Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Изученность природных вод нижней части бассейна реки томи 10
ГЛАВА 2. Ландшафтно-климатические условия района исследований 16
2.1. Географическое положение 16
2.2. Климат 18
2.3. Рельеф и структура ландшафтов 20
2.3. Гидрология 26
2.4. Почвенный и растительный покровы 36
ГЛАВА 3. Геолого-гидрогеологические условия территории 41
3.1. Геологическое строение 41
3.2. Гидрогеологические условия района исследований 58
3.2.1. Гидрогеологическая стратификация 58
3.2.2. Условия питания и разгрузки подземных вод 67
ГЛАВА 4. Химический состав природных вод района исследований 72
4.1. Методика полевых исследований и методы анализа природных вод 72
4.2. Состав атмосферных осадков 76
4.3. Состав почвенных и болотных вод 81
4.3.1. Растворенные органические вещества в болотных водах 90
4.3.2. Распределение растворенных органических веществ в болотных водах по глубине торфяной залежи 92
4.3.3. Распределение растворенных органических веществ по площади участка верховой залежи болота Темное 99
4.4. Состав речных вод 104
4.5. Состав подземных вод 109
4.5.1. Подземные воды неоген-четвертичного водоносного комплекса 109
4.5.2. Подземные воды палеогенового водоносного комплекса 116
4.5.3. Подземные воды мелового водоносного комплекса 121
4.5.4. Подземные воды зоны трещиноватости палеозойских метаморфизованных пород 124
4.6. Сравнительная характеристика химического состава разных типов вод 126
ГЛАВА 5. Геохимия природных вод 129
5.1. Методика расчета равновесий 129
5.2. Равновесие природных вод с ведущими породообразующими минералами 131
ГЛАВА 6. Геохимическая эволюция природных вод района исследований 136
6.1. Эволюция состава воды вне заболоченных территорий. 136
6.2. Эволюция состава воды в пределах заболоченных территорий. 142
Заключение 151
Список литературы
- Рельеф и структура ландшафтов
- Гидрогеологические условия района исследований
- Распределение растворенных органических веществ в болотных водах по глубине торфяной залежи
- Равновесие природных вод с ведущими породообразующими минералами
Рельеф и структура ландшафтов
Среди последних научных работ в этом направлении следует отметить диссертацию М.А. Здвижкова (2005), рассмотревшего химический состав водной составляющей болотных ландшафтов, растительности и торфа как основные факторы, формирующие болотную среду; диссертацию Ю.А. Харанжевской (2011), оценившей роль подземного стока в формировании современного состояния заболоченной территории южно-таежной подзоны Западной Сибири; диссертацию О.А. Камневой (2012), изучившей многолетние изменения гидрогеохимических условий верхней гидродинамической зоны Среднеобского бассейна; монографию Ю.А. Харанжевской (2013), оценившей роль подземного стока в формировании современного состояния заболоченной территории центральной части Обь-Иртышского междуречья, и многие другие..
Современный этап в изучении болотных систем ориентирован на решение ряда приоритетных проблем современного болотоведения. В условиях интенсивного техногенного воздействия на природную среду одной из таких проблем является разработка стратегии сохранения болотных систем для поддержания равновесия в биосфере, в том числе их биоразнообразия, ресурсов [Льготин, Савичев, 2007; Носаль, 2002; Савичев и др., 2006]; изучение их биосферной роли в глобальном цикле углерода [Инишева, 2009; Глаголев и др., 2009; Крылова, Крупчатников, 2002; Bartlett, Harris, 1993; Shannon etc., 1996].
Благодаря перечисленным трудам были получены данные о геологическом строении и гидрогеологических условиях нижней части бассейна реки Томи, химическом составе природных вод, формах миграции в них химических элементов, условиях взаимодействия в системе «вода-порода». Однако ряд вопросов формирования химического состава природных вод до сих пор изучен слабо. К ним относятся механизмы эволюции химического состава природных вод как на заболоченных территориях, так и вне, взаимосвязь факторов и степень их влияния на изменение химического состава вод
Согласно административно-территориальному делению Томской области исследуемая нами территория расположена в Томском районе Томской области и представляет собой часть Западно-Сибирской низменности, соответствующей среднему течению р. Оби.
