Особенности микроэлементного состава подземных вод территории бакчарского железорудного узла (Томская область) | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 398.

Особенности микроэлементного состава подземных вод территории бакчарского железорудного узла (Томская область)

Детально исследован микрокомпонентный состав подземных вод на территории Бакчарского железорудного узла (месторождения). Установлено, что данные воды содержат в повышенных концентрациях Са, Fe, Sr, Mn, P, Na, As, В, Li, Ni, La; в пониженных концентрациях - Zn, Ti, Cr, Mo, Pb, Y, V, Cu, Ge, Ga, Zr, Cs, Sb, при этом в рудах данные элементы хорошо представлены.

Features of trace elements in the groundwater of the Bakchar iron ore deposit (Tomsk Oblast).pdf Введение В зоне активного водообмена гумидного климата широко развиты железосодержащие пресные и реже солоноватые воды: на Кольском полуострове, Карелии, Архангельской, Вологодской и других областях севера европейской части России, Урале, Западной и Восточной Сибири, Дальнем Востоке, Забайкальском и Приморском краях, Белоруссии, Литве и т.д. Такие воды отличаются не только высоким содержанием Fe, но и Mn, Sr, Se, V, Mo, иногда Cr, Be, As, F. В Западной Сибири железосодержащие воды образуют целую провинцию. Начиная с глубин 10-30 м, а на территории болот и по всему профилю, подземные воды повсеместно обогащены железом, содержания которого нередко достигают 30-40 мг/л [1]. Основные факторы и закономерности такого распределения железа в водах известны, сложнее обстоит дело с источниками и механизмами накопления этого элемента в водах. Для выявления этих проблем, авторами начиная с 2008 г. проводится изучение конкретных условий формирования железосодержащих вод с использованием термодинамических расчетов процессов в системе «вода-порода» на территории юго-восточной части Средне-обского бассейна (Томская область) [2-5]. Наиболее интересной представляется территория Бакчарского района, где расположено одно из крупнейших проявлений железной руды в мире - Бакчарское железорудное месторождение (узел). В данной работе представлены результаты одного из этапов исследований - изучение особенностей микрокомпонентного состава подземных вод данной территории. Объект и методы исследования Объектом исследований являются подземные воды верхних водоносных горизонтов до глубин 400 м в пределах Среднеобского артезианского бассейна на участке от устья р. Икса до устья р. Парабель, которые распространены в осадочных отложениях от четвертичного до мелового возраста. Административно территория исследований располагается в пределах Бакчарского и Чаинского районов Томской области. В основу данной работы положены личные данные авторов по химическому составу вод, полученные при проведении полевых исследований за последние пять лет (с 2009 по 2014 г.), а также материалы, опубликованные другими авторами [1, 6-8]. Всего на территории Бакчарского района Томской области были отобраны и проанализированы 29 проб подземных вод из 23 скважин на питьевые воды. Схема расположения точек отбора проб представлена на рис. 1. Химический анализ вод проводился в проблемной научно-исследовательской лаборатории гидрогеохимии научно-образовательного центра «Вода» Томского политехнического университета, а также в лаборатории георесурсов и окружающей среды г. Тулузы Национального центра научных исследований (Франция). Непосредственно в полевых условиях in situ проводился анализ быстроизменяющихся компонентов, таких как Т, Eh, pH, с использованием портативного мультипараметрового анализатора Water Test. Содержание ионов HCO3-, CO32-, SO42-, Ca2+, Mg2+, Fe2+ и Fe3+ определялось при помощи колориметрического и титриметрического методов. В стационарных лабораториях для определения макрокомпонентного состава подземных вод были использованы следующие методы анализов: титриметрия, фотоколориметрия, пламенная фотометрия, потенциометрия, турби-диметрия, беспламенная атомно-абсорбционная спектрометрия, инверсионная вольтамперометрия, жидкостная хроматография, инфракрасная спектроскопия. Микрокомпонентный состав подземных