CC BY
62
DOI: 10.24411/0869-7175-2019-10034 УДК 550.84:551.494
© А.И.Малов, 2019
I Геохимические индикаторы формирования подземных вод Юго-Восточного Беломорья
А.И.МАЛОВ (Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Федеральный исследовательский центр комплексного изучения Арктики им. академика Н.П.Лаверо-ва Российской академии наук (ФГБУН ФИЦКИА РАН); 163061, г. Архангельск, набережная Северной Двины,23)
Выяснены источники формирования состава и эволюции подземных вод на юго-восточном побережье Белого моря. Для этого были изучены более пятидесяти проб подземных вод из водоносных горизонтов четвертичных, каменноугольных и вендских терригенно-карбонатных отложений. Установлено, что в пресных водах отношение Na/Ca повышается от 0,2 до 40. Это связано с последовательной заменой процесса растворения карбонатов на процессы гидролиза Na-алюмосиликатов и смешивания пресной воды с солёной. В солоноватых и солёных водах отношение Na/Ca снижается до 1-4. Наиболее вероятным процессом является гидролиз Са-алюмосиликатов, который указывает на значительное время взаимодействия вода-порода.
Ключевые слова: подземные воды, химический состав, геохимические индикаторы, Юго-Восточное Беломорье.
Малов Александр Иванович malovai@yandex.ru
доктор геолого-минералогических наук
IGeochemical indicators of groundwater formation in the South-Eastern Belomorye
A.I.MALOV (Federal Center for Integrated Arctic Research of RAS)
The specific objective of the study is to clarify the sources of formation of the composition and evolution of groundwater on the southeastern coast of the White Sea. To solve it, more than fifty groundwater samples from aquifers of Quaternary, Carboniferous and Vendian terrigenous-carbonate sediments were studied. The ratio of Na/Ca rises from 0,2 to 40. It is due to successive replacement of the process of calcite dissolution in the recharge area on the watershed by the process of hydrolysis of sodium aluminosilicates in the transit zone and by the processes of mixing fresh water with salt water and brines. In the brackish and salty waters the Na/Ca ratio is reduced to 1-4. The most probable process is the hydrolysis of Ca-aluminosilicates, which indicates a significant time of water-rock interaction.
Key words: groundwater, chemical composition, geochemical indicators, South-Eastern Belomorye.
Рассматриваемая территория - одна из наиболее освоенных на Европейском Севере России. Здесь сосредоточены значительные ресурсы питьевых и минеральных подземных вод, которые, однако, используются в крайне ограниченных количествах. Это связано со сложными гидрохимическими условиями в водоносных горизонтах. Территория находится на морском побережье и неоднократно затапливалась морем, о чём свидетельствует практически повсеместное развитие морских отложений микулинского межледниковья и в меньшей степени, преимущественно на приустьевых участках рек, впадающих в Белое море, отложений валдайских и голоценовых трансгрессий. В это время совершалось засоление водоносных горизонтов. В конти-
нентальные периоды происходило их рассоление за счёт инфильтрующихся в областях питания атмосферных осадков. Поэтому в настоящее время химический состав подземных вод может быть объяснён смешением солёной морской воды с пресной метеорной, обогащён-ной растворённым веществом отложений водоносных горизонтов. Кроме того, установлены очаги разгрузки рассолов нижнепермского возраста вблизи морского побережья [2, 4], из-за чего также возможно их участие в формировании химического состава подземных вод. Отсутствие чётко выраженных водоупоров при добыче питьевых и минеральных вод зачастую приводит к осложнениям, выражающимся в существенном изменении их состава по сравнению с кондициями.
