Содержание к диссертации
Введение
1. Особенности геологического строения Юго-Восточного Беломорья 13
1.1. Строение фундамента 13
1.2. Строение осадочного чехла 15
1.2.1. Рифей(Ы) 15
1.2.2. Венд (V) 20
1.2.3. Палеозой (Pz) 30
1.2.4. Мезозой (Mz) 55
1.2.5. Кайнозой (Kz) 55
2. Гидрогеологическое строение Юго-Восточного Беломорья и Мезенской синеклизы 62
2.1. Вертикальная гидродинамическая зональность 62
2.2. Вертикальная гидрохимическая зональность 70
2.3. История гидрогеологических условий ЮВБ и Мезенской синеклизы. 73
3. Формирование подземных вод 79
3.1. Формирование подземных вод в зоне активного водообмена 79
3.1.1. Пресные кондиционные воды 79
3.1.1.1. Факторы формирования пресных вод 79
3.1.1.2. Формирование пресных подземных вод в четвертичных отложениях 85
3.1.1.3. Формирование пресных подземных вод в дочетвер-тичных отложениях 89
3.1.2. Пресные некондиционные воды 92
3.1.3. Солоноватые воды 93
3.1.4. Соленые воды 95
3.1.4.1. Факторы формирования соленых вод 95
3.1.4.2. Формирование соленых вод в толще глин микулин-ского межледниковья в пределах Северо-Двинской впадины 97
3.1.4.3. Формирование соленых вод в дочетвертичных отложениях на территории Северо-Двинской впадины 107
3.1.4.4. Количественная оценка процессов формирования соленых вод на территории Северо-Двинской впадины 126
3.1.4.5. Формирование соленых вод на Беломорско-Кулой ском плато и Онежском полуострове 135
3.1.5. Смешанные воды 140
3.1.5.1. Особенности состава подземных вод в долине р.С.Двины 140
3.1.5.2. Процессы формирования смешанных вод 148
3.1.5.3. Количественная оценка процессов формирования смешанных вод 152
3.2. Формирование подземных вод в зоне сравнительно активного водообмена 159
3.3. Формирование рассолов 161
3.3.1. Рассолы с повышенным содержанием натрия 167
3.3.2. Рассолы с относительно пониженным содержанием кальция 172
3.3.3. Рассолы с относительно повышенным содержанием кальция. 175
3.4. Стронций в подземных водах 186
3.5. Йод и бром в подземных водах 200
3.6 Железо в подземных водах 213
3.6.1. Пресные железистые воды 215
3.6.2. Соленые железистые воды морского состава 220
3.6.3. Соленые железистые воды, перетекшие из водоносного комплекса вендских отложений 221
4. Подземные воды в геологических процессах 224
4.1. Взаимодействие вода-порода в терригенной части осадочного чехла 225
4.2. Взаимодействие вода-кимберлиты 230
4.3. Изменение химического состава подземных вод при взаимодействии с кимберлитами 238
4.4. Изменение физико-механических свойств горных пород в ходе геологической эволюции 245
4.5. Подземные воды в процессах формирования и разрушения место рождений алмазов 246
5. Антропогенное воздействие на подземные воды 259
Заключение 267
Список литературы 272
- Венд (V)
- Формирование соленых вод в толще глин микулин-ского межледниковья в пределах Северо-Двинской впадины
- Стронций в подземных водах
- Изменение химического состава подземных вод при взаимодействии с кимберлитами
Венд (V)
Вендские отложения с угловым несогласием залегают на поверхности рифейских образований. Отложения имеют повсеместное распространение в пределах Мезенской синеклизы. Представлены они верхним отделом в объеме усть-пинежской (редкинский горизонт), мезенской и падунской (котлинский горизонт) свит. На полную мощность: 674 - 1388 м они вскрыты на основной площади синеклизы на глубине 700 - 1500 м. Подошва комплекса залегает на глубине 1840 - 2530 м. В Пешской впадине венд встречен на глубинах 1790 - 3252 м. Соответственно, подошва его может находиться здесь в интервале 3 - 4.5 км.
В ЮВБ вендские отложения залегают на глубине от 0 до 50 - 300 м под кайнозойскими или палеозойскими отложениями (рис. 3 - 5). Максимальные глубины характерны для районов развития переуглубленных палеодолин неоген-четвертичного возраста и для восточной части территории. Мощность венда в центральной части
БКП с востока на запад сокращается с 1213 м (скв. 776) до 950 м, еще западнее, южнее и севернее - до 500 м, а на границе с Балтийским щитом - до 0 м.