вод определялся при помощи масс-спектрометрического метода с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Elan 6000 (Perkin Elmer) в лаборатории георесурсов и окружающей среды г. Тулузы (Франция). Геология, гидрогеология района и состав вмещающих отложений Район исследования расположен в 150-200 км к северо-западу от г. Томска в слабо обжитом таежно-болотистом районе. Бакчарский рудный узел является частью Западно-Сибирского железорудного бассейна и располагается в междуречье рек Андарма и Икса, приурочен к верхнемеловым и палеогеновым отложениям, перекрытым довольно мощной толщей (160-200 м) неоген-четвертичного возраста. Железные руды данного объекта связаны с несколькими горизонтами: нарымским, колпашевским, тымским и бакчарским. Мощность продуктивных пластов колеблется от 2 до 40 м [9]. Железоносные отложения представлены типичными осадками прибрежно-морских фаций - гравелитами, оолитовыми рудами, песчаниками, алевролитами и глинами. Содержание железа колеблется от 34,7 до 53% при среднем 40%. Промышленный тип руд - лептохлоритовый и оолитовый гидрогетитовый. Руды Бакчарского месторождения отличаются более высоким содержанием попутного ванадия, но и относительно повышенными концентрациями вредной примеси -фосфора. Фосфор концентрируется в гидрослюдах до 1,26%, а в гидрогетитовых оолитах концентрация Р2О5 не превышает 0,5-0,6%. Также для изученных железных руд характерен весьма широкий и пестрый по составу перечень компонентов: V, Mn, Р, S, Ti, As, Со, Zn, Cr, Sb,следы Cu, Pb, Ni. Кроме того, наблюдаются повышенные концентрации редких и рассеянных элементов - Sc, Мо, Ge, Ве, Zr, Y, U, Th и даже Au. Концентрации Na, Ca, Rb, Cs, Ba в них отчетливо понижены, а содержания Sr и Ag не превышают порога чувствительности анализа [10-14]. Рис. 1. Схема расположения пунктов отбора проб воды: 1 - Бакчарский железорудный узел; 2 - скважины и их номер; 3 - граница Бакчарского района; 4 - населенные пункты; 5 - линия гидрогеохимического разреза (см. рис. 2) Руды сформированы в песчаных, хорошо проницаемых отложениях, перекрытых сверху и снизу менее проницаемыми глинами и алевролитами. Очень важно, что изначально пески являлись кварцево-железистыми, содержали глауконит, магнетит, ильменит, полевые шпаты, биотит, мусковит, пироксен, сфен, роговую обманку и другие алюмосиликаты. Через эти горизонты с самого начала их формирования фильтровались огромные массы воды. Такая гидрогеологическая ситуация сохранилась и до наших дней. Гидрогеологический разрез региона характеризуется сильно обводненными отложениями и двухэтажным строением, объединяющим две гидродинамические зоны: интенсивного и замедленного водообмена (рис. 2). Замедленный водообмен характерен для нижней части гидрогеологического разреза и объединяет, согласно общей гидрогеологической схеме Западно-Сибирского артезианского бассейна, три водоносных комплекса: водоносный комплекс отложений сеноманского, альбского и аптского возраста, водоносный комплекс отложений баррем-готеривского и валанжинского возраста и водоносный комплекс юрского возраста. Граница зоны замедленного водообмена подтверждается гидрогеохимическими показателями и, прежде всего, повышенной величиной общей минерализацией (> 1 г/л). Зона активного водообмена включает в себя два водоносных комплекса: отложения антропогенового и неоген-олигоценового возраста (Q-P3) и турон-нижнеолигоценового возраста (К2-Р3). Максимальная мощность зоны интенсивного водообмена достигает 800 м. Воды всех горизонтов напорные, что говорит о наличии отдаленной, но, вероятно, единой области питания. Коэффициент фильтрации по ограниченным данным составляет 3-5 м/сут, что является весьма большим значением для глубин 200-400 м. Рудные горизонты Первый от поверхности постоянно действующий водоносный горизонт приурочен к песчаным отложениям четвертичного и верхнеолигоценового возраста тобольской (QII tb) и лагернотомской (Р3 lt) свит. Их общая мощность достигает 50 м. Второй водоносный горизонт представлен песча-но-алевритовыми отложениями среднего олигоцена новомихайловской свиты (Р3 nm), мощность