Равновесия содовых подземных вод угленосных отложений Нарыкско-Осташкинской площади (Кузбасс) с минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 390.

Равновесия содовых подземных вод угленосных отложений Нарыкско-Осташкинской площади (Кузбасс) с минералами вмещающих пород

На примере подземных вод Нарыкско-Осташкинской площади центральной части Кузбасса приводятся результаты расчета равновесий с наиболее распространенными карбонатными и алюмосиликатными минералами вмещающих пород, наиболее часто встречающихся в геологическом разрезе изучаемой территории. Показано, что воды неравновесны с первичными (эндогенными) минералами, которые они и растворяют, но в то же время равновесны с глинами и карбонатами, которые осаждаются из вод.

Equilibrium of soda groundwater of coal beds of Naryksko-Ostashkinskaya area (Kuzbass) with minerals of containing rocks.pdf Введение По геохимии содовых вод Кузбасса авторами совместно с большим коллективом коллег уже были опубликованы работы [1-6]. Основные теоретические положения по образованию соды рассмотрены в работах В.А. Ковды, У.П. Келлея, И.Н. Антипова-Каратаева, Н.И. Базилевич, Е.В. Посохова, Ю.В. Баталина, Б.С. Касимова, Е.Ф. Станкевича, В.Г. Попова, К.К. Гедройца, С.Л. Шварцева и многих других ученых, но споры вокруг проблемы формирования этих уникальных природных образований не утихают до сих пор. Авторами этот вопрос рассматривается с позиций общей теории взаимодействия воды с горными породами, предложенной С. Л. Шварцевым [3, 7]. Согласно придерживаемой концепции выявление состояния равновесия подземных вод с ведущими минералами является начальным этапом, необходимым для познания условий формирования химического состава вод. Фактический материал и методы исследования Томский филиал ИНГГ СО РАН начиная с 2002 г. ведет совместные работы с ООО «Газпром добыча Кузнецк» по гидрогеологии, гидрогеохимии и экологии территорий потенциальной промышленной добычи угольного метана Кузбасса. В 2012 г. наши исследования были сосредоточены на территории Нарык-ско-Осташкинской площади Ерунаковского района Кемеровской области, являющейся одной из приоритетных площадей для крупномасштабной добычи угольного метана [8]. С 2009 по 2012 г. здесь была пробурена 41 скважина глубиной от 100 до 1 200 м. Всего имеются данные по химическому составу вод по 112 пробам из 41 скважины (рис. 1). В каждой точке гидрогеохимического опробования in situ (непосредственно на месте отбора) определились параметры быстроизменяющихся компонентов, таких как Eh, pH, температура, ионы NO2-, NO3-, NH4+, Fe2+ и Fe3+. Макрокомпонентный и микроком-понентный составы вод исследовались в проблемной научно-исследовательской гидрогеохимической лаборатории Томского политехнического университета, зарегистрированной в Системе аналитических лабораторий Госстандарта России. Для проведения полного химического анализа вод использовались традиционные методы, а также методы спектрального, атомно-абсорбционного анализов и др. При расчетах равновесий, ввиду вычислительной трудоемкости, использован программный комплекс (ПК) HydroGeo, разработанный М.