Томский район граничит на юге с Кемеровской областью, на севере – с Кривошеинским и Асиновским районами, на востоке – с Асиновским и Зырянским, на западе – с Кожевниковским и Шегарским районами. Территория района составляет 10,1 тыс. км2 с плотностью населения 8,5 человека на 1 км2. В состав Томского района входят 18 сельских административных округов, включающих 136 населенных пунктов, из них 8 без населения (по данным Всероссийской переписи населения 2002 года).
В пределах Томского района расположено значительное количество предприятий и два промышленных центра: города Томск и Северск, где проживает более половины населения области, а также ряд малых населенных пунктов с общим количеством жителей более 650 тысяч. С учетом промышленности города Томска число промобъектов на территории района достигает 400 [Рихванов, Язиков и др., 2006].
На правобережье р. Томи в пределах исследуемой территории располагается Орловская площадка (№3) под строительство Северской АЭС. В непосредственной близости от восточной границы Орловской площадки проходит магистральный нефтепровод «Александровское-Анжеро-Судженск», в районе деревни Орловка находится нефтеперекачивающая станция «Орловка».
На левобережье р. Томи, в северной части Обь-Томского междуречья, расположено крупное месторождение подземных вод (рис. 1), являющееся основным источником водоснабжения г. Томска и населенных пунктов Томского района [Эколого-экономические аспекты…, 2003].
С географических позиций район исследований относится к зоне тайги, подзоне подтайги, за исключением небольшого участка на правобережье реки Томи, относящегося к южно-таежной подзоне.
Основные закономерности формирования климата района наших исследований связаны с его расположением в центральной части Западно-Сибирской равнины. Воздушные массы Атлантики достигают таежной зоны и определяют формирование умеренно-континентального климата. Сложное взаимодействие воздушных потоков создает неустойчивую погоду во все сезоны года. Из местных факторов существенное влияние на климат оказывает сильная заболоченность и большое количество озер, что связано с высокими (до 70-80%) затратами тепла на испарение [Трофимова, 1999; Дюкарев, 2005].
Температура воздуха – один из важнейших элементов климата: она обусловливает тепловые различия воздушных масс и связанные с ними воздушные течения, формирование облачности и осадков. Средняя годовая температура воздуха на территории исследований отрицательна (табл. 1). Минимум температуры воздуха приходится на январь. Холодный период с отрицательными температурами длится 180-200 дней в году. Максимум температуры приходится на июль. Продолжительность периода с температурой выше 0С составляет от 165-185 в г. Томске [Евсеева, 2001].
По количеству выпадающих осадков территория относится к зоне умеренного увлажнения [Климат Томска, 1982]. Годовое количество осадков изменяется от 500 до 600 мм (табл. 2). Наибольшее количество осадков выпадает в теплый период года, причем 38-42% всех осадков теплого периода приходится на июль, август.
Наименьшее количество осадков выпадает в феврале и марте (от 12 до 20 мм) [Азьмука, 1991]. В зимнее время осадки выпадают преимущественно в твердом виде – это 22-34% от общего их количества за год [Евсеева, 2001].
Устойчивый снежный покров устанавливается 30-31 октября. Снег удерживается 176-182 дня, разрушение устойчивого снежного покрова в среднем отмечается 18-22 апреля [Евсеева, 2001].
Из общего количества осадков за год 34% приходится на твердые осадки, 59 – на жидкие и 7 - на смешанные. Общая суммарная продолжительность осадков за год составляет 1677 ч, максимальная 2071 ч. Наиболее длительные осадки отмечаются в ноябре-январе, когда их суммарная продолжительность составляет более 240 ч за месяц [Климат Томска, 1982].
