Distribution of chemical elements in the water–rock system (based on the example of a Zheleznodorozhny spring in the valley of the Inya River)

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В настоящее время в научном сообществе появляется все больше работ по изучению проблем формирования химического состава подземных вод различного изотопно-гидрогеохимического облика. Ни для кого не секрет, что в системе вода–порода первые выступают в качестве наиболее активной составляющей системы, в которой отражаются все процессы: от природных до наложенных антропогенных. Из водного раствора определенного химического состава формируются последовательно друг за другом вторичные минеральные фазы [1]. Горные породы при этом являются основным источником поступления химических элементов в раствор.

Как отмечалось ранее, радоновые воды являются ярким результатом начальных стадий взаимодействия в системе вода–порода, поскольку радон не мигрирует на значительные расстояния от эманирующего коллектора [2]. Во многих регионах мира степень гидрогеохимической изученности источников нецентрализованного водоснабжения населения (родников, колодцев и скважин) остается крайне низкой. Изучение состава подземных вод, включая комплекс радиохимических данных, представляет огромную важность при оценке их качества для целей питьевого водоснабжения населения. Согласно UNESCO в мире дефицит ресурсов пресных подземных вод для целей питьевого водоснабжения отмечается на всех континентах и территория Российской Федерации не является исключением, особенно когда речь идет о нецентрализованном водоснабжении населения.

Среди последних комплексных исследований распределения радионуклидов в водах питьевого назначения можно отметить работы, проведенные на территориях Индийского [3–5] и Аравийского [6–8] полуостровов, Африки [9, 10], Европы [11–13], Северной Америки [14, 15] и других [16–18]. Большое внимание этому направлению исследований отводится авторами настоящей работы [19–23]. Целью настоящей работы является получение первых данных по распределению химических элементов в системе вода–порода на примере неизученного ранее Железнодорожного ключа, где нами были выявлены повышенные по сравнению с региональным фоном Западной Сибири содержания урана, а также активность радона и изотопов урана и радия.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Во время экспедиционных работ в августе 2023 г. на территории Обь-Зайсанской складчатой области (ОЗСО) были отобраны одна проба воды и 12 образцов пород различных литотипов из обнажения ключа Железнодорожный (рис. 1), ранее были опробованы родники сравнения (12 проб). Непосредственно на объектах было выполнено определение рН, Eh, температуры, содержания растворенного O₂, НСО₃^– с помощью оборудования (мультипараметровый измеритель рН/ОВП/ проводимости Hanna HI98195 и оксиметр Hanna HI98198) и полевой гидрогеохимической лаборатории. Последующее лабораторное изучение химического состава методами титриметрии, ионной хроматографии, масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП) проводилось в Проблемной научно-исследовательской лаборатории гидрогеохимии Инженерной школы природных ресурсов Томского политехнического университета (аналитики О.В. Чеботарева, Н.В. Бублий, А.С. Погуца, В.В. Куровская, К.Б. Кривцова, Л.А. Ракул). Точность используемых в анализе методов находится в диапазоне от 8 до 26 % и зависит от минерализации вод и содержания в них компонентов.

Данные по общей ά- и β-активности природных вод, а также активностям ²³⁴U, ²³⁸U, ²²⁶Ra и ²²⁸Ra получены после предварительной радиохимической пробоподготовки на альфа-спектрометре ALPHA-ENSEMBLE-8 (Ametek, ORTEC, США); гамма-спектрометрической системе, скомпонованной на базе колодезного коаксиального HPGe ППД с низкофоновым криостатом EGPC 192-P21/SHF 00-30A-CLF-FA фирмы EURISYS MEASURES (Франция) и альфа-бета радиометре для измерений малых активностей УМФ-2000 с кремниевым детектором (НПО «Доза», Россия). Водовмещающие породы изучались методами поляризационной микроскопии в Институте нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН, г. Новосибирск, и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в химико-аналитическом центре «Плазма», г. Томск.