Отдельные аспекты феноменологической концептуальной модели области исследований, главным образом качественные, рассматривались ранее, в частности, в работе [5]. Однако всестороннее изучение естественных геохимических индикаторов (Са2+, Mg2+, №+, К+, НС03-, С1-, $042-) для определения взаимодействия между водой и породой отсутствует. Поэтому конкретной задачей исследования было выяснение естественной эволюции химии подземных вод в позднем плейстоцене-голоцене. Результаты этого исследования обеспечивают лучшее понимание взаимосвязи различных потоков подземных вод вблизи морского побережья и способствуют их более обоснованному и эффективному использованию в современный период антропогенного воздействия.
Геолого-гидрогеологические условия. Исследования выполнены в пределах Северо-Двинской впадины (39°30'-41°57'в.д. и 64°06'-64°48'с.ш.), являющейся продолжением на суше Двинского залива Белого моря. Она вытянута с северо-запада на юго-восток от Двинской губы Белого моря до устья р. Пинега.
В настоящее время впадина представляет собой открытое в сторону моря чашеобразное углубление в карбонатно-терригенных отложениях среднего карбона (С2) и терригенных - нижнего карбона-верхнего девона (Ц-О^ падунской (Урф и мезенской СУшх) свит венда (рис. 1). Длина впадины 120 км, максимальные размеры поперечного сечения (по берегу Двинского залива): ширина поверху составляет 100-110, а ширина дна 30-40 км, абсолютная отметка дна -60 м. Уклон склонов 2°-3°.
Впадина заполнена в основном глинистыми отложениями бореального моря микулинского межледни-ковья (mQШmk), существовавшего здесь от 140-145 до 70 тыс. лет назад [1]. По работе [6], собственно мику-линское море существовало здесь 130-117 тыс. лет назад, а в период 117-20 тыс. лет назад на территории накапливались морские осадки других трансгрессий и аллювиально-озёрные отложения. В данной работе на рис. 1 все они показаны индексом mQШmk. Площадь их распространения в пределах впадины составляет более 7000 км2, мощность достигает в центральных частях впадины 50-70 м. Глинистые отложения характеризуются значительной плотностью и прочностью. Это может быть объяснено уплотнением их под собственным весом, а также под весом перекрывавшего их 70-11,5 тыс. лет назад [1] или 20-17 тыс. лет назад [6] валдайского ледника, нагрузка от которого при мощности до 1000 м могла достигать значительных величин.
Снизу глины подстилаются 10-15-метровым слоем суглинков московской морены (gQIIms). Возраст московского оледенения >130-140 тыс. лет [1, 6].
Ниже залегает мощная толща терригенных отложений венда, представленная переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов падунской, мезенской
и усть-пинежской свит. Её мощность составляет 600700 м.
Падунская свита, залегающая выше абсолютной отметки -150 м, на территории Северо-Двинской впадины сложена в основном алевролитами, реже песчаниками, разделяющимися прослоями аргиллитов. Породы преимущественно красновато-коричневого цвета с линзами и пятнами бледно-зелёных тонов. Для алевролитов характерно преобладание (до 70%) крупнозернистой (0,01-0,05 мм) фракции; почти постоянно присутствуют пелитовые частицы (до 30%). Среди обломочных зёрен: кварца до 98%, полевых шпатов до 10% и слюд около 1%. Цемент преимущественно глинисто-железистый. Глинистые минералы представлены гидрослюдами, каолинитом, хлоритом. Вверх по разрезу отмечается рост содержаний каолинита и снижение примеси хлорита вплоть до полного исчезновения. В верхней части разреза мощностью порядка 50 м алевролиты слабосцементированы.
Отложения мезенской свиты в верхней части разреза (-150...-300 м ) представлены тонким переслаиванием аргиллитов (35-40%) с алевролитами (35-40%) и песчаниками (20-30%). Окраска от пестроцветной до полностью красноцветной в отдельных разрезах. Алевролиты мезенской свиты мелко- и крупнозернистые. В обломочном материале содержатся (в %): кварца 80-95, полевых шпатов 3-8 и слюды 1-2. Иногда присутствуют полиминеральные обломки пород (до 3-4%). Цемент обычно смешанного состава: гидрослюды, хлорит, карбонат, каолинит, гидроксиды железа.