Состав вендских отложений довольно стабилен по всей площади Мезенской синеклизы. Наиболее детально он изучен в пределах ЮВБ.
Тамицкие слои (tm) - базальная пачка венда, начинающая редкинский цикл осадконакопления. Породы представлены разнозернистыми плохоотсортированными песчаниками полевошпатово-кварцевого состава с примесью слюды. Характерно наличие прослоя мощностью порядка 3 м гравелитов и конгломератов в основании. Маломощные прослои гравелитов встречаются также в верхней и средней частях разреза. Доля гравелитов в разрезе порядка 30%. Единичные прослои алевролитов занимают до 6%. Среди полевых шпатов постоянно присутствуют калиевые, частично каолинитизированные. В составе глинистых минералов тамицких слоев каолинит преобладает. Окраска пород обычно бело- и сероцветная, реже темно-коричневая с зелено-серыми пятнами и прослойками. Последняя характерна для наиболее тонких разностей песчаников и для алевролитов. Цемент железисто-глинистый; в наиболее проницаемых разностях - карбонатный. Песчаники слабосцементированы, легко разрушаются с образованием песка. В отдельных интервалах (до 40% по мощности) иногда разрушены до состояния песка. Характерным является повышение содержаний барита в тяжелой фракции (до 7%) по сравнению с верхнерифейскими отложениями (0.1%). Мощность тамицких слоев обычно 12 - 32 м, в единичных скважинах - до 52 -69 м. В Архангельске (центральная часть Архангельского выступа) отсутствуют. Средняя мощность 25 м.
Лямицкие слои (lm) сложены преимущественно аргиллитами шоколадно-коричневого цвета с тонкими - до 5 мм - прослойками зеленых. Состав гидрослюдистый с незначительной примесью монтмориллонита и каолинита. Крутонаклонные трещины шириной до 1 мм иногда выполнены кальцитом. Встречаются редкие пленки ляминаритов. Характерным является наличие тонких (1 -3 мм, реже до 5 см) прослоев пепловых туфов Na-монтмориллонитового состава белого, сиреневого, фиолетового, бледно-розового цветов. Вмещающие аргиллиты также содержат примесь туфогенного материала. Для отложений лямицких слоев, и вообще для глинистых отложений венда, по сравнению с рифеем характерны более высокие содержания MgO (до 1.5 раз) и пониженные - СаО (до 4 раз). В Онежском грабене к лямицким слоям приурочен покров кварцевых долеритов мощностью 64.5 м. Мощность лямицких слоев в центральной части БКП составляет 7 - 18 м; к югу в районе Архангельского выступа увеличивается до 32 - 98 м.
Архангельские слои (аг) представлены толщей преимущественно зеленовато-серых аргиллитов с редкими прослоями алевролитов и песчаников, суммарная доля которых составляет 1-10% от общей мощности. Наиболее опесчанена верхняя часть разреза мощностью порядка 50 м, где доля прослоев песчаников возрастает до 25%.
Аргиллиты на 60 - 90% состоят из пелитовых частиц гидрослюдистого состава, иногда с примесью монтмориллонита. Среди алевритовых зерен преобладает кварц (50 - 80%), полевые шпаты (10 - 30%), встречаются слюды и хлорит (1 - 20%), кальцит и доломит (5 -10% ), обломки кремнистых пород (до 2 - 3%).
Алевролиты мелкозернистые полевошпатово-кварцевые. Количество обломочного материала 60 - 80%. Он состоит из кварца, полевых шпатов, слюды и хлорита. Цемент преимущественно карбонатно-глинистый и глинисто-карбонатный. Глинистая составляющая представлена гидрослюдой и смешанным минералом гидрослюдисто-монтмориллонитового состава.
В одном из разрезов на Онежском п-ове в верхней части архангельских слоев встречены маломощные (первые см) прослои гипса.
Содержание тяжелой фракции - доли процента. Широко развит аутигенный пирит (45%), слюды (13%), барит и апатит (11%), титанистые минералы (10%); меньше граната, черных рудных; редки циркон, турмалин. Характерно наличие зерен амфибола (3%), отсутствующего в вышележащих (кроме верховских) слоях и вновь появляющегося лишь в основании котлинского горизонта. Характерно преобладание закисной формы железа над окисной (рис.3) и относительно высокое содержание битумов (до 30 10"3%) и Сорг. (до 0.22%). Содержание МпО в алевролитах составляет 0.2%. Среди органических остатков наибольшим развитием пользуются пленки водорослей.