 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Объект исследования находится в центральной части ОЗСО, где палеозойский складчатый фундамент представлен сильно дислоцированными породами средне-верхнедевонского возраста, а перекрывающий их чехол – рыхлыми отложениями краснодубровской свиты нижненеоплейстоценового возраста [24]. Объекты исследования находятся в поле распространения юргинской свиты фаменского яруса (D₃jur), локально обнажающейся на небольших участках вдоль русла реки Ини. Её мощность здесь может варьировать в пределах 400–1000 м. Краснодубровская свита представлена лессоидными и лимниевыми отложениями: лессами, супесями, суглинками и песками, а также глинами от светло-желтых до бурых. Ее мощность составляет порядка 40–60 м. Кроме этого, вдоль русла Ини развиты верхнечетвертичные отложения её надпойменных террас и современные пойменные отложения. Непосредственно родник Железнодорожный расположен на излучине р. Ини на подмываемом берегу в поле распространения юргинской свиты, выходящей непосредственно на дневную поверхность.

В районе исследований можно выделить 2 водоносных горизонта, существенно различающихся по своим фильтрационно-ёмкостным свойствам и литологическому составу: 1) горизонт поровых вод краснодубровской свиты и 2) водоносная зона трещино-жильных вод юргинской свиты. Данные водоносные тела разделены мел-палеогеновой корой выветривания мощностью до 26 м, которая представлена пестроцветными глинами и может считаться водоупорным горизонтом. В низовьях Ини, по данным [25], она распространена на водоразделах и их склонах, в то время как в речных долинах вблизи русла эродирована. Так, непосредственно в районе родника кора выветривания отсутствует на расстоянии 500–700 м от русла реки. Следовательно, водоносные горизонты в долинах рек могут иметь гидравлическую связь, а воды четвертичных отложений подпитывать водоносные зоны девонского фундамента.

 

Рис. 1. Местоположение отбора проб (а), фотографии ключа Железнодорожный (б, в). Условные обозначения: 1 – Железнодорожный ключ; 2 – Инские источники; 3 – родник Новолуговой; 4 – родник Капустный; 5 – породы юргинской свиты

Fig. 1. Sampling location (a), photographs of the Zheleznodorozhny spring (b, c). Legend: 1 – Zheleznodorozhny spring; 2 – Inskie springs; 3 – Novolugovoy spring; 4 – Kapustny spring; 5 – rocks of the Yurginskaya formation

 

 РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Геохимические особенности водовмещающих пород

Изучены водовмещающие отложения юргинской свиты, обнажающиеся в береговых выходах на р. Ини, у поселка Железнодорожный (обн. 601). Здесь преобладают сланцы темно-серые, до черных, глинистые, в разной степени обогащенные примесью алевритового и углеродистого материала, тонкоплитчатые, иногда листоватые (рис. 2, а, б). Среди темного глинистого материала отмечаются тонкие пологоволнистые слойки и линзочки серого алевролита. Хорошо выражена сланцеватость, которая совпадает со слоистостью и плитчатостью либо располагается под углом к ним (рис. 2 в, г). Породы в основном слабо известковистые, с рассеянным тонкокристаллическим пиритом. Вдоль плоскостей скола отмечаются зеркала скольжения, пятнистое развитие оксидов-гидроксидов железа. Характерно проявление нескольких систем трещин с корочками или полным выполнением кальцитом, иногда совместно с кварцем.

 

Рис. 2. Фотографии образцов и шлифов водовмещающих пород обн. 601: а, б) алеврито-глинистый сланец; в, г) переслаивание глинистого сланца и крупно-мелкозернистого алевролита; д) мелкозернистый песчаник с акцессорным цирконом (е); ж) прожилок кварца с примесью кальцита и оксидов-гидроксидов Fe; з) трещина, выполненная кварцем и кальцитом, в крупнозернистом алевролите

Fig. 2. Photos of samples and thin sections of water-bearing rocks of outcrop 601: a, b) silt-clayey- shale; c, d) interbedded clayey shale and fine-grained siltstone; e) fine-grained sandstone, with accessory zircon (f); g) quartz veinlets with an admixture of calcite and Fe oxides-hydroxides; h) crack filled with quartz and calcite in coarse-grained siltstone

 

По результатам рентгеноструктурного анализа в составе глинистого вещества сланцев установлено близкое содержание диоктаэдрической слюды 2М₁ мусковитового типа (15–30 % валовой пробы) и Fe-Mn-Mg хлорита (15–25 %). Значительную долю составляет кварц (20–25 %) и полевой шпат, преимущественно альбит (10–25 %). Постоянно отмечается небольшое количество карбонатных минералов: кальцита, в том числе и магнезиального (от следовых количеств до 10 %) и сидерита (<5 %). Иногда встречается акцессорный минерал псевдорутил.