которых достигает 40-50 м. Третий водоносный горизонт сложен песками верхнеэоцен-нижнеолигоценового возраста юрков-ской свиты (^2-3 jur). Мощность водовмещающих пород превышает 50 м. Воды активно используются большинством водозаборов хозяйственно-питьевого назначения, в том числе в населенных пунктах Бак-чар, Поротниково. Четвертый водоносный горизонт приурочен к отложениям ганькинской свиты (K2 gn), образован обводненными песками мощностью до 25-30 м. Данный водоносный горизонт не имеет разделяющего водо-упора и переходит непосредственно в железорудную толщу. В основании гидрогеологического разреза, под рудной толщей, залегает пятый водоносный горизонт, приуроченный к отложениям песков нижней части ипатовской свиты (K2 ip). Характеристика химического состава подземных вод Химический макрокомпонентный состав подземных вод был детально описан в работах [2-5, 15], поэтому данной статье представлена таблица со средним составом с учетом вновь отобранных проб (табл. 1). Глубина отбора проб составляет от 20 до 400 м. Подземные воды трех первых от поверхности водоносных горизонтов (Qn tb - Рз it, Р з nm, Р 2-з jur) залегают в песчано-гравийных, с прослоями глин, суглинков и лигнитов, отложениях. Они являются пресными (минерализация от 0,4 до 0,7 г/л, в среднем 0,6 г/л), нейтральными и слабощелочными (рН 6,8-7,8), жесткими (ОЖ 4,8-8,9 мг-экв/л), гидрокарбонатными кальциевыми и кальциево-магниевыми. Эти воды обогащены не только Бе, но и Mn, концентрации которых достигают 10 и 0,5 мг/л соответственно, превышая в десятки раз предельно допустимые концентрации (ПДК) для хозяйственно-питьевого водоснабжения. Содержание перманганатной окисляемости (ПО) колеблется от 2 до 5 мг/л, кремния - от 8 до 16 мг/л. Для Томской области воды данных горизонтов являются основным источником для питьевого водоснабжения. Подземные воды верхнемеловых отложений включают в себя два водоносных горизонта, приурочены к песчано-глинистым образованиям ганьков-ской (К2 gn) и ипатовской (K2 ip) свит. Воды верхнемеловых отложений уже с более повышенной минерализацией (0,6-2,6 г/л). Наблюдается смена состава вод от гидрокарбонатных кальциевых до гидрокарбонатных натриевых (содовых). Отсюда большой разброс значений по жесткости (от 0,2 до 10,3 мг-экв/л). Относительно выше залегающие воды отличаются повышенной щелочностью (рН 6,8-8,6). Ион хлора в повышенных содержаниях присутствует практически во всех пробах. Содержание колеблется от 2 до 139 мг/л, в среднем составляет 48 мг/л. Иногда в повышенных концентрациях встречается сульфат-ион до 11 мг/л. Содержание Fe в водах, наоборот, уменьшается до 3,2 мг/л в среднем, но в целом все еще высокое. Уменьшается содержание марганца до уровня ПДК, а также содержание Si и перманга-натной окисляемости. Воды отложений ипатовской свиты вскрывает в районе лишь одна скважина у д. Кенга на глубине 370-390 м. Это уже минерализованные воды (М от 2,4 до 2,7 г/л), по составу хлоридные натриевые, с щелочной реакцией среды (рН 7,8-8,1) и низким значением жесткости (4 мг-экв/л). Содержание Fe резко уменьшается до значений 0,4-0,5 мг/л. Уменьшается также в 2 раза содержание Si. Значение перманганатной окисляемости остается на уровне выше залегающих вод. также относятся к водоносным, хотя перемежаются с рудами весьма слабо водопроницаемыми и с глинами горизонтами глауконит-лептохлоритовыми глинистыми морского происхождения. Рис. 2. Схематический гидрогеохимический профиль по линии I - II (см. рис. 1) [15]: 1 - глинистые практически неводоносные породы; 2 - песчаники ожелезненные (Бе = 20-30%); 3 - железные руды (Бе = 30-45%); 4-6 - площади распространения вод с минерализацией (в г/л) различного ионно-солевого состава: 4 - до 0,7 (НСОз-Са и НСОз-Са-Mg рН 6,8-7,8); 5 - 0,6 - 1,2 (НСОз-Са и НСОз-Na рН 6,8-8,6); 6 - > 2,5 (С1-НСО3- -Na и Cl-Na pH > 8); 7 - изолинии минерализации; 8 - скважины и интервалы опробования (в кружке минерализация воды, г/л) Таким образом, в четвертичных и палеогеновых отложениях развиты пресные, а в меловых - пресные и солоноватые воды. Все это подтверждает высокую промытость геологических