Мощность архангельских слоев в центральной части БКП 210 - 230 м. В районе Архангельского выступа она уменьшается до 123 -145 м. Верховские слои (vr) представлены преимущественно шоколадно-коричневыми аргиллитами с прослойками туфов. По внешнему облику аналогичны лямицким слоям. Характерно небольшое преобладание окисных форм железа над закисными, резкое снижение содержаний битумов и Сорг. по сравнению с архангельскими слоями. В составе тяжелой фракции исчезают акцессорные минералы (гранат, турмалин, циркон), увеличивается количество черных рудных и барита с апатитом (до 21%). Отмечаются прожилки кальцита мощностью 1-5 мм. На Онежском п-ове в верховских слоях, особенно в верхних их частях, развиты прослои гипса. Мощность отдельных прослоев достигает 10 - 15 см. Иногда гипс выполняет роль цемента. Пелитовая составляющая верховских отложений по составу преимущественно гидрослюдистая с примесью монтмориллонита. Из органических остатков отмечаются пленки ляминаритов. Мощность слоев в центральной части БКП 11 - 25 м, в Онежском грабене до 42 - 72 м.
Сюзьминские слои (sz) - это пачка существенно зеленоцветных аргиллитов и алевролитов. Гранулометрический состав и характеристика литологических разностей пород аналогичны архангельским слоям. Более разнообразен состав пелитовых частиц и цемента: наряду с гидрослюдами широко развиты карбонатно-хлоритово-глинистый, глинисто-карбонатный, монтмориллонитовый материал. Заметны отличия от архангельских слоев в минералогии тяжелой фракции: в 2.4 раза уменьшается количество пирита и в 2 - 3 раза повышается содержание черных рудных, слюды и хлорита. Сокращается в среднем количество битумов и Сорг.. Мощность сюзьминских слоев на БКП 25 - 93 м. На Онежском п-ове они отсутствуют.
Вайзицкие слои (vz) соответствуют верхнему, третьему снизу, туфогенному горизонту. Литологически и геохимичнски практически полностью аналогичны шоколадно-коричневым аргиллитам лямицких и верховских слоев. Можно отметить увеличение содержания пирита в тяжелой фракции алевритовых разностей до 60%. Мощность вайзицких слоев в пределах БКП 20 - 60 м.
Зимнегорские слои (zm) представлены толщей зеленоцветных алевролито-аргиллитовых пород с преобладанием аргиллитов. Для верхней части разреза мощностью порядка 100 м характерно наличие прослоев мелкозернистых песчаников мощностью 0.2 - 0.7 м, общая доля которых в этом интервале составляет 20 - 30%. Пелитовая составляющая аргиллитов представлена в основном гидрослюдами, реже монтмориллонитом, карбонатно-хлоритово-глинистым материалом, изредка каолинитом. Большая часть алевритовых частиц представлена кварцем, полевыми шпатами, слюдами.
В составе алевролитов появляется псаммитовая составляющая от 3 - 5 до 20%; цемент занимает 25 - 40%, по составу карбонатно-глинистый (гидрослюдистый).
В песчаниках обломочные частицы составляют 55 - 60% от массы породы и представлены кварцем, полевыми шпатами и слюдами. Цемент карбонатный и глинисто-карбонатный.
В обнажениях Зимних гор на побережье Белого моря отмечается огипсование зимнегорских слоев.
Содержание тяжелой фракции 1.7%. В ее составе довольно высоко содержание пирита: до 25%. Отмечено проявление галенита на юго-западной оконечности БКП.
В Сафоновском рифте в интервале 2503 - 2520 м встречен пласт габбро-долерита, разнозернистого, с хлоритом, местами с карбонатом.
Мощность зимнегорских слоев в пределах БКП 140 - 250 м.