В меньшей степени в разрезе представлены темные, зеленовато-буровато-серые алеврито-песчаные породы (рис. 2, д) полевошпат-кварцевого состава с пленочно-поровым глинисто-кальцитовым цементом. Всегда присутствует заметное количество акцессорных титанистых минералов, циркона, иногда сфена и турмалина (рис. 2, е). О значительной степени изменения свидетельствуют: мраморизация кристаллов кальцита в цементе, проявление обильных прерывистых сутурно-стилолитовых швов, расположенных субпараллельно слоистости, выполненных глинисто-слюдисто-углеродистым материалом. Крутонаклонные трещины залечены кальцитом (рис. 2, д), иногда с черной корочкой гематита. О проявлении процессов выветривания в породах свидетельствует развитие рыжевато-коричневых пятен гидроксидов железа, которые наблюдаются и вдоль плоскостей сколов, и вдоль стенок трещин.

В разрезе отмечаются маломощные прожилки жильного кварца (до 2,5 см), располагающиеся под разными углами к слоистости (рис. 2, ж). Среди агрегатов шестоватых кристаллов кварца отмечаются мелкие пятна оксидов-гидроксидов железа, выделения кальцита (рис. 2, з).

Для изученных пород были получены результаты ИСП-МС анализа шести проб. Для более половины из 63 породообразующих и малых, в том числе редкоземельных, элементов (РЗЭ) установлены содержания, сопоставимые со средними содержаниями их в верхней части земной коры [26]. Содержания части элементов в 1,5–2,5 раза ниже, а содержания Sc, Ni, As существенно ниже во всех изученных пробах. Небольшие положительные экскурсы демонстрируют содержания Li, Be, Rb, Ba, Th, U в глинистых сланцах; Na, Cs – в алеврито-песчаных породах; Se больше, чем на порядок, во всех пробах. В составе жильного кварца отмечено уменьшение содержания на один или несколько порядков большинства элементов; в 2,5–5 раз – Ca, Cr, Mn, Cu, Zn, Ge, Sr, Mo, Sb, Pb, Th; и только содержание Se на порядок выше.

Сумма РЗЭ в изученных пробах варьирует от 131,5 до 178,14 г/т. Спектры РЗЭ, нормированные относительно постархейского австралийского сланца (PAAS), характеризуются слабо дифференцированными, практически горизонтальными кривыми, свидетельствующими об отсутствии каких-то заметных изменений состава РЗЭ относительно рассматриваемого эталона (рис. 3, а). Исключение составляет образец с повышенным содержанием Tb (601-11).

При реконструкции состава пород источников сноса анализируют спектры РЗЭ, нормированные на хондрит (С1). Величина дифференциации легких и тяжелых РЗЭ служит мерой соотношения в петрофонде кислых и основных пород. Значения отношения (La/Yb)_N<4 и пологий характер кривых РЗЭ ((Gd/Yb)_N до 1,5) позволяют предполагать существенную роль в источниках сноса магматических пород основного состава. При значении (La/Yb)_N>8 предполагается преобладание в источниках сноса пород кислого состава. Для изученных пород значения отношения (La/Yb)_N варьируют от 9 до 12, характерен крутой наклон кривых РЗЭ, (Gd/Yb)_N >1,5 (1,8–2,3). Все это указывает на преобладание в областях питания кислых магматических пород. Отметим, что значение (Gd/Yb)_N свидетельствует о довольно высокой степени деплетированности тяжелых РЗЭ.