структур данного региона. Практически все подземные воды, циркулирующие выше рудной залежи, содержат повышенные и высокие концентрации ионов Fe. Ниже рудной залежи в водах отложений ипатовской свиты на глубине 390 м концентрации Fe уменьшаются в 6 раз от среднего значения, однако только по данным одной скважины. Микрокомпоненты (микроэлементы) в подземных водах, в отличие от макрокомпонентов, не определяют химический тип воды и ее общую минерализацию, содержатся в незначительных количествах, определяемых мг, мкг и долями мкг в 1 л [16]. Однако в данной статье под микроэлементами авторы имеют в виду те элементы, которые определяются методом ICP-MS. Поэтому здесь рассматривается часть компонентов, относящихся к макроэлементам вод, таких как Ca, Na, Mg, в случае исследуемых вод и Fe. Микроэлементный состав вод определялся в семи пробах, по 64 элемента в каждой, наиболее показательные из которых представлены в табл. 2. Повышенными содержаниями относительно вод зоны гипергенеза (рис. 3) отличаются следующие компоненты: Са, Fe, Sr, Mn, P, единично Na, As, В, Li, Ni, La. Пониженными значениями характеризуются Zn, Ti, Cr, Mo, Pb, Y, V, Cu, Ge, Ga, Zr, Cs, Sb. Такие компоненты, как Nb, Cd, Sn, Ce, Pr, Sm, Nd, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, W, Tl, Bi ниже пределов обнаружения. По семи пробам трудно найти закономерность в распределении элементов в воде с глубиной. Но в целом можно отметить следующее. С глубиной в воде увеличивается содержание таких элементов, как Na, K, Li, B, V, Cr, As, Sr, Mo, Sb. Концентрации таких элементов, как Ca, Fe, Si, Mn, Zn, наоборот, падают. Распределение некоторых компонентов макросостава вод с глубиной представлено на рис. 4. Содержания натрия в водах изменяются от 9 до 793 мг/л. Основным источником его являются широко распространённые на территории алюмосили-катные минералы: полевые шпаты и слюды. Содержание Na во вмещающих породах до 0,24%, в рудах до 0,1% [11]. В водах верхней зоны активного водообмена, Са, которого больше во вмещающих отложениях (до 9,2%), сначала преобладает над Na. Ниже, в зоне замедленного водообмена, воды становятся пересыщенными относительно карбонатов (кальцита, сидерита, доломита, частично родохрозита) и глин, поэтому из раствора уходят Ca, Fe, Mg, Si, начинает концентрироваться и преобладать Na [2-5]. Появляются содовые воды, обедненные кальцием и железом. Содержание натрия в водах верхнемеловых отложений более чем в 10 раз превышает среднее его содержание в водах зоны ги-пергенеза [17]. Стронций обладает хорошей миграционной способностью и легко выщелачивается из горных пород, что подтверждается одними из максимальных среди микроэлементов концентрациями в изучаемых подземных водах (до 1 322 мкг/л). Для Sr характерна линейная зависимость от минерализации, т.е. с глубиной наблюдается увеличение его концентраций. Содержание стронция в водах обусловлено, в большей мере, временем взаимодействия воды с горными породами. Барий имеет химическую активность намного ниже, чем у стронция, поэтому его содержание в подземных водах ниже (15-28 мкг/л). Концентрации этих элементов во вмещающих породах и рудах, как правило, ниже пределов обнаружения [11]. Высокие концентрации фосфора характерны не только для вод, но и для руд, что, по одной из гипотез, говорит о том, что образование части руды происходило при наличии морских организмов, а возможно, при их участии [18]. В примесях здесь присутствуют кальциевые фосфаты (анапаит), фосфаты редкоземельных элементов (куларит) [14], вивианит и др. Максимальное содержание фосфора зафиксировано в водах для глубинах 90-150 м, т.