Б. Букаты [9] и сертифицированный в Росатомнадзоре. Данный ПК базируется на методе констант равновесий. В систему вводятся результаты химического анализа воды, включая концентрации органических веществ, а также температура и рН раствора. В результате трудоемких гидрогеохимических расчетов получаются активности химических соединений (то, что реально есть в растворе), при сравнении которых со стандартными значениями (больше или меньше) можно сделать вывод о насыщенности или ненасыщенности раствора относительно какого-либо минерала. Геология, гидрогеология района и состав вмещающих отложений Нарыкско-Осташкинская площадь представляет собой брахисинклинальную структуру, осложненную тектоническими нарушениями. Подавляющая часть разреза сложена в основном угленосно-терригенными отложениями кольчугинской серии (Р2-Р3), представленной песчаниками, алевролитами и аргиллитами с включением до 50 угольных пластов. Эта серия делится на ерунаковскую (мощность 1,2-1,6 км) и ильинскую (мощность 0,8-1,2 км) подсерии. Угольные пласты рабочей мощности в основном располагаются в пределах ерунаковской подсерии. Выше по разрезу распространены триасовые (мальцевская серия) и юрские (конгломератовая серия) отложения. Первые из них безугольные, вторые содержат невыдержанные маломощные пласты угля [10]. Сверху коренные породы покрыты маломощными рыхлыми отложениями кайнозойского возраста, представленными глинами, суглинками и гравийно-галечниками. Гидрогеологическое строение более подробно представлено в [6]. По литолого-стратиграфическим и гидродинамическим признакам здесь выделяются четыре водоносных комплекса: водоносный комплекс четвертичных аллювиальных отложений, водоносный комплекс нерасчленённых юрских отложений, водоносный комплекс нерасчленённых триасовых отложений мальцевской серии и водоносный комплекс средне-верхнепермских отложений ерунаковской подсерии. Последний пользуется самым широким распространением и занимает почти всю площадь. Разрез комплекса средне-верхнепермских отложений представлен чередованием мощных пластов песчаников с алевролитами, аргиллитами и углями. По минералогическому составу в породе содержится не менее 50-60% кластического материала, в основном это мелкие обломки кварца (до 40-53%). Кроме этого широко распространены глинистые породы (32-59%), эффузивы (43-46%), полевые шпаты (34-37%), в небольшом количестве более крупные зерна плагиоклаза и ортоклаза. Эти последние в значительной степени изменены вторичными процессами (серитизация, каль-цитизация, доломитизация, каолинизация). В незначительном количестве присутствуют окатанные обломки кремнистых пород и кварцитов (16-34%). Из аутогенных минералов отмечен пирит. Повсеместно в породе рассеяны разнообразной формы углистые частицы, количество которых составляет не менее 5%. Также присутствуют бейделлит и гидроокислы железа [11]. Химический состав подземных вод Содовые воды в Кузбассе пользуются практически повсеместным распространением, начиная с глубин первых сотен метров, в среднем с глубин 150-200 м [1-4], т.е. в пределах зоны замедленного водообмена. Такая картина характерна для подавляющего большинства артезианских и адартезианских бассейнов с фациями пониженной солености. При этом с глубиной содержание соды в водах возрастает. Эту же картину мы наблюдаем и на Нарыкско-Осташкинской площади. Содовые воды занимают строго определенное пространственное расположение в разрезе, что мы и рассмотрим ниже. На исследуемой территории прослеживается прямая вертикальная гидродинамическая зональность, в соответствии с которой по интенсивности водообмена выделяются две зоны: активного и замедленного водообмена. Воды обеих зон различаются по химическому и газовому составу и подчиняются прямой вертикальной гидрогеохимической зональности [1, 2]. Воды зоны активного водообмена распространены в верхней части разреза, сложенной рыхлыми мезокайнозойскими (преимущественно четвертичными) отложениями, и в зоне интенсивной трещиноватости юрских