Наличие отрицательной Eu-аномалии типично для кислых магматических пород – Eu/Eu*<0,85, в то время как в базальтоидах Eu/Eu*>0,85–0,90 [27]. Европиевая аномалия во всех изученных образцах сланцев варьирует в пределах 0,59–0,71.

О кислом составе петрофонда можно также заключить по положению фигуративных точек составов изученных пород на тригонограмме [28]: все они расположены вблизи поля кислых пород (рис. 3, б).

 

Рис. 3. Спектры редкоземельного состава водовмещающих горных пород (а) и расположение фигуративных точек составов изученных пород на тригонограмме V-Ni-Th∙10 [28] (б)

Fig. 3. Rare earth spectra of water-bearing rocks (a) and location of figurative points of the composition of the studied rocks on the trigonogram V-Ni-Th∙10 [28] (b)

 

Для определения примеси эксгаляционного материала в породах использовано отношение Ce/La [29, 30]. Его значения, превышающие 2, указывают на преимущественно гидрогенную природу изученных пород, где этот показатель варьирует от 2,05 до 2,18. Об отсутствии гидротермального материала свидетельствует также показатель Zr/Hf<50. В изученных породах его значение варьирует от 34 до 38. Значение цериевой аномалии 0,97–1,04 отвечает окраинно-континентальным обстановкам, характеризующимся отсутствием заметного влияния металлоносных эманаций из срединно-океанических хребтов.

Некоторые элементные индикаторы могут быть использованы для реконструкции условий формирования изучаемых отложений. Для определения климатических условий был применён параметр ∑Ce/∑Y (отношение суммы LREE к HREE). Изученные породы характеризуются значениями >4 (4,34–5,48), что указывает на гумидный климат.

Геохимическая характеристика родниковых вод

Воды родника Железнодорожный характеризуются гидрокарбонатным магниево-кальциевым составом (рис. 4) с величиной общей минерализации 593 мг/дм³, что позволяет отнести их к собственно пресным. Геохимические параметры среды отвечают окислительной обстановке с Eh +202,7 мВ, pH 7,7 и содержанием растворенного кислорода 5,20 мг/дм³.

 

Рис. 4. Диаграмма Пайпера химического состава природных вод долины реки Ини. Условные обозначения: 1 – Железнодорожный ключ; 2 – родник Новолуговой; 3 – родник Капустный; 4 – Инские источники

Рис. 4. Piper diagram of the chemical composition of the natural waters of the Inya River valley. Legend: 1 – Zheleznodorozhny spring; 2 – Novolugovoy spring; 3 – Kapustny spring; 4 – Inskie springs

 

Был проведен сравнительный анализ вод родника Железнодорожный со средними содержаниями вод зоны гипергенеза [1]. В целом все содержания микрокомпонентов в воде (табл. 1) исследуемого объекта ниже, чем в объекте сравнения, но по некоторым химическим элементам есть превышения. Так, Ca и Sr больше в 3 раза, Sc в 8, Cr и I в 2, Hg в 6, U в 4. Такая ситуация может быть обусловлена тем, что выше по течению реки Ини располагается проявление радоновых вод Инские источники, где геофизическими методами установлена трещиноватая зона, а также дайка спессартитов [22]. Также в работе были рассчитаны коэффициенты концентрации (КК) и водной миграции (Кх) относительно химического состава изученных горных пород, которые показали, что в водах могут накапливаться кальций и ртуть (КК=0,01). По коэффициентам водной миграции установлено, что очень сильной миграционной способностью обладают кальций (Кх=13) и ртуть (Кх=12), сильной – магний (Кх=4), стронций (Кх=6), молибден (Кх=7), уран (Кх=4), средней – литий (Кх=0,3), натрий (Кх=0,7), хром (Кх=0,2), сурьма (Кх=0,3).