Температурные ресурсы почвенного климата отличаются от атмосферных, что связано с более поздним прогреванием и ранним выхолаживанием почв [Азьмука, 1986]. Глубина промерзания суглинистых почв в южной тайге под естественной темнохвойной растительностью не превышает 40 см, но на непродолжительное время, уже в период оттаивания в мае происходит «проваливание» нижней границы мерзлоты на глубину 1,5-2,0 м. Пространственно-временные различия в термическом режиме почв наиболее выражены на поверхности до глубины 20 см. С глубины 80 см годовые колебания в термическом режиме ослабевают, а на глубине 160 см практически затухают [Дюкарев, 2005].
Гидрогеологические условия района исследований
Грунтовые воды на изучаемой нами территории распространены повсеместно. Состав водовмещающих отложений пестрый от супесей и песков в верхней части разреза до гравия и гальки с валунами в подошве. Слабопроницаемые отложения представлены супесями и суглинками мощностью до 8-12 м, мощность их возрастает в северном направлении от 2,5 до 34 м [Герасимов, 1974].
На локальных участках фациальные условия способствовали накоплению отложений преимущественно песчаных осадков в виде литологических «окон». Суммарная мощность проницаемых отложений составляет 1-16 м. Статический уровень устанавливается на глубине 0-28 м [Коробкин и др., 1983] при глубине залегания кровли 0-14 м. При таких условиях верхняя часть кровли может быть дренирована, а обводненность отложений носит характер верховодки.
Воды, обычно безнапорные, приобретают напорный характер на водораздельной равнине, где напоры могут достигать 40 м.
Проницаемость отложений зависит от их литологического состава и резко возрастает от кровли (Кф=1,0-10,0 м/сут) к подошве (Кф=35,5-147,7 м/сут). Удельные дебиты скважин составляют 0,4-13,3 л/с [Коробкин и др., 1983].
Питание грунтовых вод инфильтрационное, наиболее интенсивное на площадях развития эоловых песков, особенно в пределах древних ложбин стока, где воды, накапливаемые в периоды интенсивного питания в виде верховодок, постепенно фильтруются через условные водоупоры.
Артезианские подземные воды на территории наших исследований распространены в палеогеновых и меловых отложениях. Общей закономерностью для изучаемого района является погружение структур в направлении запад – северо-запад с одновременным увеличением мощностей стратиграфо-генетических подразделений. Мощности основных гидрогеологических подразделений изменяются от нуля на юго-востоке, в зоне выклинивания мезойско-кайнозойских отложений, до десятков – первых сотен метров на северо-западе [Государственная геологическая…, 2006]. Палеогеновый водоносный комплекс (P)
Комплекс характеризуется повсеместным распространением и значительной неоднородностью отложений. Общей закономерностью является уменьшение мощности отложений в восточном и южном направлениях, вплоть до полного их выклинивания. Геологическое строение, рассмотренной нами в разделе 3.1, определяет наличие существенных различий состава и мощности водоносного комплекса в различных частях изучаемой территории [Альшанский и др., 2001].
Палеогеновый водоносный комплекс, являющийся основным источником централизованного водоснабжения, наиболее полно изучен на Обь-Томском междуречье.
Водовмещающие отложения представлены кварцевыми песками и прослоями глин, алевритов, бурых углей. По гранулометрическому составу пески от тонко- до грубозернистых мощностью от 0 до 12-38 м.
Мощность водоносного комплекса изменчива, от 5 до 42 м. Глубина залегания кровли изменяется от 1 м в долинах рек до 215 м на водоразделе, увеличиваясь с юга на север и с востока на запад. Уровни устанавливаются на глубинах 3-36 м. Величина напора изменяется от 0 до 36 м, увеличиваясь от долин рек Томи и Оби к водоразделу, а внутри водораздела – с юга на север. Лагернотомский горизонт часто имеет общую уровенную поверхность с грунтовыми водами.
Водообильность песков невысокая, удельные дебиты скважин изменяются от сотых долей до 0,9 л/с. Коэффициенты фильтрации изменяются от 1,8 до 12,0 м/сут, увеличиваясь с глубиной.