е. приурочено к рудоносным отложениям. Как отмечается [16], фосфор хорошо мигрирует в содовых щелочных водах. Содержание лития в водах также увеличивается с глубиной и изменяется от 3-6 мкг/л в верхних водоносных горизонтах до 31 мкг/л в водах верхнемеловых отложений, что в 3 раза превышает среднее содержание в водах зоны гипергенеза [17]. Концентрации лития во вмещающих отложениях и рудах авторам неизвестны. Основными минералами Li являются сподумен, слюда и пироксен. На изучаемой территории в песчаных и алевролитовых отложениях встречаются пироксены, которые главным образом представлены гиперстеном и реже авгитом [19]. Однако литий, когда не образует самостоятельных минералов, способен изоморфно замещать калий в широко распространенных породообразующих минералах. Общее распределение тяжелых металлов в подземных водах территории Бакчарского железорудного месторождения, по результатам анализов ICP-MS, имеет следующую последовательность: Fe> Mn > Zn > Ni > Cr > Mo > Pb > Co > Cu > Ga. Железо является преобладающим элементом среди тяжелых металлов не только для исследуемой территории, но и для всей Западной Сибири. Исходя из развиваемой С.Л. Шварцевым [7] концепции, изученные подземные воды непрерывно инконгруэнтно растворяют минералы вмещающих осадочных пород (песков и песчаников), в первую очередь алюмосиликаты эндогенного генезиса, с которыми вода неравновесна. Поэтому основным источником железа в подземных водах, как и других элементов, выступают алюмосиликатные минералы осадочных пород, среди которых доминируют полевые шпаты, роговые обманки, пироксены, биотит, эпидот и др. [4, 7]. Т а б л и ц а 1 Средний химический состав подземных вод территории Бакчарского железорудного узла Компонент Ед. изм. Водоносные горизонты отложений Qll tb - Рз It, Рз nm, Р2-З jur К-2 gn, K2 ip Пределы содержаний Среднее Пределы содержаний Среднее Глубина м 20-160 94 130-392 200 Eh мВ (-17)-193 69 (-100)-(-14) (-63) рН - 6,8-7,8 7,3 6,9-8,6 7,6 Минерализация мг/л 410-740 621 594-2652 1241 НСОз- 305-549 455 359-817 548 SO42- 0,1-3,2 1,3 0,1-11,3 3,5 Cl- 0,6-35,5 4,5 1,7-1266,6 319,5 Ca2+ 82-126 103 2-138 83 Mg2+ 8-32 20 1-40 23 Na+ 6-31 17 43-900 273 K+ 0,7-1,7 1,2 1,0-7,8 3,1 Рбобщ 0,2-9,8 4,5 0,3-10,3 3,2 Fe2+ 0,1-9,3 3,5 0,2-9,8 2,8 Si4+ 8-16 12 4-15 9 Mn2+ 0,1-0,5 0,2 0,1-0,6 0,3 ОЖ мг-экв/л 4,8-8,9 6,8 0,2-10,3 6,1 ПО мгО/л 2,1-5,4 3,8 1,0-5,3 3,5 Количество анализов шт. 18 11 Т а б л и ц а 2 Микроэлементный состав подземных вод (мкг/л), руд и рудовмещающих пород (г/т или *%) на территории Бакчарского железорудного узла Населенный пункт Кедровка Высокий Яр Бакчар Парбиг Вавиловка Усть-Бакчар Кёнга Среднее для вод юны гипергенеза [17] Железные руды [10-11] Железные руды [9] Вмещающие осадочные отложения [9, 11] Водоносные горизонты отложений Qlltb - Р3 It, Р3 nm, P2-3 jur К-2 gn, K2 ip Глубина, м 20 88 105 120 147 130 380 Na 9931 10601 10463 11456 18608 73673 793452 67600 0,07...0,1* - 0,01.0,24* K (K2O) 1332 1097 2229 1417 1662 2558 7880 5150 (0,0...0,58) - - Mg (MgO) 13014 29011 18223 26140 23046 33 755 23217 18200 (0,28.1,08) - - Ca 46848 123083 176376 115224 111317 124838 50010 39200 2,8.6,8* - 3.9,2* Si (SiO2) 17703 11108 14692 18945 16678 19221 6528 8300 (15,7.33,0) - - (P2O5) 210,0 646,2 224,4 813,3 334,8 461,2 58,0 58,0 0,5.0,6 - - Al (AI2O3) 180,0 130,0 360,0 320,0 180,0 330,0 210,0 226,0 (2,2.5,0) - - Mn (MnO) 306,8 524,5 2208,9 260,5 201,2 185,9 36,2 54,5 (0,16.1,59) 390.. .>300 0 790.3670 Fe 11918 5866 20741 6384 1213 12145 421 481 36,7. 43,6* - 14,1.19,5* Li 3 5 6 4 4 6 31 13 - - B 24,9 94,8 23,7 73,8 95,9 107,7 2331,2 77,9 - - Ti 2,0 1,7 2,0 2,8 1,8 2,4 0,7 17,4 - 250.800 100.1000 V (V2O5) 0,05 0,10 0,08 0,06 0,03 0,09 0,24 1,34 (0,13.0,25) 20.320 60.230 Cr 0,63 0,50 0,64 0,69 0,44 0,88 1,19 3,03 63,2.398,0 10,0.32,0 193,1.224,9 Co 0,25 нпо нпо нпо нпо 0,56 нпо 0,39 6,6.58,2 10,0.19,0 22,5.30,7 Ni 1,41 0,25 0,22 0,23 0,12 7,76 0,01 3,58 Следы 16.85 22.95 Cu 0,05 нпо 0,09 0,03 нпо нпо нпо 5,58 Следы 4.180 6.35 Zn 22,2 1,5 6,5 12,9 2,3 7,3 4,9 41,4 Следы 70.400 80.150 Ga 0,02 0,04 0,16 0,02 0,02 0,02 0,03 0,37 - 5.9 3.8 Ge 0,04 0,05 0,02 0,02 нпо 0,16 0,03 - - - - As нпо 5,2 0,1 5,6 0,1 0,8 23,9 1,5 2,0.3,1 - 0,8.4,3 Rb 2,35 1,04 0,39 3,08 2,16 4,25 4,25 1,86 40.723 - 40.171 Sr 480 606 649 661 756 1034 1322 183 Менее 430 157.215 430.913 Zr 0,02 0,08 0,02 0,04 0,01 0,03 0,01 1,20 - 87.884 50.740 Mo 0,62 0,07 0,09 0,07 0,06 0,52 1,64 1,75 - - - Sb 0,01 0,05 нпо 0,06 0,01 0,05 0,03 0,68 1,1.7,4 - 1,1.2,3 Cs 0,02 0,04 нпо 0,06 0,02 0,06 0,04 0,26 Менее 1,8 - 1,8.5,8 Ba 15,5 16,0 25,8 17,1 18,3 27,5 19,6 18,3 Менее 290 205.292 Менее 290 La 0,22 0,75 0,01 0,78 0,65 1,39 0,01 0,67 7,2.56,0 80,0.600, 0 7,2.83,3 Pb 0,261 0,064 0,117 0,223 0,023 0,445 0,042 2,97 Менее 0,01* 6.17 7.10 U 0,00036 0,000244 1,24882 0,000896 0,001296 нпо 0,000572 - - - - Th 0,000963 0,001741 0,001349 0,004593 нпо 0,00592 0,001709 - 0,4.11,6 - 0,4.8,1 Y 0,06 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,03 - - 7.26 10.43 Примечание. нпо - концентрация элемента ниже предела обнаружения; «-» - нет данных. Курсивом отмечены превышения относительно среднего для зоны гипергенеза. 