + 2Ыа+ (адс.).
Участие мигрирующих с глубины рассолов нижнего (подкунгурского) этажа в формировании хлоркальциевых МВ в долинах Белой и Камы подтверждается и результатами исследования в них Не. Содержание его колеблется от 1,6x10е4 до 3,4х102 мл/л, что на 1-3 порядка выше фоновых значений для указанных глубин. Не с хлором (М) связан прямой зависимостью (рис. 5).
НехЮ"5, мл/л
0 15 30
Рис. 5. Связь между гелием и хлором в МВ уфимских отложений под долиной р.Белой
Воды всех скважин, вскрывших уфимский комплекс под долинами рек, имеют аномальные концентрации этих элементов. Максимум их (49-67 гС1/л, 1,4х10_3-3,4х10-2 мл Не/л) обнаружены в водах скважин, расположенных на пойме и I надпойменной террасе, которые в гидродинамическом отношении наиболее благоприятны для восходящей разгрузки гелиенос-ных рассолов, которая происходит как по тектонически ослабленным зонам, так и по зонам литолого-фациальных замещений гипсов и ангидритов карбонатными породами.
Высокоминерализованные напорные воды верхнепермских отложений, образовавшиеся за счет внедрения в них глубинных рассолов палеозоя, в свою очередь, поступают в речной аллювий и смешиваются с пресными гидрокарбонатными водами. В результате процессов вторичного смешения в аллювии формируются хлоридно-гидрокарбонатные воды с М<1,0 г/л. Несмотря на низкую М, концентрация неорганического хлора в них достигает 100-120 мг/л при фоновом содержании в водах аллювия S-20 мг/л. Эти воды отличаются и повышенными концентрациями Не, в 34 раза превышающими фоновые значения. С увеличением содержания Не наблюдается и рост концентрации хлора за исключением вод, подверженных бытовому и сельскохозяйственному загрязнению, фиксируемому присутствием азотистых соединений (рис. 6). В последнем случае хлориды проникают в пресные воды аллювия через зону аэрации.
Различия в степени гелиеносности вод аллювиальных четвертичных и уфимских отло-
С1, мг/л
О 100 200
Рис. 6. Связь между гелием и хлором в водах четвертичных и неогеновых отложений долины р.Бе-лой:
1-3 - воды: 1 - четвертичных отложений; 2 - неогеновых отложений; 3 - подверженные загрязнению
жений объясняются особенностями процесса смешения их с глубинными рассолами. Если в верхнепермских глинистых терригенных породах, обладающих невысокими фильтрационными и емкостными свойствами, доля рассолов в водах достигает 70-80 %, то в водах аллювиального, значительно более емкого и проницаемого коллектора, она не превышает нескольких процентов.
Куполовидное залегание минерализованных вод и рассолов свойственно не только долинам Белой и Камы, но и многим другим крупным равнинным рекам (Волга, Иртыш, Дон и др.). Поиски месторождений МВ в них наиболее рационально вести с использованием карты распределения водорастворенного гелия в аллювиальном четвертичном горизонте. При этом аномальными концентрациями Не в аллювиальных водах будут уже нх 10-4 мл/л. Скважинами, заложенными на аномальных по гелию участках, в подстилающих коренных породах с наибольшей вероятностью будут вскрыты МВ на небольшой глубине. Примером служит Хазинское месторождение сульфатно-хлоридных кальциево-натри-евых МВ с М 4,5 г/л, обнаруженное в уфимских отложениях под долиной р.Белой неподалеку от водно-гелиевой аномалии в аллювии, с интенсивностью около 1 ,5x10-4 мл/л.
Бельская и Юрюзано-Айская депрессии Предуральского прогиба являются областью инжекционных месторождений и проявлений МВ. Они приурочены к различным по литологии и возрасту породам, отличаются М, Т, ион-но-солевым и газовым составом, но при этом имеют общую черту - связь с зонами флюи-допроницаемых надвигов, по которым происходит разгрузка в разной степени глубинных вод, фиксируемая аномалиями поля Не различной контрастности.
Большинство гидрогеохимических и гидрогеотермических аномалий установлено в Бель-ской впадине. В ее северной части находятся Тереклинская, Аскынская и Таш-Астинская аномалии (рис. 1: № 33-3S), расположенные в предгорьях Южного Урала, представляющих мощные восходящие струи из известняков среднего карбона.