Сверху микулинские глины перекрываются 1015-метровым слоем отложений валдайского леднико-вья (gQШvd), представленных в основном моренными валунными суглинками. На локальных участках развиты флювиогляциальные (fQШvd) и озёрно-ледниковые (lgQШvd) пески. На ограниченных площадях валдайские, реже непосредственно микулинские породы перекрываются 3-5-метровым слоем современных песчано-глинистых отложений: аллювиальных (а1У), озёрных (11У), болотных (р1У), морских (ш[У).
Долина нижнего течения р. Северная Двина проходит примерно по тальвегу Северо-Двинской впадины. Её ширина от 15 км в устье до 2 км в наиболее узкой части. Долина эрозионного происхождения, образована водными потоками валдайского ледника и прорезает почти до подошвы, а местами полностью толщу глин микулинского межледниковья (см. рис. 1); в верхней части Северо-Двинской впадины она частично врезается в суглинки московской морены.
Долина реки заполнена песчано-глинистыми верхнечетвертичными и современными отложениями ^Ш-IV): флювиогляциальными, морскими, аллювиальными, озёрно-болотными. Их суммарная мощность достигает 40-50 м.
Для 90-метровой толщи водоносного комплекса алевролитов и песчаников падунской свиты венда,
-40
-80 -
-120 -
-160 -
-200 -
-240 -
20
40
60
80
I, км
1 2 О 3
■
Рис. 1. Концептуальный схематический разрез системы подземных вод перпендикулярно главной оси Северо-Двин-ской впадины:
1 - границы стратиграфических подразделений, описание которых приведено в тексте; 2 - изолинии общей минерализации подземных вод, г/л; 3 - место отбора пробы и её наименование
располагающейся под центральной частью СевероДвинской впадины, характерна обращённая зональность [8] с понижением минерализации подземных вод от 29 до 5 г/л (см. рис. 1). Она возникла в первую очередь благодаря опреснению подземных вод в результате длительного существования континентальных условий в мезозое и кайнозое. После трансгрессии мику-линского моря ~130 тыс. лет назад опреснение подземных вод под Северо-Двинской впадиной прекратилось. Затем в эту зону инфильтрогенных вод стали
поступать седиментогенные солёные поровые воды из морских глин микулинского межледниковья, отжимаясь под весом валдайского ледника. Эти воды оттесняли опреснённые воды вниз и в стороны, а также частично смешивались с ними в результате дисперсии. Глубина проникновения отжатых вод составила порядка 90 м, то есть до кровли слабопроницаемых по сравнению с отложениями падунской свиты венда отложений мезенской свиты (средние коэффициенты фильтрации, соответственно, 0,56 и 0,03 м/сутки).
Следующий не менее существенный процесс формирования химического состава подземных вод в верхней части комплекса терригенных отложений венда - подток пресных вод из областей питания на бортах впадины. Этот подток начался после того, как эрозионная деятельность потоков от тающего ледника привела к образованию долины р. Северная Двина, прорезающей толщу микулинских глин почти на полную мощность (см. рис. 1). Солёные воды из водоносного комплекса терригенных отложений падунской свиты венда стали перетекать в долину реки, а им на смену начали подтекать пресные воды из областей питания [7, 9].
Материал и методы. В 2006 г. были отобраны десять проб, а в период 2012-2014 гг. - сорок одна проба подземных вод из четвертичных, каменноугольных и вендских водоносных горизонтов (см. таблицу).