7 6 5 4 -i « -> N J a 5 2 w i _DX 1 0 -1 -2 ей cd - 5j bJ) ® ^ Cdn^CQ С й Л О Si О й ■> 3 и й ь м £ Рис. 3. Содержание микрокомпонентов в воде относительно средних значений для вод зоны гипергенеза (серая линия) 1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-Г"И-1-1-1-1 ■ I ■ I-1-1-1-Г"И-r"H 3 щ й ь м д о о о N о и lg содержаний 4 4,5 5 2,5 3,5 5,5 А* ■ •X А ■ ♦ Рис. 4. Распределение с глубиной некоторых компонентов в воде О 50 100 £ - 150 S = 200 ю £ 250 300 350 400 Na ...Щ-- Са -А- Mg Fe -Х- К Si Марганец является основным спутником железа и весьма распространен в подземных водах региона, его содержание достигает 2,5 мг/л, что соответственно превышает значение ПДКх-п в 2,5 раза. С глубиной концентрация Mn в воде сначала увеличивается, достигая максимума в водах палеогеновых отложений примерно на глубине 100-200 м, далее резко уменьшается, что характерно и для Fe. Благодаря сходным химическим свойствам распределение Fe и Mn контролируется такими показателями, как рН и Eh. С ростом pH миграция ограничивается осаждением карбонатов, в окислительной среде - осаждением окислов и гидроокислов. Однако Mn2+ является в целом более т- 2+ активным водным мигрантом, чем Fe , осаждается на барьерах позже, а значит, область распространения его шире. По данным Н.А. Ермашовой и Б.С. Никоно-ва [19], в изучаемом разрезе не установлены марганцевые минералы, но, тем не менее, химические анализы свидетельствуют о широком распространении данного элемента. Можно предположить, что марганец является изоморфной примесью многих, прежде всего железистых, минералов. Однако в более поздних работах отмечается, что марганец, кроме изоморфной его примеси, может присутствовать в рудах и в собственной минеральной форме в виде псиломелана и вернадита [13]. Среди таких элементов, как Zn, Pb, Cu, повышенным содержанием отмечается цинк, концентрации которого изменяются от 1,5 до 12,9 мкг/л, хотя в водах верхних горизонтов его содержание достигает 22,0 мкг/л. Это объясняется тем, что цинк обладает наименьшей способностью сорбироваться гипергенными новообразованиями (гидроокислы железа, марганца, алюминия, а также карбонаты, глины и органические вещества), вследствие чего наблюдаются его повышенные содержания [16]. Содержание Ni, Cr, Mo, Co, Ga в подземных водах невелико и изменяется в пределах от 0,02 до 1,4 мкг/л. Стоить отметить некоторое повышение содержания Ni и Mo в водах верхнемеловых отложений до 7,7 и 1,6 мкг/л соответственно. Основными источниками данных элементов в подземных водах являются их сульфидные минералы. Концентрация бора в подземных водах изменяется от 24 до 108 мкг/л, однако его содержание резко возрастает до 2 330 мкг/л в пробе, отобранной в д. Кёнга на глубине 380 м. Содержание бора в осадочных породах морского генезиса максимально. В щелочных условиях вод меловых отложений создаются благоприятные условия для его накопления. Также в некоторых пробах отмечено превышение в 3 раза содержания мышьяка, а в меловых водах - в 16 раз относительно средних его содержания в водах зоны гипергенеза. Высокие концентрации мышьяка характерны для щелочных подземных вод натриевого состава, особенно формирующихся в осадочных породах морского генезиса (среднее содержание As в таких породах повышено до и*10-3%). В случае минерализованных вод (при большом времени взаимодействия вод с породой) содержание As может достигать первые и даже сотни мг/л [16]. Такие элементы, как Ge и Sb, представлены в подземных водах сотыми