Содержание Не в водах на 1-2 порядка превышает фоновое: Тереклы - (2,2-10,5)х10-4, Аскын - (2,6-5,7АХ10-4, Таш-Асты (4,1-6,6)х 10-4 мл/л. Источники обладают повышенной М (до 3 г/л) и Т (до 9,7-10,2° С), что на 5-6 0С выше, чем в первом от поверхности горизонте. По
составу они хлоридные и гидрокарбонатно-хло-ридные натриевые, а по происхождению ин-фильтрационные (rNa/rCI>1, Cl/Br>300). Из них наиболее высокую минерализацию воды имеет Ташастинский источник:
O2N2M 3,0-
Cl88нсо 8SO 4
pHlfiEh + 120Г7,9.
Na88Ca9Mg3
Концентрация NaCI в MB достигает 2,5 г/л, что до двух порядков выше, чем в гидрокарбонатных водах, не связанных с разгрузкой глубинных растворов. Среди газов в небольших количествах (2,5-3,0 мг/л) установлен 02, что определяет величину Eh +35...+165 мВ. Связь Не с величиной M и Т положительная (рис. 7). С учетом этих данных глубина залегания вод, питающих указанные источники, определена в 200-400 м.*
Рис. 7. Связь гелия с минерализацией в водах Тереклинских (I), Таш-Астинских (2) и Аскынского (3) источников
Южнее, во внутренней зоне Вельской депрессии, в 8-10 км от передовых складок Урала, расположено Красноусольское месторождение MB (№ 38). Оно приурочено к сводовой части Усольской антиклинали, сложенной известняками среднего и верхнего карбона и разорванной Зилимско-Красноусольским надвигом с амплитудой до 200 м.
На правом берегу р. Усолка находится 29 групп восходящих источников с сероводородными (H2S до 30 мг/л) хлоридными натриевыми водами с M 2,5-59 г/л, Т 9,0-12,5° С, рН 6,9-7,4, Eh +160... -340 мВ. По сравнению с пресными водами в них несколько повышены концентрации Br (до 9 мг/л) и I (до 0,04 мг/л), связанные с M прямой зависимостью (рис. 8). Отношения rNa/rCI (1,0-1,05) и CI/Br (>1000)
Рис. 8. Зависимость концентраций брома и йода от величины минерализации Красноусольских сероводородных вод
указывают на инфильтрогенную природу МВ, химический состав которых формируется за счет выщелачивания солевого комплекса каменноугольных пород; происхождение Н2Э биохимическое. Содержание Не в МВ достигает 4,9х10_3 мл/л, что свидетельствует о генетической связи вод с рассолами нижней гидрогеохимической зоны.
Действительно, в ходе поисково-разведочных работ, проведенных на территории курорта, одной из скважин глубиной 190 м были вскрыты слабые рассолы (М 65-70 г/л) с содержанием Н2Э 35-70 мг/л. Концентрация Не в них достигает 10~2 мл/л. Вода имеет следующий состав:
N2H2S0,034M 65
СУ94 SO 4 6 H 6( @h !50Т
- рН 6,9 Eh- 250U 12,5.
Na94Ca 4Mg 2J
Учитывая, что мощность зоны сульфидных вод в Вельской впадине >1000 м, на глубине 300-500 м в известняках карбона могут быть обнаружены рассолы с более высокими M и содержанием H2S. Это подтверждается данными по Кинзебулатовской нефтеразведочной площади, где на глубине 645-668 м были вскрыты рассолы, содержащие H2S 3 г/л.
Анализ поведения главных ионов в Красноусольских MB с различной M свидетельствует о том, что ее рост практически всецело обеспечивается за счет Na и CI, увеличивающихся, соответственно, от 0,8 до 25,5 и от 1,2
* Здесь и далее глубина формирования термальных струй, питающих источники в зонах разломов, определялась по формуле: Н=(Тист - Тн.с.)/Г + Нн.с., где Тист. - температура воды источника, оС; Нн.с. и Тн.с. -глубина залегания и температура нейтрального слоя; Г - величина геотермического градиента, оС/100 м. В расчетах по этой формуле не учитывалось снижение температуры разгружающейся с глубины воды по мере ее продвижения к поверхности, поэтому действительная глубина всегда будет несколько выше расчетной.
Рис. 9. График смешения Красноусольских сероводородных вод
до 39,2 г/л. С увеличением М возрастают также концентрации ионов Э04 (от 0,2 до 3 г/л), Са (от 0,1 до 0,7 г/л) и Мд (от 0,02 до 0,3 г/л). Исключение составляет ион НС03, индифферентный к росту М. Подобное распределение макрокомпонентов указывает на то, что формирование геохимической гаммы сульфидных вод осуществляется при участии процесса смешения рассольных и пресных вод (рис. 9).