Определения рН и температуры производились непосредственно на самоизливающих, эксплуатируемых и наблюдательных скважинах с использованием полевой экспресс-лаборатории. Пробы воды фильтровали через фильтрующую насадку Миллекс диаметром 33 мм, диаметр пор 0,45 мкм. Пробы на катионы подкисляли 70% особо химически чистой HNO3. Щелочность измерялась методом потенциометрического титрования соляной кислотой на автоматизированном титраторе (Metrohm 716 DMS Titrino), используя Gran method с пределом обнаружения 10-5 М и аналитической точностью 2% на основе воспроизводимости повторных анализов [13]. Концентрации основных анионов (Cl, SO4) были измерены методом ионной хроматографии (HPLC, Dionex ICS 2000) с погрешностью 2%. Концентрации кальция, магния, натрия и калия определяли с погрешностью 1-2%, используя Perkin-Elmer 5100 PC атомно-абсорбционный спектрометр (ААС) [13]. Общая минерализация подземных вод (М) определялась путём суммирования компонентов их состава.
Результаты и обсуждение. Химический состав подземных вод. Сводные химические данные по составу подземных вод и их типам на исследуемой территории приведены в таблице.
Общая минерализация пресных подземных вод в исследуемом районе составляет 171-939 мг/л. В четвертичных и каменноугольных водоносных горизонтах эти воды имели Ca-Mg-HCO3 композицию, которая в вендском водоносном комплексе была характерна для подземных вод с минерализацией до ~300 мг/л. При М ~300-600 мг/л вода приобретала Na-HCO3, а при М ~600-1000 мг/л - Na-Cl состав. В целом для пресных вод Ca-Mg-HCO3 состава свойственна слабощелочная реакция с pH 7,5-8,7, в среднем 8,1, а для Na-HCO3 вод -pH 7,6-9,2, в среднем 8,7. Температура подземных вод была сравнительно низкой и составляла 3,7°-5,2°С.
Общая минерализация солоноватых вод - от 2523 до 10 088 мг/л с преобладанием Na и Cl в их составе. Максимальное доминирование Na+ характерно для наименее минерализованных вод. Воды с минерализацией
5-6 г/л заметно обогащены кальцием, его содержание составляет 30-37 мг-экв/л. Содержание $042- в этих водах также сравнительно высокое - 15-30 мг-экв/л.
Минерализация солёных вод в водоносном комплексе падунских отложений венда составила 12,7-27,6 г/л при №-С1 составе. Относительное содержание Са2+ и 8042-сравнительно невысокое - 40-80 мг-экв/л и 2040 мг-экв/л, соответственно.
Эволюция химического состава подземных вод. Пресные воды. Наименее минерализованные воды (М до 0,3 г/л) неравновесны по отношению к гипсу и ангидриту [10], но поскольку не наблюдается тренда в отношении SO4-Ca и отмечается дефицит SO4 относительно Са (рис. 2, А), растворение гипса играет подчинённую роль.
Для этих вод характерен Ca-Mg-HCO3 состав, что связано с неравновесностью атмосферных осадков, талых и наименее минерализованных вод по отношению к кальциту, анортиту, лабрадориту, андезину, ди-опсиду [10].
На графике (Ca+Mg)-HCO3 (см. рис. 2, Б) для этих вод с М до 0,3 г/л наблюдается корреляция в соотношении 1:1. По мере повышения М увеличивается дефицит Са и Mg. На графике №-НС03 (см. рис. 2, В) для этих вод наблюдается обратная картина, то есть с увеличением минерализации милиграмм-эквивалент-ное содержание № повышается по экспоненциальной зависимости. Соответственно, Na/Ca возрастает до 40 (см. рис. 2, Г). Значения хлор-щелочных индексов [С1-(№+К)]/С1 и [С1-(№+К)]АБ04+НТО3) отрицательные (см. рис. 2, Д), что указывает на ионный обмен Са и Мg воды на № водовмещающих отложений [14].
Это можно связывать с насыщением подземных вод по отношению к кальциту и доломиту и частичным осаждением карбонатов кальция. Одновременно повышается относительная роль гидролиза натриевых алюмосиликатов (^-монтмориллонит, альбит) [11].