 

Таблица 1. Химический состав родника Железнодорожный, данные приведены в мг/дм³, если не указано другое

Table 1. Chemical composition of the Zheleznodorozhny spring, data are given in mg/dm³, unless otherwise indicated

Компонент Component	Содержание/ Content	ПДК/MAC	Компонент Component	Содержание/ Content	ПДК/MAC
	мг/дм³/mg/dm3			мг/дм³/mg/dm3
Т, °С	+8	–	Ge	0,000021	–
pH	7,7	–	As	0,00106	0,01
Eh, мВ	+202,7	–	Br	0,049	0,2
О2раств.	5,2	–	Rb	0,000133	–
222Rn, Бк/дм³	68	60	Sr	0,595	7
HCO3–	403	–	Y	0,000068	–
SO42–	24	500	Zr	0,000038	–
Cl–	15	350	Nb	0,000002	0,01
Ca2+	114	–	Mo	0,0026	0,07
Mg2+	18,3	50	Ru	0,000009	–
Na+	9	200	Rh	0,000019	–
К+	0,79	–	Ag	0,000004	0,05
Мин.	593	1000(1500)	Sb	0,000061	0,005
NH4	0,042	1,5	I	0,013	0,125
NO3	8,71	45	Ba	0,0212	0,7
П.ок.	0,4	5	La	0,000018	–
Li	0,0053	0,03	Ce	0,000044	–
B	0,073	0,5	Pr	0,000009	–
Al	0,0056	0,2	Nd	0,000023	–
Si	6,2	10	Sm	0,000010	–
P	0,02	–	Eu	0,000010	–
Sc	0,00059	–	Tb	0,000001	–
Ti	0,00142	0,1	Ho	0,000004	–
V	0,00021	0,1	Tm	0,000001	–
Cr	0,00650	0,05	Lu	0,000001	–
Mn	0,0008	0,1	W	0,000004	0,05
Fe	0,156	0,3	Re	0,000004	–
Co	0,000061	0,1	Hg	0,00024	0,0005
Ni	0,00014	0,02	Pb	0,00001	0,01
Cu	0,00009	1	U	0,00476	0,015
Ga	0,000007	–

Примечание: Мин. – минерализация; П.ок. – перманганатная окисляемость; жирным выделено превышение ПДК; элементы и компоненты, концентрации которых ниже предела обнаружения: NO₂, PO₄, Be, Zn, Se, Pd, Cd, In, Sn. Te, Cs, Gd, Dy, Er, Yb, Hf, Ta, Os, Ir, Pt, Au, Tl, Bi, Th; ПДК [31, 32].

Note: Min. – mineralization; P.ok. – permanganate oxidation; the maximum permissible concentration is shown in bold; elements and components with concentration below the detection limit: NO₂, PO₄, Be, Zn, Se, Pd, Cd, In, Sn. Te, Cs, Gd, Dy, Er, Yb, Hf, Ta, Os, Ir, Pt, Au, Tl, Bi, Th; MPC [31, 32].

 

Редкоземельный состав родника Железнодорожный характеризуется практически полным спектром элементов, при этом концентрации гадолиния, диспрозия, эрбия и иттербия ниже предела обнаружения. Сумма легких редкоземельных элементов (ЛРЗЭ) составляет 0,11 мкг/дм³, тяжелых (ТРЗЭ) – 0,007 мкг/дм³, сумма ЛРЗЭ в 16 раз больше суммы ТРЗЭ.

Спектр РЗЭ можно проследить до европия. От лантана до неодима спектр пологий, от неодима (0,0007 мкг/дм³) до европия (0,0095 мкг/дм³) наблюдается рост. Вероятно, это связано с тем, что во вмещающих породах присутствует полевой шпат и кальцит, в структуру которых может входить европий, при выщелачивании данных минералов таковой поступает в воды.

Объектами сравнения являются воды Инских источников, родников Капустный и села Новолуговое, которые разгружаются в реку Иню.

Так, воды первых двух источников такого же состава, что и родник Железнодорожный, однако в состав родниковых вод села Новолуговое входят сульфаты, и минерализация повышается до 1049 мг/дм³, данный родник расположен ниже по течению р. Ини, чем описанные выше, а также на территории г. Новосибирска. Также в водах установлено высокое содержание урана 0,046 мг/дм³, что в 3 раза больше предельно допустимых концентраций. Спектры микрокомпонентного состава всех источников имеют одинаковый вид (рис. 5, а), что может указывать на один водоносный горизонт. Редкоземельный состав Инских источников, родников Железнодорожный и в с. Новолуговое схож между собой и находится в небольшом диапазоне значений (рис. 5, б). Однако по редкоземельному составу отличаются воды родника Капустный, где сумма ЛРЗЭ в среднем в 25 раз больше таковой в описанных выше родниках, а сумма ТРЗЭ больше в 14 раз.