долями мкг. Переходые металлы Ti, V, Zr, Y также присутствуют в исследуемых водах. Содержание титана изменяется от 0,7 до 2 мкг/л, а концентрации циркония в разы меньше и составляют 0,01-0,08 мкг/л. Источником этих элементов в подземных водах являются алюмосиликаты. Ванадий относится к рассеянным элементам и в природе в свободном виде не встречается. Содержание ванадия в водах незначительно и изменяется от 0,03 до 0,2 мкг/л. Между тем в оолитовых бакчарских железных рудах происходит его значительное накопление. Редкоземельные элементы в подземных водах исследуемой территории представлены в незначительных концентрациях - тысячных долей микрограмм, однако в пробах, отобранных в с. Коломинские Гривы и Усть-Бакчар, встречены повышенные концентрации лантана, которые составляют 0,7 и 1,4 мкг/л соответственно. Подземные воды района Бакчарского железорудного месторождения, заключенные в пяти водоносных горизонтах, практически повсеместно содержат повышенные и высокие концентрации ионов Fe до 10 мг/л, а также Mn и органического вещества. Воды от пресных до слабо минерализованных, по составу от гидрокарбонатных кальциевых до гидрокарбонатных натриевых и даже хлоридных натриевых. Практически все подземные воды, циркулирующие выше рудной залежи, содержат повышенные и высокие концентрации ионов Fe. Ниже рудной залежи в водах отложений ипатовской свиты на глубине 390 м концентрации Fe уменьшаются в 6 раз от среднего значения. Такая же картина характерна для Mn. Из 64 изученных элементов повышенными содержаниями в водах отличаются Са, Fe, Sr, Mn, P, единично Na, As, В, Li, Ni, La. Пониженными значениями характеризуются Zn, Ti, Cr, Mo, Pb, Y, V, Cu, Ge, Ga, Zr, Cs, Sb. Такие компоненты, как Nb, Cd, Sn, Ce, Pr, Sm, Nd, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, W, Tl, Bi, - ниже пределов обнаружения. С глубиной в воде увеличивается содержание Na, K, Li, B, V, Cr, As, Sr, Mo, Sb. Концентрации таких элементов, как Ca, Fe, Si, Mn, Zn, наоборот, падают. Источники химических элементов - алюмосили-катные породы, развитые на территории, пески и глины морского генезиса. В зависимости от особенностей геохимической среды (рН, Eh, наличие органики и др.) происходит накопление определенных элементов. Часть элементов, наоборот, уходит из воды во вторичные отложения. Происходит перераспределение элементов между породой и водой. В рудах, например, концентрируются V, Ti, Zn, Mo, Cr, Sb, Cu, Pb, Ni, Sc, Ge, Be, Zr, Y, U, Th, Au, содержание которых в воде либо низкое, либо на уровне средних значений. В воде концентрируются Ca, Na, Sr, B, Li, а в породе их содержание резко снижено. Такие элементы, как Fe, Mn, P, As хорошо концентрируются и в воде и в рудах.

Ключевые слова

микроэлементы, Бакчарское железорудное месторождение (узел), геохимия подземных вод, geochemistry of groundwater, Bakchar iron ore deposit, trace elements

Авторы

ФИООрганизацияДополнительноE-mail
Лепокурова Олеся ЕвгеньевнаСибирское отделение Российской академии наук; Томский политехнический университетканд. геол.-минерал. наук, зав. лабораторией гидрогеохимии и геоэкологии Томского филиала Института нефтегазовой геологии и геофизики; доцент кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэкологииLepokurovaOY@ipgg.sbras.ru
Иванова Ирина СергеевнаУральское отделение Российской академии наук (г. Архангельск); Сибирское отделение Российской академии наук; Томский политехнический университетканд. геол.-минерал. наук, науч. сотр. Института экологических проблем Севера; науч. сотр. лаборатории гидрогеохимии и геоэкологии Томского филиала Института нефтегазовой геологии и геофизики; науч. сотр. проблемной научно-исследовательской лаборатории гидрогеохимииIvanovaIS_1986@mail.ru
Всего: 2

Ссылки

Ермашова Н.А., Никонов Б.С. Отчет гидрогеохимической партии по работам за 1976-1982 гг. Обобщение материалов по химическому составу питьевых подземных вод в связи с повышением содержания в них железа, марганца и других, специфических для региона компонентов в пределах юго-восточной части Западно-Сибирского артезианского бассейна. ОФТГГП, 1982. 490 с.