При дальнейшем увеличении общей минерализации подземных вод до 0,6-0,9 г/л концентрация С1 возрастает до 106-272 мг/л благодаря процессам смешивания пресной воды с солёной, которая разгружается в речные долины. Однако по отношению к теоретическим линиям растворения галита (см. рис. 2, Е, у=х) и разбавления морской воды (у=0,86х) содержание натрия увеличивается в 1,5-2 раза. Это свидетельствует о существенной роли других процессов перехода № в раствор. Пересыщение подземных вод по отношению к альбиту значительно возрастает [10], поэтому можно предположить наличие катионного обмена щелочноземельных элементов со щелочными элементами. На рис. 2, А показан дефицит Са по отношению к SO4, то есть минимальные концентрации Са (в среднем 11 мг/л) в пресных подземных водах с минерализацией 0,6-0,9 г/л поддерживаются в основном за счёт растворения гипса.
Солоноватые и солёные подземные воды. На графике Са^04 (рис. 3, А) дефицит SO4 по отношению к Са
+
го О
жж V
у=х
ЭО,, мг-экв/л
4 6
НСО„ мг-экв/л
А
,ж
о
_оо_
жжжж
4 6
НСО,, мг-экв/л
(С
О ТВ
40 -302010 -0
0
сР°
о
о
о,
200
400
600
о
800 1000 М, мг/л
д
о 0
^ и <0 х
^ -1
0
1
5 -2 5
1-3
о
-5
А
О
о
О
о
о
о,
О О
200
400
600
800 1000 М, мг/л
12 1
га 5 со
6 8 С1, мг-экв/л
О 1 ж 2 АЗ
Рис. 2. Графики концентраций ионов (мг-экв/л) и их соотношений в пресных подземных водах с группировкой по значениям общей минерализации:
минерализация (в г/л): 1 - 0-0,3; 2 - 0,3-0,6; 3 - 0,6-0,9
Основные компоненты химического состава и типы подземных вод
Название пробы Дата отбора/ глубина отбора, м Т, °С рн М, мг/л № Са2+ МЙ2+ К+ С1- во/4 НСОз- Тип воды*
Пресные воды в четвертичном водоносном комплексе (ЙЗПМ)
06.05.2014/20 3,9 7,8 233 24 19,1 9,57 2,23 12,4 12 154 №-Са^-НС03
II 29.04.2014/20 4,1 7,8 463 9,15 66,5 33,6 2,28 3,26 26,3 322 Са^-НС03
Пресные воды в каменноугольном водоносном комплексе (С2)
2о 10.05.2014/20 4,5 7,5 171 7,28 20,1 11,3 0,35 5,35 4,77 122 Са^-НС03
3и 10.05.2014/40 4,0 7,7 285 23,6 28,5 15,1 1,35 8,1 11,9 196 Са^-Ка-НС03
Мк 23.04.2013/40 4,8 8,2 543 52 51,5 23,8 7,73 20,4 154 233 Са-№^-НС03-Б04