Воды напорные. Максимальные напоры наблюдаются в ненарушенных условиях юрковско-кусковского горизонта (Р2jr+ks) и достигают 170 м, минимальные величины 60-100 м отмечаются в зоне влияния Томского водозабора. Глубина установления уровней подземных вод в скважинах, в зависимости от гипсометрии рельефа, составляет: в долинах рек Томи и Оби – от 7,0 до +15,4, на водоразделе – от 26,5 до 70,7 м. Абсолютные отметки поверхности подземных вод снижаются от водораздела к долинам от 125 до 70 м. Для Томского месторождения подземных вод по результатам разведочных работ расчетный коэффициент пьезопроводности принят равным 4 104м2/сут, но при переоценке эксплуатационных запасов по результатам эксплуатации водозабора он снижен до 5 103 м2/сут. Имеющимися данными подтверждается наличие прямой гидравлической связи с водами вышезалегающих горизонтов, а через литологические «окна» - с грунтовыми водами. С залегающими ниже напорными водами гидравлическая связь затруднена наличием разделяющих слабопроницаемых толщ [Государственная геологическая…, 2006].
Избыточное увлажнение территории, при относительно слабом расчленении рельефа и наличии проницаемых отложений в верхней части зоны аэрации (коэффициенты вертикальной фильтрации по данным опытно-фильтрационных работ изменяются от 0,01-0,80 до 6-16 м/сут), обеспечивает формирование значительных запасов подземных вод [Гидрогеология СССР…, 1970]. Для разных участков модуль стока для водоносных отложений палеогенового возраста изменяется по площади соответственно от 0,5 до 3,51 л/с км2 [Коробкин и др., 1983].
Меловой водоносный комплекс (К) Комплекс включает в себя водоносные горизонты сымской, симоновской и кийской свит. Гидрогеологическая изученность перечисленных горизонтов недостаточна для детальной их характеристики и приводится по единичным скважинам, вскрывшим тот или иной водоносный горизонт на территории Обь-Томского междуречья [Макушин и др., 2005].
Комплекс представляет собой преимущественно песчаную толщу с линзами и прослоями глин. Глубина залегания кровли увеличивается в северном и северо-западном направлении и изменяется от 55 до 454 м. В кровле залегают одновозрастные глины и глины мощностью от 3 до 80 м. Водовмещающие отложения представлены преимущественно мелко-среднезернистыми каолинизированными песками или чередованием глин и песков с преобладанием последних. Мощность водовмещающих отложений возрастает по мере удаления от границы его выклинивания в северном и северо-западном направлении и изменяется от 8 до 115 м.
Распределение растворенных органических веществ в болотных водах по глубине торфяной залежи
Среди КОС в болотных водах доминируют жирные кислоты (табл. 34) с преобладанием пальмитиновой кислоты, а в воде пробы №4, расположенной вблизи северного берега озера – каприловой. Только в воде из озера жирные кислоты представлены исключительно пальмитиновой кислотой, а основными среди КОС являются этиловые эфиры, среди которых резко доминирует эфир пальмитиновой кислоты. В болотных водах среди этиловых эфиров, наряду с преобладающим эфиром пальмитиновой кислоты, довольно высоко содержание эфира церотиновой кислоты, а в пробе №4 – лигноцериновой.
От северной оконечности болота к берегу озера содержание этиловых эфиров жирных кислот возрастает, достигая максимума в водах озера, затем вновь снижается в южном направлении. Близкую направленность изменения концентрации показывают метиловые эфиры, но их содержание в водах озера ниже, чем в болотной воде вблизи южного берега.
По совокупности полученных данных наиболее вероятными причинами различий в составе и распределении химических и отдельных органических соединений в исследованных водах являются строение торфяной залежи, видовой состав биопродуцентов (мхи, бактерии, растительность), условия захоронения органического вещества [Серебренникова и др., 2010], а также режим питания болот и условия геохимической среды.
Залежи торфа могут служить источником не только поступающих в болотные воды гумусовых и минеральных соединений, но и специфических классов органических веществ (ароматических, циклических УВ, кислород содержащих кислот и др.), что свидетельствует об общности исходных органических продуктов и позволяет проследить трансформацию этих веществ в данных природных объектах.