Бакшеев Н.А. Потенциальная рудоносность поздненеоплейстоценовых отложений Западной Сибири // Геология, геофизика и минераль ное сырье Сибири : матер. 1-й науч.-практ. конф. Т. 1 [Текст] / отв. ред. С.П. Зайцев. Новосибирск : СНИИГГиМС, 2014. С. 13-16.
Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М. : Недра, 1998. 366 с.
Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод. Теоретические, прикладные и экологические аспекты. 2-е изд., доп. М. : ЦентрЛитНефтеГаз, 2012. 672 с.
Льготин В.А., Савичев О.Г., Макушин Ю.В., Камнева О.А. Долгосрочная изменчивость химического состава подземных вод Томской области // География и природные ресурсы. 2012. № 1. С. 74-79.
Асочакова Е.М., Коноваленко С.И. К геохимии оолитовых и болотных железистых руд Томской области // Вестник Томского государ ственного университета. 2010. № 341. С. 222-225.
Рудмин М.А., Мазуров А.К., Рубан А.С. Морфология и вещественный состав железных руд Бакчарского рудопроявления (Томская область) // Фундаментальные исследования. 2014. № 11.С. 1323-1327.
Гринёв О.М., Григорьева Е.А., Бу Е.А., Тюменцева Е.П. Геолого-геохимические особенности основных типов руд Бакчарского железорудного месторождения // Нефть, газ, геология. Экология: современное состояние, проблемы, новейшие разработки, перспективные исследования : материалы круглых столов. Томск : Изд-во ТПУ, 2010. С. 129-149.
Карепина К.В., Домаренко В.А., Рихванов Л.П. Редкие и радиоактивные элементы в железных рудах Западно-Сибирского железорудного пояса на примере Бакчарского узла (Томская область) // Вестник науки Сибири. 2012. № 5 (6). С. 29-35.
Здвижков М.А. Гидрогеохимия Васюганского болотного массива : автореф. дис. канд. геол.-минер. наук. Томск : Том. политехн. ун-т, 2005. 23 с.
Асочакова Е.М., Коноваленко С.И. Геохимические особенности железных руд Бакчарского месторождения (Западная Сибирь) // Вестник Томского государственного университета. 2007. № 305. С. 219-222.
Мазуров А.К., Боярко Г.Ю., Ананьев А.А., Емешев В.Г. Перспективы освоения железорудных месторождений Томской области // Мине ральные ресурсы России. Экономика и управление. 2005. № 5. С. 16-20.
Шварцев С.Л., Рыженко Б.Н., Алексеев В.А. и др. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода - порода. Т. 2. Система во да - порода в зоне гипергенеза. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2007. 389 с.
Лепокурова О.Е., Иванова И.С. Геохимия подземных вод района Бакчарского железорудного месторождения (Томская область) // Вест ник Томского государственного университета. 2011. № 353. С. 212-216.
Видяйкина Н.В. Обеспечение экологической безопасности при использовании сельским населением подземных вод для питьевых целей (на примере Томской области и Ханты-Мансийского автономного округа) : дис.канд. геол.-минер. наук. Томск : Том. политехн. ун-т, 2010. 163 с.
Иванова И.С. Железосодержащие подземные воды юго-восточной части Среднеобского бассейна : дис.канд. геол.-минер. наук. Томск: Том. политехи. ун-т, 2013. 180 с.
Иванова И.С., Лепокурова О.Е., Покровский О.С., Шварцев С.Л. Железосодержащие подземные воды верхней гидродинамической зоны центральной части Западно-Сибирского артезианского бассейна // Водные ресурсы. 2014. Т. 41, № 2. С. 164-179.
Иванова И.С., Лепокурова О.Е., Шварцев С.Л. Железосодержащие воды Томской области // Разведка и охрана недр. 2010. № 11. С. 58-62.
Ермашова Н.А. Железистые воды юго-востока Западно-Сибирского артезианского бассейна // Геология, гидрогеология и инженерная геология Западной Сибири : сб. науч. тр. Тюмень : ТюмИИ, 1982. С. 3-10.
 Особенности микроэлементного состава подземных вод территории бакчарского железорудного узла (Томская область) | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 398.

Особенности микроэлементного состава подземных вод территории бакчарского железорудного узла (Томская область) | Вестн. Том. гос. ун-та. 2015. № 398.