Пресные воды в водоносном комплексе падунских отложений венда (Vpd)
Вг 26.04.2013/120 3,7 8,3 233 24 17,4 14,7 2,36 19,3 9,04 146 Mg-Na-Ca-HCO3
Ch 24.04.2013/120 4,3 7,8 235 18,5 15,9 15 2,86 1,1 0,6 181 Mg-Na-Ca-HCO3
28 25.04.2013/120 3,9 8,6 239 20,8 13,8 13,7 5,01 5,44 8,39 172 Mg-Na-HCO3
Le 29.04.2014/60 5,0 8 244 6,78 32 12,6 6,37 2,26 1,64 167 Са^-НС03
3е 10.05.2014/90 4,8 8,7 249 15,1 33,5 15,4 4,36 1,81 1,53 164 Са^-НС03
28 10.05.2014/120 3,9 8,6 268 18,9 25,2 13,5 1,54 3,25 8,78 197 Са^-Ма-НС03
26 25.04.2013/140 4,4 8,5 313 55,1 13,5 12 3,53 28,5 15,5 185 №-НС03
26 14.09.2013/140 4,3 8,6 325 55 13,5 11,8 3,52 34,4 14,5 192 №-НС03
36 25.04.2013/140 5,2 8,5 326 57,1 12,1 10,8 3,2 27,5 15,9 200 №-НС03
36 10.05.2014/140 5,2 8,2 336 47,1 24,6 11,9 3,35 19,1 14,7 215 №-Са-НС03
10 25.04.2013/140 4,3 9,2 389 97,8 3,66 3,93 4,48 51,7 26 201 №-НС03-С1
22 10.05.2014/140 4,6 8,5 395 83,8 14,7 8,16 3,89 41,6 29,7 214 №-НС03
10 14.09.2013/140 4,4 9,1 401 98,3 3,85 4,1 4,66 48,3 23,3 218 №-НС03-С1
22 25.04.2013/140 4,6 8,4 480 118 13,8 13,1 5,96 72,7 30,5 226 №-НС03
18 23.04.2013/40 4,7 7,6 490 98,8 24,3 15,6 3,96 106 42,2 200 №-НС03-С1
4 25.04.2013/150 4,7 9,2 625 183 3,43 3,99 5,6 129 49,7 250 №-НС03-С1
21 25.04.2013/180 4,7 8,4 669 177 14,8 15,2 5,28 172 56,6 229 №-С1-НС03
4 14.09.2013/150 4,7 9,1 686 209 4,62 5,29 7,12 150 61,1 249 №-С1-НС03
21 10.05.2014/180 4,7 8,6 719 199 17,7 18,8 6,52 174 64,7 239 №-С1-НС03
9mz 11.05.2014/200 4,7 7,6 725 212 20,7 10,1 5,03 189 77,4 210 №-С1-НС03
6 11.05.2014/180 4,5 9,1 748 214 9,06 5,42 5,1 190 80,9 244 №-С1-НС03
Lo 11.05.2014/180 4,7 9 828 251 5,26 3,6 5,98 201 48,4 313 №-С1-НС03
Окончание таблицы
Название пробы Дата отбора/ глубина отбора, м Т, °С рн М, мг/л № Са2+ МЙ2+ К+ С1- во,2- 4 НСОз- Тип воды*
16 26.04.2013/180 4,0 8,6 939 282 9,82 12,9 8,58 272 140 214 №-С1-НТО3
Солоноватые воды в четвертичном водоносном комплексе ^ПМ)
23.09.2012/70 5,0 8,3 3239 980 15,2 25 7,81 935 634 642 №-С1^04
К2 23.09.2012/0,1 4,4 7,8 3930 1147 107 50,1 14,1 1331 847 435
Солоноватые воды в водоносном комплексе падунских отложений венда (Vpd) (см. рис. 3, солоноватые!)