Фигуративные точки ионного состава смешанных вод находятся на прямой, соединяющей точки исходных вод, что указывает на соответствие процесса смешения линейному закону: у = ах+Ь. Линии Ыа и С1 почти совпадают, свидетельствуя о том, что источником этих ионов является выщелачивание галита. Это отвечает условиям формирования сероводородных вод в слабопромытых каменноугольных породах лагунно-морского происхождения в зоне затрудненного водообмена на глубине >400-600 м. РГ-параметры этой зоны и лито-лого-геохимическая обстановка в ней (наличие сульфатов и ОВ, восстановительная среда) благоприятны для образования Н23 за счет процесса сульфатредукции. Важно также подчеркнуть, что содержание Не в МВ находится в прямой корреляционной зависимости от величины М (содержания С1), ЕЙ и Т воды, а также от концентраций Н2Э, Вг и I (рис. 10). Все эти зависимости указывают, с одной стороны, на разбавление разгружающихся по зоне надвига струй термальных сульфидных рассолов пресными водами вблизи земной поверхности, а с другой - о совместных путях миграции с глубины Не и подземных вод.
Рис. 10. Связь гелия с хлором (Л), сероводородом (Б), бромом и йодом (В), температурой (Г) и Eh Д) в Красноусольских сероводородных водах
В средней и южной частях Вельской впадины в минеральных источниках, тяготеющих к зонам разрывных нарушений, зафиксированы Вайгузинская, Яманбулякская и Якутов-ская Не-аномалии (рис. 1: № 37, 38, 39). Несмотря на геохимические особенности каждой из них, общими чертами являются: повышенная Т (6,S-9,S°C), хлоридный натриевый состав при величине М 2,9-13,0 г/л, переходные окислительно-восстановительные условия (Eh -55...+80 мВ), аномальные концентрации Не (6,0-7,7^10-4 мл/л).
Представляет интерес солевой состав вод Якутовского и Яманбулякского проявлений. В нем кроме NaCI (50-80 %) в заметных количествах установлена сода NaHC03 (10-20 %). Именно хлоридные натриевые рассолы кун-гурского яруса, залегающие на глубине до 100200 м, и гидрокарбонатные натриевые (содовые) воды верхней перми являются исходными для формирования соляно-щелочных МВ, которые, судя по содержанию Не, можно каптировать в местах выхода источников скважинами глубиной 50-70 м.
Несколько Не-аномалий выявлены в зонах дизъюнктивных нарушений Юрюзано-Айской впадины. Наиболее контрастна из них Яныба-
евская (6,3x10т3 мл Не/л; рис. 1, № 12), представленная хлоридными кальциево-натриевыми водами с M 2,8 г/л, вскрытыми скважиной глубиной 85 м в терригенных артинских отложениях. Высокая концентрация Не в сочетании с хлор-кальциевым типом воды (rNa/rCI 0,7, СаС12 15%) могут быть истолкованы как результат поступления седиментогенных рассолов из нижележащих каменноугольных отложений по зоне трещи-новатости Юкаликулевского надвига.
Столь же высокой гелиеносностью ((4,0-4,3)х10"3 мл/л) отличаются воды Куткантау-ских источников, связанных с тектонически ослабленной зоной Мечетлинского надвига, трассирующегося по западному борту впадины (рис.1). M вод <1 г/л при смешанном (пяти-и шестикомпонентном) составе. Газовый состав их непостоянен: 02 0-4, H2S 0-8 мг/л. Величина Eh -50...- 240 мВ, рН 6,9-7,1, Т до 20-21° С. В источниках установлен Rn (до 15 нСи/л). Не с хлором и Т связан прямой корреляционной зависимостью (рис. 11, 12), что указывает на их глубинную природу. Вода одного из источников этой группы имеет следующий состав:
NRnHS0O08M 0
Cl 38SQ 35 HCQ 27 Ca 44 Na32 Mg 24
pH6,9Eh -
-235T14,0.
Как видно, в составе в небольшом количестве (6%) содержится соль морского происхождения МдС12. Термогидрогеохимические параметры свидетельствуют о наличии мощного потока термальных минерализованных вод, разгружающегося в долину р. Юрюзань с глубины до 1000-1200 м из каменноугольных отложений. У поверхности они претерпевают сильное разубоживание пресными водами артинского комплекса. Исходя из это-
Рис. II. Связь между гелием и хлором в водах Куткантауских источников
10 12 14 16 18
Рис. 12. Зависимость содержания гелия от температуры воды Куткантауских источников
го, на Куткантауском участке, где тепловой поток имеет эндогенную природу, горячие (Т до 40-60° С) хлоридные натриевые соленые воды с М до 20-40 г/л, возможно, с кондиционными концентрациями радона, могут быть обнаружены на глубине до 500-700 м. В свете полученных данных об аномально высокой гелиеносности Куткантауских вод, связях Не с физико-химическими параметрами водной среды представляются неверными суждения об экзогенной природе этого термопроявления и его приповерхностном генезисе в целом.