отложений. Это пресные воды (минерализация от 0,4 до 0,8 г/л), которые распространяются до глубины ориентировочно 100-150 м, хотя эта граница условна и иногда опускается до 400 м. По химическому составу воды гидрокарбонатные кальциевые и кальциево-натриевые (таблица). Концентрации Cl- и SO42- не высокие. Подземные воды в основном нейтральные, реже слабощелочные. Воды зоны замедленного водообмена (содовые) распространены в песчаных средне-верхнепермских угленосных отложениях, частично в эффузивноосадочных отложениях триаса. Мощность зоны достигает 2 000 м [1] начиная с глубин 110-150 м. Исключение составляет одна проба, отобранная с глубины всего лишь 30 м. Это объясняется, скорее всего, поступлением вод из больших глубин по зонам нарушений в сторону разгрузки. Воды отличаются не только более высокой минерализацией (от 1, реже от 0,4-1,2 до 10-19 г/л), но и составом (таблица). Здесь практически повсеместно развиты содовые воды (НСОз-Na), характерные для всего Кузбасса, с рН от 7,5 до 9,9. В верхней части зоны (с интенсивно трещиноватыми породами) воды еще пресные или слабоминерализованные (0,5-5 г/л), гидрокарбонатные кальциево-натриевые либо натриево-кальциевые, рН 7,5-9,8. Увеличивается содержание Cl- до 182 мг/л, иногда SO/до 186 мг/л. Источником последнего скорее всего служат сульфиды - пирит (встречающийся в составе вмещающих отложений), окисление которого и приводит к появлению в водах этого иона. Содержание Са2+, наоборот, уменьшается до 3 мг/л. В составе водорастворенного газа появляется метан (85-95%). В нижней части зоны замедленного водообмена (зона затухающей трещиноватости), на глубине примерно более 400-1200 м, развиты уже солоноватые и даже слабосоленые (до 19,6 г/л) содовые воды. Минерализация увеличивается за счет продолжающегося увеличения содержания НСО3- - до 13 г/л, Na+ - до 5,6 г/л, С1- -до 2,9 г/л. При этом содержания S042- незначительные. Таким образом, воды остаются гидрокарбонатными, реже гидрокарбонатно'-хлоридными, хлоридногидрокарбонатными натриевыми. В составе водорастворенного газа продолжает накапливаться метан. Зона весьма замедленного водообмена может быть выделена предположительно на глубинах более 2 000 м, поскольку данных по ней на исследуемой площади нет. Практически она изучена только на Абашевской структуре в двух глубоких скважинах, где в интервале глубин 2 270-2 502 м встречены хлоридно-гидрокарбонатные и гидрокарбонатно-сульфатно-хлоридные натриевые воды с минерализацией 32,0-35,7 г/л. Таким образом, содовые воды на Нарыкско-Осташкинской площади развиты в песчаных средневерхнепермских угленосных отложениях на глубинах от 110-150 до, предположительно, 2 000 м в зоне замедленного водообмена. Выше, в зоне активного водообмена, циркулируют пресные HCO3-Ca воды; ниже, в зоне весьма замедленного водообмена, - предположительно рассолы Cl-Na состава. Содовые воды имеют минерализацию от 0,4 до 19,9 г/л, рН - от 7,5 до 9,9, иногда с повышенным содержанием Cl-, а также таких микрокомпонентов, как Sr, J, Br (в нижней части зоны замедленного водообмена) [6] и метановый газовый состав. Результаты расчета равновесия в системе вода - порода В исследовании были выбраны те минералы, которые наиболее часто встречаются в горных породах, слагающих изучаемый разрез (см. выше): карбонатные (кальцит, магнезит, доломит, сидерит) и алюмо-силикатные (кварц, ПШ, глины и др.). Рис. 1. Схема расположения скважин (кружок) на исследуемой площади Рис. 2. Равновесие подземных вод с кальцитом (а), сидеритом (б), доломитом (в) и магнезитом (г) при пластовой