14 21.09.2012/180 4,9 7,9 2523 792 49,6 48,4 6,88 1009 292 325 №-С1
15 18.04.2006/150 6,6 7,2 4968 905 632 96 20 2294 732 124 №-Са-С1
14 18.04.2006/150 6,7 7,1 5144 1000 588 143 18,8 2486 753 122 №-Са-С1
М1 29.04.2014/140 5,0 7,4 6011 979 744 175 24,1 2607 1428 53,4 №-Са-С1^04
Сильносолоноватые воды в водоносном комплексе падунских отложений венда (Vpd) (см. рис. 3, солоноватые2)
Мт 16.09.2013/80 5,8 7,5 7418 1666 436 350 33 2234 2626 73,2 №-С1^04
В1 24.09.2012/120 5,7 7,7 8399 1960 495 298 33,6 3034 2323 255 №-С1^04
La6 24.09.2012/120 6,3 8,4 9065 2107 620 232 29,6 3524 2510 42,7 №-С1^04
N0 18.04.2014/120 6,8 8,3 10088 2058 936 254 28 4057 2715 38,1 №-Са-С1^04
Солёные воды в водоносном комплексе падунских отложений венда (см. рис. 3, солёные Vpd)
V) 16.09.2013/90 5,3 7,3 12725 3456 799 379 51,1 7327 959 54,9 №-С1
V) 18.04.2006/90 5,7 6,7 19170 5104 996 714 75 11812 198 278 №-С1
13 18.04.2006/90 5,7 6,9 21012 4682 1974 575 69 11451 1546 242 №-Са-С1
13 21.09.2006/90 5,7 6,4 21080 5280 1810 450 66 11561 1703 262 №-Са-С1
12 18.04.2006/90 5,7 6,6 21288 4675 1903 868 72 11812 1654 268 №-Са-С1
11 18.04.2006/90 5,9 6,7 26781 7270 1578 709 99 14666 2063 348 №-С1
11 12.05.2006/90 5,9 7,1 27136 7355 1663 685 118 14846 2032 338 №-С1
Ts 18.04.2006/90 5,9 7,1 27180 7179 1659 755 135 14766 2091 331 №-С1
11 21.09.2006/90 5,9 7 27552 7412 1698 742 118 15080 1898 376 №-С!
Солёные воды в водоносном комплексе мезенских отложений венда (см. рис. 3, солёные Vmz)
8т7 11.05.2014/240 6,7 7,6 15640 4074 1185 338 48,3 7857 2136 1,53 №-С1
27 18.04.2013/220 6,7 7,3 16583 4532 761 419 47,5 8497 2275 53,4 №-С1
La5 18.04.2013/210 6,8 8,1 17030 4564 783 393 39 8551 2685 15,3 №-С1
В2 18.04.2014/260 6,9 7,6 27482 6673 2423 630 57,3 15147 2515 38,1 №-Са-С!
Примечание. *Указаны катионы и анионы с содержанием выше 25 мг-экв,% в порядке убывания.
о
1
□
2
▲
3
Ж
4
Рис. 3. Графики концентраций ионов (мг-экв/л) и их соотношений в солоноватых и солёных подземных водах с группировкой по значениям общей минерализации (на А, Б, Г):
подземные воды: 1 - солоноватые1, 2 - солоноватые2, 3 - солёные Vpd, 4 - солёные Vmz
отмечен для всех проб из водоносного комплекса па-дунских отложений венда (см. рис. 3, А, солёные Урй), а также для образцов М^ 14-5 солоноватой воды из водоносного комплекса падунских отложений венда (см. рисунки 1 и 3, А, солоноватые1) и двух проб солёных вод из водоносного комплекса мезенских отложений венда (В2, 8 mz) (см. рис. 3, А, солёные У:ю7). В этих пробах №/Са снижается до 1-4 (см. рис. 3, Б), хлор-щелочные индексы положительные (см. рис. 3, В).
Это указывает на то, что в водоносных горизонтах, помимо растворения гипса, есть и другие источники Са. Наиболее вероятен процесс гидролиза Са-алюмо-силикатов, неравновесных с солоноватыми и солёными подземными водами [3]. Этот процесс идёт по ме-
ханизму диффузионной кинетики [12], что свидетельствует о значительном времени взаимодействия вода-порода для перечисленных проб. Образцы 15, 14, М^ характеризующие солоноватую воду с М 5-6 г/л, особенно отличаются по степени метаморфизации в результате взаимодействия вода-порода (см. рис. 3, Г).
В заключение следует ещё раз отметить, что цель исследования - выяснение источников формирования состава и характеристика подземных вод на юго-восточном побережье Белого моря.