Формирование соленых вод в толще глин микулин-ского межледниковья в пределах Северо-Двинской впадины
Толща микулинских глин (раздел 1.2.5) на большей части Северо-Двинской впадины имеет мощность 30-70 м и отделяет подземные воды в дочетвертичных отложениях от грунтовых вод спорадического распространения - в четвертичных (рис. 4в). Последние приурочены к довольно широко распространенным на поверхности Северо-Двинской впадины песчаньм отложениям верхнечетвертичного и современного возраста: флювиогляциальным, озерно-ледниковым, аллювиальным, озерно-болотным, морским. Распространены они в виде пятен на валдайских суглинках и микулинских глинах; мощность их составляет 3-5 м. Также песчаные линзы и прослои встречаются и непосредственно в толще глин и суглинков.
В пределах долины р.С.Двины, прорезающей толщу глин и суглинков почти полностью (рис. 46), мощность последней резко сокращается: до 4-25 и менее метров.
На рис.14 приведены данные анализов поровых растворов, а на рис.15 - данные анализов водных вытяжек по наиболее характерным скважинам.
Поровые воды в толще микулинских глин большой мощности являются солеными. По скв. 104 их минерализация составляет 30-35 г/л, состав - хл ори дно-натриевый, близкий к составу морской воды. Формула солевого состава поровой воды с глубины 45 м по скв.№104 выглядит следующим образом:
Содержание йода в поровых растворах микулинских глин порядка 30 мг/л.
В подстилающем микулинские глины слое суглинков московской морены состав поровых вод изменяется: уменьшается минерализация и абсолютное содержание хлора и натрия, существенно повышается процентное содержание кальция (рис. 14а,б). Вода становится по составу аналогичной воде комплекса терригенных отложений венда (раздел 3.1.4.3). Переходные явления отмечаются и в нижней части толщи микулинских глин (рис.15в; 14а).
По данным всех анализов водных вытяжек отмечается уменьшение минерализации поровых вод в толще глин снизу вверх. По четырем скважинам содержание хлора в водных вытяжках изменяется от 200-250 мг/л в подошве глин до 25-50 мг/л в их кровле, причем максимальная интенсивность снижения концентрации наблюдается, в основном, в интервале верхних 7-Ю м (рис. 15а). По двум скважинам данные водных вытяжек показали изменение содержания хлора по разрезу 100-260 и 130-250 мг/л, при более сложном характере изменения (рис.15в). Аналогично изменениям содержания хлора изменяется также и содержание йода по разрезу толщи глин.
Следует заметить, что в гидродинамическом отношении граничные условия толщи микулинских глин на основных площадях их распространения различны. Находящийся под глинами терригенвый водоносный комплекс терригенных отложений венда обладает в различных частях впадины различными напорами, которые могут как превышать поверхность земли на 5-10 м, так и быть на такую же величину ниже ее.
Грунтовые воды, находящиеся над толщей глин, имеют спорадическое распространение. Уровень их близок к дневной поверхности.
В пределах распространения эрозионной долины р.С.Двины мощность толщи микулинских глин существенно снижается (рис.4б,в). Из скважины 126, расположенной в пределах этой зоны, также были отобраны пробы для определения состава поровых вод (рис. 14в,г). Он оказался следующим (глубина 49.2 м):
Подземные воды водоносного комплекса терригенных отложений венда, вскрытые скважинами в пределах долины р.С.Двины, в большинстве случаев самоизливают, хотя величина их напора изменяется на различных участках долины (рис.46).
Изложенные факты позволяют предполагать следующую схему формирования соленых вод в толще глин микулинского межледниковья.
Мощная толща микулинских глин в Северо-Двинской впадине накапливалась в бореальном морском бассейне 70-50 тысяч лет назад [68]. Первоначально это были илы с пористостью порядка 60-80% [296], содержащие большое количество - до 10% (раздел 1.2.5) органических остатков йодсодержащих водорослей. После разложения захороненных водорослей, содержащийся в них йод частично перешел в поровый раствор, частично адсорбировался глинистыми частицами. Вода бореального моря являлась по составу обычной морской водой современного облика с минерализацией 30-35 г/л и стандартным соотношением ионов, о чем можно судить по данным анализов поровых растворов (рис. 14а). Находясь практически без движения в толще илов, перешедших затем в глины, она сохранила примерно первоначальное соотношение катионов: (Na+K):Mg:Ca=75:23:2 (23), (хотя содержания магния несколько повышены и, как это видно в разделе 4, могут быть встречены при минерализации порядка 30 г/л в таких количествах только в кимберлитовых породах района); в анионном же составе произошли изменения в результате химического взаимодействия морской воды с органическим веществом микулинских отложений. Наблюдается частичное восстановление сульфатов, описываемое реакцией (6), в результате которого концентрация сульфат-иона упала до 1.8 г/л, а концентрация гидрокарбонат-иона возросла до 1-2 г/л. Соотношение анионов стало выглядеть следующим образом: C1:S04:HCC 3«91:6:3 (23), в то время, как у воды Белого моря (и бореального моря) оно: Cl:SO4.HCO3«90:9:0 (содержание сульфат-иона 2.1 - 2.7 г/л, гидрокарбонат-иона - 0.1 - 0.14 г/л).