Формирование качества вод р. Томи, также как и ее притоков, происходит в природно-антропогенных условиях. На химический состав речных вод существенное влияние оказывают производственные и бытовые стоки, сбрасываемые в реку, поверхностный сток с окружающих территорий, на которых располагаются многочисленные населенные пункты и сельскохозяйственные угодья [Савичев, 2003]. По анионно-катионному составу речные воды являются гидрокарбонатными магниево-кальциевыми (табл. 35).
В паводок вода маломинерализованная (30-80 мг/л) и очень мягкая, в межень, когда в питании реки преобладает подземный сток, она становится мягкой и умеренно жесткой, а минерализация возрастает до 250, иногда 350 мг/л. По данным О.Г. Савичева (2003) максимальные значения минерализации вод р. Томи превышают 600 мг/л. Среда вод нейтральная и слабощелочная.
Качество вод р. Томи по её течению практически не изменяется (табл. 35). Тем не менее, на отдельных участках наблюдается увеличение средних значений концентрации нитратов, иногда нитритов в створе реки ниже г. Томска. Кроме того, в водах р. Томи фиксируются повышенные содержания фенолов. Их концентрации определяются временем и объемом промышленных сбросов, поступающих в реку не только со стороны Кемеровской области, но и с территории г. Томска, где сточные воды содержат фенолы, превышающие предельно допустимые концентрации для питьевых вод [Савичев, 2003; Льготин и др., 2006].
Анализ гидрохимических показателей притоков р. Томи показывает, что изменение их качественного состава происходит также под влиянием местных природных и техногенных факторов.
По химическому составу воды притоков р. Томи являются пресными гидрокарбонатными кальциево-магниевыми (табл. 36). В паводковый период они мало минерализованы (15-120 мг/л), очень мягкие, в межень их минерализация достигает 500 мг/л, и воды становятся средне жесткими. Среда вод в среднем нейтральная, иногда слабокислая и слабощелочная, редко кислая и щелочная.
Отличительной особенностью притоков р. Томи является высокий уровень содержания органических веществ, Fe, NH4+, NO3-, Mn, при этом на правобережье их концентрации значительно выше (табл. 37).
В значительной мере отмеченное неудовлетворительное качество вод объясняется влиянием природных факторов, прежде всего, поступлением органических и биогенных веществ с заболоченных территорий. Кроме того, природные условия территории способствует повышению в воде данных рек некоторых специфических микрокомпонентов. Так, малые реки, особенно на правобережье р. Томи, протекая по болотным массивам, обогащаются, кроме растворенных органических веществ, придающих бурую окраску воде, еще и Fe, Mn и As. При этом, чем больше речные воды подвержены влиянию болотных, тем выше становится содержание в них данных компонентов и тем ниже общая минерализация (табл. 38).
Равновесие природных вод с ведущими породообразующими минералами
Как было показано выше, соленость подземных вод в исследуемом регионе, несмотря на небольшую глубину изученного геологического разреза (всего до 0,3-0,4 км), относительно атмосферных осадков, которые выступают основным источником питания водоносных горизонтов, меняется довольно значительно: общая минерализация воды возрастает в основном более чем в 50 раз, а иногда до 150 раз, рН – на 2 математических порядка, содержание кремния – в 40 и более раз, HCO3 – почти в 50 раз и т.д. Однако все же существуют отличия в эволюции состава вод в условиях заболоченных и не заболоченных территорий. В связи с этим важно разделять два принципиально разных направления: 1) литогенное и 2) органогенное. Первое направление характерно для вод, залегающих в горных породах, второе – для болотных и частично почвенных вод, взаимодействующих преимущественно с органическими веществами растительного происхождения.
Выпадающие атмосферные осадки в этом случае попадают, прежде всего, в почвенный горизонт. Развитые в регионе почвы относятся в основном к дерново-подзолистым, подзолистым и серым лесным небольшой мощности (преимущественно 20-50 см). Лесная подстилка и переходный органо-минеральный горизонт образуют слой мощностью от 3 до 20 см. Органическая часть обычно представлена растительными остатками различной степени разложения, частично гумусом; минеральная – преимущественно глинами каолинитового и гидрослюдистого состава, частично супесями и песками с корнями растений. Состав песков кварцево-полевошпатовый, иногда сцементирован бурыми гидроокислами железа, иногда встречается белая присыпка кремнезема – продукта замерзания почвенной воды.