 

Рис. 5. Спектры распределение микрокомпонентов (а) и РЗЭ (б) в водах и вмещающих породах. Условные обозначения: 1 – глинистые сланцы; 2 – среднее по глинистым сланцам; 3 – кварцевая жила; 4 – Железнодорожный ключ; 5 – родник Новолуговой; 6 – родник Капустный; 7 – Инские источники; 8 – среднее для родников

Fig. 5. Distribution spectra of microcomponents (a) and rare earth elements (b) in waters and host rocks. Legend: 1 – clayey shales; 2 – average for clayey shales; 3 – quartz vein; 4 – Zheleznodorozhny spring; 5 – Novolugovoy spring; 6 – Kapustny spring; 7 – Inskie springs; 8 – average for springs

 

Сравнивая химический состав описанных родниковых вод с химическим составом вмещающих пород, можно предположить, что воды наследуют их состав. Это выражено в повторяющихся экстремумах на графике распределения микрокомпонентного состава (рис. 5, а). Также можно заметить, что пики по некоторым элементам не совпадают, к примеру, Se, Mo, Hg и U в воде имеют максимумы, а в породе – минимумы, это может свидетельствовать о высокой миграционной способности данных элементов.

 Радиохимические особенности родниковых вод

Активность радона в водах Железнодорожного ключа не превышает 68–71 Бк/дм³. Среди изученных шести родников наибольшая активность ²²²Rn фиксируется в водах Инских источников, где она может достигать 127–130 Бк/дм³ (табл. 2).

 

Таблица 2. Радионуклидный состав родников

Table 2. Radionuclide composition of springs

Радио- нуклиды Radionuclides	Ед. изм. Unit of measurement	Железно- дорожный Zheleznodorozhny	Новолуговой Novolugovoy	Капустный Kapustnyy	Инские источники Inskie springs
222Rn	Бк/дм³ Bq/dm3	68	19–31 25	28	5–130 69
Th	мг/дм³ mg/dm3	<ПО	8,60∙10–6	2,10∙10–5	2,40∙10–6–1,20∙10–5 5,70∙10–6
U		4,76∙10–3	3,08∙10–2–4,56∙10–2 3,82∙10–2	4,58∙10-3	2,83∙10–3–4,16∙10–3 3,64∙10–3
Th/U		–	2,40∙10–6–1,20∙10–5 5,70∙10–6	0,0046	0,0006–0,0036 0,0016
Общее бета	mБк/дм³ mBq/dm3	14	–	26	11–15 12
238U		77	–	59	38–48 42
234U		150	–	141	117–124 121
226Ra		17	–	10	14–18 15
228Ra		12	–	0,4	5,7–7,4 6,3
238U,	µгр/дм³ µgr/dm3	6,2	–	5,1	3,1–3,9 3,4
234U/238U		1,95	–	2,39	2,58–3,21 2,88
226Ra/228Ra		1,42	–	25	2,37–2,46 2,42

 

В сравнении с ранее изученными родниками долины реки Ини воды Железнодорожного ключа обогащены ураном до 4,76∙10^–3 мг/дм³, что несколько выше, чем в Инских источниках, где его концентрации варьируют в диапазоне от 2,83∙10^–³ до 4,16∙10^–³ мг/дм³, но ниже концентрации в изученном роднике в селе Новолуговое (3,08∙10^–2–4,56∙10^–2 мг/дм³). Содержания тория в водах Железнодорожного ключа находятся ниже их предела обнаружения, тогда как в других родниках концентрации тория составляют от 2,39∙10^–6 до 1,16∙10^–5 мг/дм³ – в Инских источниках, до 2,12∙10^–5 мг/дм³ – в Капустном роднике и до 8,61∙10^–6 мг/дм³ – в роднике села Новолуговое. ²³²Th/²³⁸U отношение изменяется от 1,89∙10^–4 до 4,63∙10^–³, что является типичным для окислительных геохимических обстановок Обь-Зайсанской складчатой области.