За 50 тысяч лет с момента отступления бореального моря его отложения существенно уплотнились. Уплотнение произошло как под воздействием собственного веса отложений, так и под воздействием веса перекрывавшего их 50-10 тысяч лет назад валдайского ледника. Приведенные в разделе 1.2.5 данные по физико-механическим свойствам микулинских глин характеризуют их как очень плотные по сложению и обладающие высокой прочностью и свидетельствуют о значительном и равномерном обжатии всей толщи межледниковых глинистых отложений в ледниковый период.
В это время соленые морские воды, существенно обогащенные йодом и несколько изменившие свой ионный состав, отжимались из глин в нижележащие терригенные отложения вендского возраста и смешивались с содержащимися там подземными водами.
Принимая первоначальную пористость микулинских отложений после окончания осадконакопления порядка 60% и имея настоящую - 40%, получим уменьшение мощности толщи глин при их уплотнении: на одну треть; то есть, при первоначальной мощности глин около 75 м и влажности, составляющей 50-60% от величины пористости, из столбика глин единичного сечения было отжато 12.5-15 м3/м2 порового раствора. При его минерализации порядка 35 кг/м3 и содержании йода 30 г/м3, в верхнюю часть терригенного водоносного комплекса единичной площади должно было поступить 440-520 кг/м2, в том числе 450 г/м2 йода.
Такое количество солей, как будет показано ниже, существенно повлияло на формирование химического состава подземных вод в верхней части водоносных комплексов терригенных отложений венда.
Как отмечалось выше, по данным всех анализов водных вытяжек наблюдается уменьшение концентрации солей в толще глин снизу вверх (рис.15), причем максимальная интенсивность ее снижения наблюдается, в основном, в интервале верхних 7-Ю метров. Такой характер изменения содержания солей по разрезу толщи может свидетельствовать о наличии стационарного диффузионно-конвективного переноса их через толщу глин снизу вверх под влиянием перепада напоров и концентраций [21, 226].
Стронций в подземных водах
Природный стронций является биологически активным элементом, и поэтому его содержания нормируются в ГОСТах на питьевые воды. Предельно-допустимые концентрации стронция для пресных вод составляют 7 мг/л, для минеральных - 25 мг/л. Он встречается в виде смеси четырех стабильных изотопов: Sr84, Sr86, Sr87, Sr88, из которых на долю Sr88 приходится 82,5%, Sr87 - 7.02%, Sr86 - 9,86%, Sr84 -0.56%. Sr87 образуется за счет радиоактивного распада рубидия, накопление его в рубидийсодержащих минералах и горных породах используется для определения возраста. Отношение Sr87/ Sr86 можно использовать для оценки типа пород (галогенных и алюмосиликатных), с которыми рассолы в течение геологической истории преимущественно контактировали, а также масштабов этого явления. Согласно [285] при взаимодействии рассолов с карбонатно-гипсоносными породами происходит их метаморфизация и трансформация в хлоридно-кальциевый тип на основе процессов сульфатредукции (6) и доломитизации (51):
CaS04 + СаСОз + MgCl2(p-p) + 2Сорг + Н20 -» CaC03-MgC03 + СаС12(р-р) + + С02 + H2S. (56)
При этом "отношение Sr87/Sr86 будет низким, вследствие изотопного равновесия между раствором и исходными минералами галогенной формации, которые либо растворяются (гипс и кальцит), либо формируются (доломит)". При взаимодействии же рассолов с алюмосиликатами процессы метаморфизации протекают "вследствие равновесно-неравновесного состояния системы вода-порода, растворения одних минералов и формирования других" (50) (раздел 3.3), избирательного концентрирования в растворе Са и Sr. При этом наблюдается значительный рост отношения Sr87/Sr86.