Примерно на таких же глубинах происходит формирование и известного в Предуралье минерального источника «Кургазак» (рис. I, № 15). Это месторождение радоновых вод (Rn 41-48 нСи/л) приурочено к зоне Юрюзанского сдвига вертикального заложения, по которому в контакт приведены карбонатные каменноугольные отложения Каратауского аллохтона и карбонатно-терригенные нижнепермские породы Юрюзано-Айской депрессии. Источник с дебитом 120-125 л/с восходящего типа в виде нескольких мощных грифонов приурочен к интенсивно дислоцированным и трещиноватым известнякам нижнего карбона. Вода имеет следующие геохимические особенности: а) низкую М (0,5 г/л), гидрокарбонатный магниево-кальциевый состав с повышенной концентрацией хлора (до 25 мг/л); б) кислородно-азотный состав водорастворенных газов (02 2,0 мг/л), положительную (но не высокую) величину Eh (+70...+130 мВ), свойственную водам переходной окислительно-восстановительной обстановки; в) повышенную Т (16,5° С); г) повышенные и стабильные во времени концентрации Не (30-37)х10~5 мл/л). Химический состав воды указывает на ее ин-фильтрационное происхождение:
КпМ 0,51-----—
Ca55Mg4lNa4
,9 ЕИ +
+ 130Г16,5.
Указанная совокупность термогеохимических параметров наиболее полно учитывается гидродинамической моделью, предусматривающей формирование вод, питающих источник, на глубине 600-800 м в каменноугольных-девонских отложениях*. При этом открытой областью его питания (инфильтрации) служат выходы на поверхность известняков карбона и девона к западу от источника, на хр. Каратау. В результате погружения трещинно-карстовых вод на глубину они нагреваются за счет внутреннего тепла и одновременно из пород в воду поступают радиогенные элементы и ионы хлора.
Севернее источника «Кургазак», на правом берегу р. Юрюзань, расположена г. Янгантау, известная как геотемпературный феномен, связанный с окислением (горением) артин-ских (янгантауская свита) битуминозных сланцев [4]. В термальном ядре, расположенном выше уреза воды р. Юрюзань, Т пород достигает 380° С. Из сланцев вытекает несколько источников в основании склона реки. Вода их сульфатно-гидрокарбонатная смешанного ка-тионного состава с М <1,2 г/л:
л^ССр 49-87 Я04 9-45 С14-9
М0,6 -1,2---1-рН % 4 _
Са 42-69 21-30 Ма 2-37 — 7,5Т 5-20.
Характерно, что содержание 02 в водах снижается при увеличении Т (рис. 13).
Такое поведение 02 связано с его расходованием на окислительные процессы в битуминозных породах и является главным фактором формирования Янгантауской термоано-
Рис. 13. Зависимость содержания 02 от Т (I) и ЕЙ (2) в водах Янгантауских источников
малии. Одновременно происходит и резкое снижение величины ЕМ вод от +240 до +70 мВ. Низкие концентрации Не в воде источников ((4,5-8,4)х10~5 мл/л) определенно свидетельствуют об экзогенной природе уникальных газовых терм г. Янгантау.
Литература
1. АбдрахмановР.Ф., ПоповВ.Г. Минеральные лечебные воды Башкортостана. - Уфа: Гилем, 1999. -298 с.
2. Попов В.Г. Литолого-гидрогеохимическая роль плотностной конвекции в седиментационных бассейнах с галогенными формациями // Литология и полезные ископаемые, 2000. № 4. - С. 413-420.
3. Попов В.Г., Абдрахманов Р.Ф., Тугуши И.Н. Обменно-адсорбционные процессы в подземной гидросфере. - Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. - 156 с.
4. Пучков ВН., Абдрахманов Р.Ф. Особенности газогидрогеотермальных явлений горы Янгантау и прилегающих территорий // Литосфера. 2003. № 4. -С.65-77.
* Мощность зоны гидрокарбонатных вод в закарстованных нижнепермских известняках на соседней к западу территории Башкирского свода составляет 500 м.