Несмотря на то, что органогенный слой почв маломощный, фильтрующиеся через них атмосферные осадки изменяются значительно. Как было показано в главе 4, они остаются в основном кислыми и слабокислыми, реже нейтральными: рН колеблется от 4,1 до 7,2, среднее 6,3. Относительно атмосферных осадков лизиметрические воды редко бывают более кислыми, чаще всего они частично подщелачиваются. Согласно [Шварцев, 1998], это объясняется тем, что даже в лесной подстилке часто имеется песок, растворение которого по реакции гидролиза приводит к подщелачиванию почвенных вод.
Воды каждого почвенного горизонта характеризуются своими особенностями, связанными со спецификой почвообразовательного процесса в каждом из этих горизонтов. Но в целом по мере движения почвенных вод к подстилающим породам они обедняются биогенными элементами (C, N, P, Ca, K) и обогащаются минеральными (Si, Mg, Na, иногда Fe и Al).
Попадая в подстилающие горные породы, подземные воды, независимо от их состава, растворяют последние вследствие равновесно-неравновесного состояния системы вода-порода. В нашем случае подземные воды всех водоносных комплексов фильтруются через пески различного размера, которые состоят в основном из кварца (до 50 %), полевого шпата (20-40 %), роговой обманки, эпидота, хлорита, каолинита, сидерита, кальцита, слюд, гидрослюд, гидроокислов Fe, пирита, магнетита, монтмориллонита, пироксена (доли % или первые %).
Как было показано выше, подземные воды равновесны с аморфным кварцем, многие – с каолинитом, гидроокислами Fe, сидеритом, редко гидрослюдой, монтмориллонитом, хлоритом. В то же время они никогда не равновесны с полевым шпатом, роговой обманкой, эпидотом, биотитом, мусковитом, пироксеном. Поэтому все эти минералы подземные воды непрерывно растворяют, а равновесные с водой -формируют. Естественно, что не все вторичные минералы формируются одновременно, а последовательно в соответствии со степенью их растворимости: вначале формируются наиболее низкорастворимые, а затем все более и более растворимые [Шварцев, 1998].
Как известно, наименее растворимыми являются окислы и гидроокислы Fe и Al (табл. 50), однако они либо отсутствуют среди аутигенных минералов (гиббсит), либо присутствуют в незначительных количествах (окислы Fe). Связано это с наличием органогенного слоя почв, воды которых обогащены кремнием до такой степени (содержания SiO2 5 мг/л), которая обеспечивает равновесие с каолинитом, а не с гиббситом. Когда же образуется каолинит, для гиббсита не хватает Al, и он не гиббситом фактически отсутствует, и поэтому он не образуется. При просачивании лизиметрических вод в горизонты с песком содержание SiO2, которое частично уже накоплено в почвенных водах верхних горизонтов, растет. И не только Si, но также Al и рН, что и обеспечивает равновесие воды с каолинитом, который в этих условиях и формируется. Тем самым подтверждается утверждение С.Л. Шварцева (1998) о том, что латериты не образуются в условиях умеренного климата потому, что в этой климатической зоне водообмен недостаточно активен. По этой причине уже в пределах почвенного горизонта воды содержат столько SiO2, что формирование гиббсита термодинамически невозможно.
Ниже почвенного горизонта подземные воды движутся по проницаемым отложениям – пескам разного размера, которые непрерывно растворяют, прежде всего, те минералы, с которыми они равновесны. Растворение носит инконгруэнтный характер и протекает по реакции гидролиза, которую У.Д. Келлер (1963) изобразил в следующем виде: где n относится к неопределенным атомным отношениям, o и t – соответственно к октаэдрическим и тетраэдрическим координациям; M обозначает металлические катионы; последний член реакции (M,H)AloSiAltOn включает, по крайней мере, три возможных вещества: глинистый минерал, цеолит и силикатные обломки. В результате растворения химические элементы, переходящие в раствор, последовательно достигают равновесия с теми или иными минералами, начиная с каолинита