Иными словами, в первом случае происходит как вынос в раствор, так и осаждение кальция вместе со стронцием, во втором - только вынос. При осаждении, видимо, более тяжелый Sr87 выходит из раствора интенсивнее, чем Sr86.
На поверхности, в засолоняющихся бассейнах лагунного типа происходит увеличение концентрации ионов стронция до полного насыщения и выпадения его в осадок в виде сульфата. Выпадение происходит к моменту насыщения рассола гипсом, поэтому верхи разрезов карбонатных пород, непосредственно подстилающие ангидрито-гипсовые толщи, особенно богаты целестином. Образование целестина в общем продолжается до начала садки галита. В виде карбоната стронция, стронцианита, и в качестве изоморфной примеси стронций может осаждаться и в составе карбонатных пород. Таким образом, наблюдается парагенетическая ассоциация: карбонаты - целестин - гипс, в которой содержания стронция максимальны в середине и снижаются по направлениям вверх и вниз.
Однако, благодаря хорошей растворимости целестина в растворах NaCl и других солей, стронций из указанных осадочных пород может выноситься поверхностными и подземными водами и образовывать новые вторичные скопления в самых разных породах, в том числе и в песчано-глинистых отложениях континентального происхождения.
В пределах России целестин отмечается в силурийских отложениях Якутии, верхнедевонских — Подмосковного бассейна, пермских - Волжско-Уральской провинции, третично-меловых - Прикаспийской низменности. Соответственно, широко распространены и провинции стронцийсодержащих подземных вод [144].
В Архангельской области проявления подземных вод с повышенными содержаниями стронция установлены только в последние годы, в связи с чем не отражены в литературе, за исключением единичных публикаций автора [184].
Распространенность стронция в подземных водах Юго-Восточного Беломорья довольно широка, в связи с чем возникают проблемы с использованием этих вод для питьевых и лечебных целей. На рис.28 показана карта распределения стронция в подземных водах первого от поверхности водоносного горизонта, построенная по результатам 272 анализов воды из источников, колодцев и скважин, примерно равномерно расположенных по площади; в том числе - 59 атомно-адсорбционных анализов, включающих все пробы с концентрациями стронция выше 7 мг/л, и 213 спектральных.
Карта показывает прежде всего отчетливую зависимость содержаний стронция в подземных водах от его содержаний в водовмещающих породах. Наиболее низкие содержания характерны для областей развития терригенно-карбонатных отложений венда, карбона и ассельского яруса нижней перми, расположенных западнее показанной на рисунке границы сакмарского яруса нижней перми, а также четвертичных образований. Для этих отложений характерны средние значения содержаний стронция в породах венда - 10 мг/кг (2016 определений), карбона - 71 мг/кг (876 опр.), ассельского яруса нижней перми - 363мг/кг (446 опр.). Примерно такие же значения характерны и для четвертичных образований, являющихся, в основном, продуктами переотложения нижезалегающих пород. Кларк стронция в осадочных породах составляет 450 мг/кг, в песчаниках - 200 мг/кг, в карбонатных породах - 610 мг/кг.
Для пермских отложений восточнее границы сакмарского яруса характерны средние содержания стронция в породах сакмарского яруса - 1006 мг/кг (322 опр.), уфимского яруса - 452 мг/кг (221 опр.), казанского яруса - 2400 мг/кг (104 опр.). Соответственно, здесь существенно возрастают и содержания стронция в подземных водах: от 2-7 мг/л вблизи границы сакмарского яруса, до 7-50 мг/л на правобережье р.Кулой, на площадях развития отложений верхней перми. Помимо высоких содержаний стронция в горных породах казанского яруса, нужно отметить наличие рудопроявлений целестина в отложениях уфимского яруса. Эти рудопроявления сосредоточены в верхней части разреза уфимских отложений, представленной мергелями.
На рис.29 представлены графики зависимости содержаний стронция от минерализации воды для пресных и слабосолоноватых вод (М 2.5 г/л).
Для пресных вод с низкими содержаниями стронция (рис.29а) характерен средний уровень концентраций стронция 0.2%М при разбросе от 0.4 до 0. Для слабосолоноватых вод (рис.296) - 0.4%М. Для пресных вод с высокими содержаниями стронция (рис.29в) средний уровень: 2.2%М при разбросе от 6.5 до 0.4. На рис.30 представлены результаты анализов соленых вод, приуроченных к более глубоко залегающим отложениям венда, карбона и перми. Содержания стронция - на уровне 0.15%М.