и стандартной температурах: 1 - подземные воды зоны активного водообмена; 2 - подземные воды зоны замедленного водообмена (верхняя часть); 3 - подземные воды зоны замедленного водообмена (нижняя часть) Рис. 3. Диаграмма равновесия кальциевых (а), магниевых (б), натриевых (в), калиевых (г), железосодержащих (д) и кальциево-натриевых при ЩНДЮ4] = -3,25 (е) минералов с подземными водами Средний химический состав подземных вод Нарыкско-Осташкинской площади, мг/л Зона замедленного Зона активного водообмена водообмена Параметр с интенсивно трещиноватыми породами затухающей трещинова тости Глубина отбора 100-417 30-1060 398-1200 пробы, м 195 575 734 рН 7,0-8,6 7,7 7,5-9,8 8,1 7,6-9,9 8,6 Ca2+ 32-120 3-88 8-61 77 32 24 Mg2+ 10,4-30,5 0,4-48,6 4,9-27,9 19,0 10,0 13,9 Na+ 9-44 32 58-3800 438 2833-5662 4090 K+ 0,4-4,0 0,3-20,0 1,0-19,2 1,5 4,5 10,5 NH4+ 0,05-2,87 0,86 0,03-7,08 1,77 0,3-20,0 7,6 Feобщ 0,05-24,5 3,9 0,01-192,0 10,4 0,1-29,5 9,2 SiO2 7,5-25,3 1,8-42,5 9,2-37,5 14,6 22,0 22,3 HCO3- 317-580 258-3111 1399-12503 411 824 6798 О О 0,2-6,2 0,3-742,8 18,5-1285,7 1,6 31,1 380,7 Cl- 0,9-24,0 1,5-182,0 30,0-2893,0 6,5 22,9 489,3 SO42- 1,5-16,9 0,2-185,6 1,2-75,7 5,8 18,4 24,3 NO3- 0,01-6,20 1,7 0,1-8,1 1,1 0,01-190,0 19,5 NO2- 0,01-0,39 0,01-0,32 0,005-0,79 0,07 0,04 0,09 PO43- 0,01-0,07 0,01-0,15 0,28-1,26 0,03 0,04 0,62 С х-'орг 0,9-9,1 1,3-7,8 12,8-52,8 3,5 4,0 26,3 ФК 2,0-38,7 2,9-14,8 27,9-115,0 6,9 7,7 56,9 ГК 0,1-2,6 0,3-2,0 0,2-1,1 0,6 0,8 0,7 Общая 459-768 436-4355 3999-19890 минерализация 564 1271 10950 Кол-во проб 23 72 15 При расчетах равновесий между минералами и природными водами в уравнениях используются величины активности. На основе имеющихся данных по составу вод при помощи программного комплекса HydroGeo авторы получили величины активностей ионов с учетом ионной силы раствора, которая зависит от минерализации вод. Для бесконечно разбавленных растворов (пресных вод) ионная сила равна нулю. В случае достаточно минерализованных вод зоны замедленного водообмена она изменялась в пределах от 0,01 до 0,24. Характер равновесия воды, например с кальцитом, может быть определен по произведению растворимости его ионов согласно реакции СаСОз = Са2+ + СО32-, (1) константа которой равна при температуре 5°С 10-8,09 и при 25°С - 10-8,34 [12]. Зная поэтому активности Са2+ и СО32-, можно рассчитать квотант реакции (Q) - то, что действительно есть в растворе. Если квотант реакции равен или больше константы, значит, воды равновесны или пересыщены относительно кальцита. Результаты расчетов удобно представить графически с помощью диаграмм степени насыщения (см. рис. 2). Если фигуративные точки (квотант) располагаются выше линии насыщения (константы), то воды насыщены относительно карбонатов. С.Л. Шварцевым [7] выдвинута гипотеза, согласно которой содообразование -это естественный этап эволюции системы вода -алюмосиликаты, наступающий с момента достижения равновесия воды с кальцитом. Как видно на рис. 2, воды пересыщены практически все относительно кальцита и сидерита, большая часть относительно доломита и частично магнезита (одна треть). С алюмосиликатными минералами расчеты более сложные, контролируются несколькими реакциями и диаграммы имеют несколько полей устойчивости (рис. 3). Принцип построения комплексных диаграмм описан в работах [12]. Фигуративные точки располагаются в полях устойчивости гидрослюды, монтмориллонита, частично альбита, микроклина и хлорита, а следовательно, эти минералы осаждаются из раствора. Неравновесны воды со всеми первичными алюмосиликатами