Активность изотопов урана и радия (мБк/дм³) составляет в водах Железнодорожного ключа: ²³⁴U – 150±10, ²³⁸U – 77±6, ²²⁶Ra – 17±2 и ²²⁸Ra – 12±1 (табл. 2). Уранизотопное отношение (γ) ²³⁴U/²³⁸U в слаборадоновых водах равно 1,95. В целом полученные значения активности изотопов урана и радия незначительно превышают значения изученных ранее родников, разгружающихся в долине реки Ини. Так, суммарная β-активность вод варьирует в них от 11±3 до 26±6 мБк/дм³, активность (мБк/дм³): ²³⁸U 38±4 – 59±2; ²³⁴U 117±12 – 141±4; ²²⁶Ra 10±3 – 18±4; ²²⁸Ra 0,4±0,1 – 7,4±1,5. Уранизотопное отношение (γ) в родниках сравнения изменяется от 2,38 до 3,21.

Соотношение активностей ²²⁶Ra/²²⁸Ra в исследованных родниковых водах варьирует от 1,4 до 25,0 при среднем значении 6,7. Это может означать, что водовмещающие породы содержат более высокие концентрации ²²⁶Ra, чем ²²⁸Ra. С другой стороны, это объясняется преимущественным выщелачиванием из вмещающих горных пород изотопа ²²⁶Ra по сравнению с ²²⁸Ra. Каждый ά-распад вызывает разрушение кристаллической решетки и мобилизацию дочерних продуктов. В ряду распада урана ²³⁸U изотоп ²²⁶Ra образуется после трех последовательных ά-распадов, в отличие от изотопа ²²⁸Ra, который образуется только в результате одного ά-распада изотопа ²³²Th. Следовательно, разрушение решетки после трех ά-распадов больше, чем после одного, что и обуславливает преимущественное накопление в подземных водах ²²⁶Ra при взаимодействии в системе вода–порода.

Равновесие в системе вода – горная порода

Установлено, что практически все воды насыщены по отношению к карбонатным минералам (рис. 6, а–в), что предполагает осаждение кальцита, доломита и частично магнезита в виде вторичной минеральной фазы. Анализ термодинамических диаграмм с нанесением точек активностей компонентов состава радоновых вод показал, что они локализуются в основном в полях устойчивости слоистых силикатов (каолинит, Ca-монтмориллонит, тальк) и цеолитов (ломонтит) (рис. 6, г–е).

 

Рис. 6. Диаграммы стабильности карбонатных (а–в) и алюмосиликатных (г–е) минералов при стандартных условиях с нанесением точек состава природных вод долины реки Ини. Условные обозначения: 1 – Железнодорожный ключ; 2 – родник Новолуговой; 3 – родник Капустный; 4 – Инские источники

Fig. 6. Diagrams of stability of carbonate (а–в) and aluminosilicate (г–е) minerals under standard conditions with plotting the composition points of natural waters of the Inya River valley. Legend: 1 – Zheleznodorozhny spring; 2 – Novolugovoy spring; 3 – Kapustny spring; 4 – Inskie springs

 

Среди причин неравновесности системы вода–порода присутствует вынос подземными водами продуктов реакции гидролиза, при которой образуется гидроксильная группа OH^–, уравновешивающая заряд подвижных катионов. При этом практически вся образующаяся при гидролизе щелочность нейтрализуется формирующимися кислотными продуктами. Прежде всего это углекислый газ, который, взаимодействуя с гидроксильными группами, формирует гидрокарбонат-ион, что и подтверждается фактическими данными. В связи с этим (по классификации С.Л. Шварцева) их следует отнести к алюминиево-кремнистому геохимическому типу. Впервые для родников долины реки Ини выявлены равновесные составы подземных вод, из которых формируются вторичные минеральные фазы. Так, формирование наиболее широко распространённого в наших условиях каолинита происходит в околонейтральной среде (в среднем рН 7,4) при концентрациях кремния 3,39–9,07 мг/дм³ в растворе и алюминия 0,0002–0,19 мг/дм³.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На территории исследования преобладают глинистые сланцы, которые по химическому составу сопоставимы с глинистыми сланцами верхней части земной коры. Значения отношений (La/Yb)_N (Gd/Yb)_N указывают на преобладание в областях питания кислых магматических пород.