В слабосолоноватых водах, в которых стронций появился в результате растворения гипсов и ангидритов, слагающих 40-80-метровую толщу пород соткинской свиты сакмарского яруса нижней перми, содержание стронция составляет 0.4%М (рис.296). Этот же источник имеют и пресные воды с содержанием стронция 0.4%М (верхняя треть поля рассеяния точек на рис.29а). Минерализация этих вод не превышает 2.2 г/л, содержание стронция - 7 иг/я. Это связано с тем, что при содержаниях сульфат-иона более 1 г/л маломинерализованные воды становятся пересыщенными по отношению к сульфату стронция, и процесс его растворения сменяется осаждением. Следовательно, эти воды можно в большинстве случаев использовать в качестве минеральных питьевых вод.
В пресных водах верхнепермских отложений, наиболее обогащенных целестином, но с практическим отсутствием гипса (раздел 1.2.3.5) при минерализации до 1 г/л уже успевают сформироваться концентрации стронция до 50 мг/л (рис. 29в). Воды этой группы наиболее опасны для потребления, так как в них помимо содержаний стронция выше предельно-допустимых концентраций (ПДК) как для пресных, так и для минеральных (25 г/л) вод наблюдаются и отношения Ca/Sr 100, что может вызвать возникновение Уровской эндемии (болезнь Кашина-Бека) [143].
По данным Отдела статистики Департамента здравоохранения Архангельской области, в Мезенском и Приморском районах Архангельской области, распределение стронция в подземных водах которых показано на рис. 28, отмечается аномально высокая по сравнению с другими районами области заболеваемость остеопорозом (повышенная хрупкость костной системы).
Так, в 2000 году отмечено среди взрослого населения этих районов, соответственно, 2.3 и 2.7 случаев заболевания остеопорозом на 1000 жителей. Для других 26 районов и наиболее крупных городов Архангельской области случаи заболевания остеопорозом составили 0 - 0.2 на 1000 жителей. Средняя заболеваемость остеопорозом по области: 0.14 на 1000 жителей.
Изменение химического состава подземных вод при взаимодействии с кимберлитами
Наиболее проявлено влияние состава пород месторождения алмазов им.М.В.Ломоносова на характер распределения магния в соленых подземных водах и рассолах (рис.40).
Как показано выше, подземные воды участвовали в процессах гидротермального и гипергенного преобразования магматических пород, что привело к почти полному замещению оливина серпентином и сапонитом. При этом поглощались существенные объемы подземных вод, повышая минерализацию остающихся в пласте и увеличивая объемы исходных магматических пород при снижении их плотности. Происходил также интенсивный вынос магния из магматических пород в подземные воды.
Условные оценочные расчеты показывают, что, принимая наличие в Юго-Восточном Беломорье 250 трубок взрыва с общим исходным объемом оливина в них 6.25 109 м3, процесс полной серпентинизации потребовал бы 2.9 109 м3 воды. Это сравнительно небольшой объем, в базальном горизонте осадочного чехла он занимает площадь 1160 км . Изъятие его может привести к повышению минерализации подземных вод только на локальных участках большого скопления магматических тел.
Иначе выглядит ситуация с выносом магния. Принимая, что на стадии прорыва осадочного чехла содержание MgO снижается в среднем на 10%, получим, что из 250 трубок взрыва общим исходным весом 2.5 1010 т будет вынесено 1.5 109 т магния. В базальном горизонте осадочного чехла на площади юго-восточного склона Балтийского щита концентрация его при этом могла при отсутствии потерь возрасти на 7.9 г/л. Это, в среднем, в 3.5 раза выше наблюдаемых сейчас значений. Если же принять, что процесс серпентинизации и сапонитизации оливина практически полностью происходил на стадии прорыва осадочного чехла, получим максимально возможное повышение концентрации магния в базальном горизонте до 16-20 г/л.
На рис.40д выделяется область повышенных содержаний магния ( 10мг-экв.%). Все точки, попадающие в эту область, приурочены к юго-восточному склону Балтийского щита, совпадая с площадями развития палеозойского кимберлитового магматизма; то есть, по всей видимости, несут информацию о процессах магматизма и постмагматических преобразований кимберлитовых пород (рис.41, таблица 18).