Установлено, что химический состав пресной воды развивается в направлении (Ca-Mg-HCO3)-(Na-HCO3)-(№-С1). Отношение №/Са повышается от 0,2 до 40. Это связано с последовательной заменой процесса рас-
творения карбонатов в областях питания на водоразделах на процессы: гидролиза алюмосиликатов натрия в транзитной зоне, а затем смешивания пресной воды с солёной водой, катионного обмена щелочноземельных элементов со щелочными элементами и растворения гипса вблизи зон разгрузки на побережье и в па-леодолинах.
В солоноватых и солёных водах отношение Na/Ca снижается до 1-4. Это указывает на то, что в водоносных горизонтах есть и другие источники Са, помимо растворения гипса. Наиболее вероятным процессом является гидролиз Са-алюмосиликатов, который указывает на значительное время взаимодействия вода-порода. Солоноватая вода с минерализацией 5-6 г/л особенно отличается по степени модификации вследствие процессов взаимодействия вода-порода.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты 18-05-60151_ Арктика и 18-0501041 А), УрО РАН (проект АААА-А18-118012390242-5)- и Министерства образования и науки России (проект AAAA-A19-119011890018-3).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Болиховская Н.С., Молодьков А.Н. Схема периодизации, корреляция и возраст климатических событий плейстоцена / Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. - Новосибирск, 2009. С. 75-78.
2. Гатальский М.А. Подземные воды и газы палеозоя северной половины Русской платформы. - Л.: Гостоптехиздат, 1954.
3. Зверев В.П. Система природных вод Земли. - М.: Научный мир, 2013.
4. Коротков А.И. Гидрогеохимический анализ при региональных геологических и гидрогеологических исследованиях. - Л.: Недра, 1983.
5. Коротков А.И., Потапов А.А., Румынин В.Г. Редкие типы минеральных вод Среднерусского артезианского бассейна. - СПб.: Наука, 2013
6. Лисицын А.П. Система Белого моря. Т. I. Природа водосбора Белого моря. - М.: Научный мир, 2010.
7. Малов А.И. Взаимодействие вода-порода в песчано-гли-нистых отложениях венда Мезенской синеклизы // Литология и полезные ископаемые. 2004(1). № 4. С. 401-413.
8. Малов А.И. Экологические функции подземных вод.
- Екатеринбург: УрО РАН, 2004(2).
9. Малов А.И. Использование геологических реперов для оценки времени нахождения подземных вод в водоносном горизонте по уран-изотопным данным на примере Северо-Двинской впадины // Литология и полезные ископаемые. 2013. № 3. С. 274-285.
10. Малов А.И., Сидкина Е.С., Рыженко Б.Н. Модель месторождения алмазов им. М.В.Ломоносова как системы «вода-порода»: формы миграции, насыщенность подземных вод относительно породообразующих и рудных минералов, экологическая оценка качества вод // Геохимия. 2017. № 12. С. 1128-1140.
11. Шварцев С.Л. Общая гидрогеология. - М.: Альянс, 2012.
12. Helgeson H.C. Kinetics of mass transfer among silicates and aqueous solutions // Geochemica at Cosmochimica Acta. 1971. Vol. 35. № 5. P. 421-469.
13. Pokrovsky O.S., Schott J., Dupre B. Trace element fractionation and transport in boreal rivers and soil porewaters of permafrost-dominated basic terrain in Central Siberia // Geo-chimica at Cosmochimica Acta. 2006. Vol. 70. № 3. P. 32393260.
14. Schoeller H. Geochemistry of groundwater / Groundwater studies - an international guide for research and practice.
- Paris, 1977. Vol. 15. P. 1-18.
ПОДПИСЧИКАМ
Оформить подписку на журнал «Отечественная геология» можно в почтовых отделениях связи по каталогу «Газеты. Журналы» ОАО Агентства «Роспечать» (подписной индекс 70824)
Периодичность - шесть номеров в год.
На электронную версию журнала можно подписаться на сайте Научной Электронной библиотеки: https://elibrary.ru