Воды Железнодорожного ключа собственно пресные, слабощелочные с HCO₃ Mg-Ca составом и характеризуются окислительной геохимической обстановкой. По составу микрокомпонентов можно предполагать, что воды наследуют состав вмещающих пород. В породах установлена трещиноватость и наличие пятнистой обохренности, что указывает на активное протекание процессов взаимодействия в системе вода–порода.

В водах установлена низкая активность радона-222, которая составляет 68–71 Бк/дм³, а также низкое содержание урана – 4,76∙10^–3 мг/дм³. Соотношение активностей ²²⁶Ra/²²⁸Ra в исследованных родниковых водах варьирует в диапазоне от 1,4 до 25,0 при среднем значении 6,7. Это может означать, что водовмещающие породы содержат более высокие концентрации ²²⁶Ra, чем ²²⁸Ra. Воды равновесны с кальцитом и доломитом, а также со слоистыми силикатами. Контролирующими факторами вторичного минералообразования выступают pH среды и концентрации в растворе кремния и алюминия, что позволяет отнести данные воды к алюминиево-кремнистому геохимическому типу.

БЛАГОДАРНОСТИ:

Полевые и аналитические работы по изучению химического состава природных вод выполнены при финансовой поддержке проектов Министерства науки и высшего образования РФ № FWZZ-2022-0014 и № FSWW-2023-0008, аналитические работы по исследованию геохимических особенностей горных пород – при поддержке проекта № 22-17-20029 Российского научного фонда и Правительства Новосибирской области.

ACKNOWLEDGEMENTS:

Field and analytical work to study the chemical composition of natural waters was carried out with the financial support of projects of the Ministry of Science and Higher Education of the Russian Federation no. FWZZ-2022-0014 and no. FSWW-2023-0008, analytical work to study the geochemical characteristics of rocks – with the support of project no. 22-17-20029 of the Russian Science Foundation and the Government of the Novosibirsk Region.

About the authors

Dmitry A. Novikov

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS; Almetyevsk State Technological University «Petroleum High School»

Author for correspondence.
Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
ORCID iD: 0000-0001-9016-3281

Cand. Sc., Head of the Laboratory, Scientific Consultant

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090; 186A, Sovetskaya street, Almetyevsk, 423462

Lyudmila G. Vakulenko

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS; Novosibirsk State University

Email: VakylenkoLG@ipgg.sbras.ru

Leading Researcher, Associate Professor

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090; 1, Pirogov street, Novosibirsk, 630090

Anastasia A. Maksimova

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS; Novosibirsk State University

Email: rock.nastaya64@gmail.com
ORCID iD: 0000-0002-5068-555X

Junior Researcher, Assistant

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090; 1, Pirogov street, Novosibirsk, 630090

Ostap D. Nikolenko

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS

Email: NikolenkoOD@ipgg.sbras.ru

Lead Engineer

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090

Anton S. Derkachev

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS

Email: a.derkachev@g.nsu.ru
ORCID iD: 0000-0001-6101-6573

Junior Researcher

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090

Yana V. Fomina

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS; Novosibirsk State University

Email: SadykovaYV@ipgg.sbras.ru

Cand. Sc., Senior Researcher, Senior Researcher

Russian Federation, 3/6, Koptyug avenue, Novosibirsk, 630090; 1, Pirogov street, Novosibirsk, 630090

Albina A. Khvacshevskaya

National Research Tomsk Polytechnic University

Email: unpc_voda@mail.ru
ORCID iD: 0000-0003-4494-2609

Cand. Sc., Head of the Scientific Laboratory

Russian Federation, 30, Lenin avenue, Tomsk, 634050

References

Supplementary files