водовмещающих пород: полевыми шпатами (кроме альбита), мусковитом, биотитом, пи-роксенами, роговыми обманками, эпидотом и многими другими, поля устойчивости которых расположены значительно выше и не представлены на графиках. Например, на рисунке 3, д видно, что воды насыщены относительно вторичных железистых алюмосиликатов - Fe-селадонита (гр. глауконита) KFeAlSi4Oi0(OH)2 и дафнита (гр. хлорита) Fe5Al2Si3O10(OH)8 (благодаря высокому содержанию в водах железа, до 192 мг/л!), но до поля устойчивости железистого пироксена - ферро-силита (Fe2Si2O6) еще очень далеко. Следовательно, в этих условиях активно растворяются полевые шпаты, пироксены, эпидот и роговые обманки, т.е. первичные минералы, которые неустойчивы в этих условиях и соответственно выступают источником Ca, Mg, Na, Fe, K, Si, Al и др. С альбитом воды равновесны из-за высокого значения рН и высоких концентраций Na, следовательно, его они не растворяют. Таким образом, воды, инфильтруясь через горные породы, растворяют эндогенные минералы (кроме альбита), с которыми неравновесны, и обогащаются соответственно Na, Ca, Mg, K, Si, Al и др. Часть элементов сразу уходит из раствора во вторичные отложения: окислы и гидроокислы, глины, карбонаты, которые в этих условиях не растворяются, а образуются, что мы и наблюдаем геологически (см. выше). Карбонаты связывают Ca, Mg, Fe, C, глинистые минералы - Al, Si, Ca, Mg, Fe, частично Na и K, альбит - Na, Al, Si, микроклин - K, Al, Si, окислы и гидроокислы - Fe и т.д. Менее всех связывается во вторичные отложения Na, поэтому продолжает накапливаться в воде и состав вод остается содовый. При этом часть минералов остается неравновесной с водой на всем пути ее движения и продолжает растворяться. К ним в первую очередь относятся алюмосиликаты Ca, Mg и Fe эндогенного генезиса, с которыми вода всегда неравновесна [7]. Выводы Развитие содовых подземных вод на территории Нарыкско-Осташкинской площади связано с зоной замедленного водообмена в песчаных средневерхнепермских угленосных отложениях на глубинах от 110-150 м до предположительно 2000 м. Выше, в зоне активного водообмена, циркулируют пресные HCO3-Ca воды; ниже, в зоне весьма замедленного водообмена, - предположительно рассолы Cl-Na состава. Содовые воды характеризуются HCO3-Na составом с минерализацией от 0,4 до 19,9 (возможно, и более) г/л, рН - от 7,5 до 9,9, иногда повышенным содержанием Cl- (в нижней части зоны замедленного водообмена) и SO42- (в верхней части зоны) и метановым газовым составом. Как показали термодинамические расчеты, воды неравновесны с первичными алюмосиликатными минералами вмещающих пород (полевыми шпатами, плагиоклазами, мусковитом, пироксенами, амфиболами и т.д.), которых они растворяют и обогащаются соответственно химическими элементами - Na, Ca, Mg, K, Si, Al и др. Часть элементов сразу уходит из раствора во вторичные отложения, с которыми воды равновесны: глины (монтмориллониты, гидрослюда, хлориты), карбонаты (кальцит, доломит, сидерит), окислы и гидроокислы Fe. Все это подтверждается геологически. Na менее всех связывается во вторичные отложения, поэтому продолжает накапливаться в воде и состав вод остается содовый. Таким образом, содовые воды формируются в условиях замедленного водообмена в результате выветривания алюмосиликатов, но только в том случае, когда они насыщены относительно кальцита и глин (монтмориллонита, гидрослюды, хлоритов). Именно замедленный водообмен способствует относительно длительному взаимодействию воды с горными породами и установлению равновесия воды с кальцитом.