Повышенные содержания магния смогли сохраниться только в нижней части осадочного чехла: в зоне застойных вод. В водоносных комплексах, расположенных выше регионального водоупора, представленного аргиллитами усть-пинежской свиты венда, специфическое, то есть связанное с составом кимберлитовых пород, распределение магния отмечается только в подземных водах, содержащихся непосредственно в кимберлитовых трубках (рис.40а) или же - во вмещающих породах на площади месторождения (рис.406). На удалении от месторождения характер распределения магния изменяется (рис.40в,г). Рис.40а демонстрирует процесс гипергенного выноса магния из кимберлитовых пород: содержание его в мг-экв.% растет пропорционально росту минерализации подземных вод. Поведение натрия в подземных водах кимберлитовых пород обратное: в слабосолоноватых и солоноватых водах содержание натрия максимально: 70-90 мг-экв.% и выше; с ростом же минерализации - снижается: до 45-50 мг-экв.% при минерализации 20 г/л.
Анализ состава подземных вод на месторождении алмазов им.М.В.Ломоносова показывает, что отличительными признаками их являются следующие (рис.42):
1) в кимберлитовых породах для пресных подземных вод при минерализации 0.5 - 0.6 г/л характерен гидрокарбонатный натриевый и хлоридно-гидрокарбонатный натриевый состав; содержание (Na+K) около 80%, Са - примерно 11%; Mg - 9%; рН подземных вод, в среднем, 7.7-7.9, при разбросе от 7 до 9.2;
- с ростом минерализации состав изменяется на гидрокарбонатно-хлоридный натриевый (0.6-1.0 г/л) с тем же соотношением катионов, что и при минерализации до 0.6 г/л и хлоридный натриевый при минерализации более 1 г/л. С ростом минерализации до 10-20 г/л наблюдается рост эквивалент-процентных содержаний магния и кальция до 20-25 мг-экв.% каждого из этих катионов, при соответствующем снижении содержания натрия до 50 мг-экв.%. Содержание сульфат-иона во всем диапазоне изменения минерализации подземных вод остается, в среднем, на одном уровне: 10-12 мг-экв.%; рН - до 7;
- для водных вытяжек характерны гидрокарбонатный натриевый и хлоридно-гидрокарбонатный натриевый состав при минерализации до 1.5 г/л; при минерализации более 1.5 г/л состав быстро становится хлоридным натриевым. Во всем диапазоне изменения минерализации (до 7.3 г/л) характерно очень высокое значение (Na+K): 90-93% и соответственно низкое - Mg: 4% и Са: 3%. Существенной отличительной особенностью состава водных вытяжек является высокое содержание сульфат-иона: 30-20%; рН в среднем 7.6-8.1, при разбросе от 7 до 9;
2) во вмещающих трубки породах
- для пресных подземных вод при минерализации до 0.6-0.7 г/л характерен гидрокарбонатно-натриевый и хлоридно-гидрокарбонатный натриевый состав; но содержание (Na+K) ниже, чем в кимберлитовых породах: в среднем, 67%; Са - 19%; Mg - 14%, то есть выше, чем в кимберлитовых породах; рН примерно тот же, что и в кимберлитовых породах: 7.8, при несколько меньшем разбросе: 7.4-8.9;
- с ростом минерализации состав меняется на гидрокарбонатно-хлоридный натриевый (0.7-1.0 г/л) и хлоридный натриевый при минерализации более 1 г/л. С ростом минерализации до 20-27 г/л содержания магния и кальция растут несколько ниже, чем в кимберлитовых породах: до 15-20 мг-экв.%, а натрия снижаются до 65 мг-экв.%. Содержания сульфат-иона- 10-14%;
- в перекрывающих трубки породах поведение анионов в пресных подземных водах аналогично поведению их в пресных подземных водах кимберлитов и вмещающих пород. Для катионов же наблюдается присутствие двух типов вод: с высоким - на уровне 80% - содержанием (Na+K) ("трубочного» типа) и с повышенными содержаниями Са: 50-60% и Mg: 30-40% (связанных с растворением карбонатов). Водородный показатель пресных вод, в среднем, 7.7-7.9 при разбросе 7.4-8.4.
Процессы формирования состава подземных вод на месторождении алмазов аналогичны процессам формирования пресных и соленых вод зоны активного водообмена и достаточно подробно рассмотрены в разделах 3.1.1 и 3.1.4.