Ключевые слова

содовые подземные воды, Кузбасс, Нарыкско-Осташкинская площадь, равновесия в системе вода -вмещающая порода, sodium water, Kuzbass, Naryksko-Ostashkinskaya area, equilibrium in the system of water - rock

Авторы

ФИООрганизацияДополнительноE-mail
Лепокурова Олеся ЕвгеньевнаТомский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики Сибирского отделения Российской академии наук; Томский политехнический университетканд. геол.-минерал. наук, зав. лабораторией гидрогеохимии и геоэкологии; доцент кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэкологииLepokurovaOY@ipgg.sbras.ru
Домрочева Евгения ВитальевнаTomsk Division of Trofimuk Institute of Petroleum-Gas Geology and Geophysics of the Siberian Branch of RAS (Tomsk)канд. геол.-минерал. наук, науч. сотр. гидрогеохимии и геоэкологииDomrochevaYV@ipgg.sbras.ru
Всего: 2

Ссылки

Домрочева Е.В. Гидрогеохимические особенности угольных районов Кузбасса : автореф. дис.. канд. геол.-минерал. наук. Томск, 2005. 22 с.
Шварцев С.Л., Хрюкин В. Т., Домрочева Е.В., Кузеванов К.И., Рассказов Н.М., Попова Т.С., Лепокурова О.Е., Швачко Е.В. Гидрогеология Ерунаковского района Кузбасса в связи с проблемой образования ресурсов и добычи угольного метана // Геология и геофизика. 2006. Вып. 47, № 7. С. 878-889.
Шварцев С.Л., Рыженко Б.Н., Алексеев В.А., Дутова Е.М., Кондратьева И.А., Копылова Ю.Г., Лепокурова О.Е. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода-порода: в 5 т. Т. 2: Система вода - порода в условиях зоны гипергенеза. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2007. 389 с.
Шварцев С.Л., Домрочева Е.В., Рассказов Н.М. Геохимия и формирование содовых вод Кузбасса // Известия Томского политехнического университета. 2011. Т. 318, № 1. С. 128-134.
Копылова Ю.Г., Лепокурова О.Е., Токаренко О.Г., Шварцев С.Л. Химический состав и генезис углекислых минеральных вод Терсинского месторождения (Кузбасс) // Доклады академии наук. 2011. Т. 436, № 6. С. 1-5.
Домрочева Е.В., Лепокурова О.Е., Сизиков Д.А. Геохимическая характеристика подземных вод Нарыкско-Осташкинской площади (Куз басс) // Известия Томского политехнического университета. 2014. Т. 325, № 2.
Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М. : Недра, 1998. 288 с.
Карасевич А.М., Хрюкин В.Т., Зимаков Б.М., Матвеенко Н.Г., Золотых С.С., Натура В.Г., Попова Т.С. Кузнецкий бассейн - крупнейшая сырьевая база промысловой добычи метана из угольных пластов. М. : Изд-во Академии горных наук, 2001. 64 с.
Букаты М.Б. Разработка программного обеспечения для решения гидрогеологических задач // Известия Томского политехнического университета. 2002. Т. 305, № 6. С. 348-365.
Геология угольных месторождений СССР / под ред. А.К. Матвеевой М. : Изд-во Моск. ун-та, 1990. 352 с.
Рогов Г.М., Попов В.К. Гидрогеология и катагенез пород Кузбасса. Томск : Изд-во Том. ун-та, 1985. 192 с.
Гаррелс Р.М., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия. М. : Мир, 1968. 368 с.
 Равновесия содовых подземных вод угленосных отложений Нарыкско-Осташкинской площади (Кузбасс) с минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 390.

Равновесия содовых подземных вод угленосных отложений Нарыкско-Осташкинской площади (Кузбасс) с минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 390.