Гидрохимические исследования соленых озер Бурятии на примере озер: Нухэ-Нур, Алгинское и Белое (Оронгойское)

Определение катионно-анионного состава вод озер, установление типизации озерных вод. Расчет карбонатно-кальциевого равновесия в воде озер для выявления роли растворимости и осадкообразования в формировании химического состава вод соленых озер Бурятии.

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Байкальский регион представляет обширную зону распространения соленых озер, образующих целые комплексы связанных между собой водоемов. С давних времен соленые озера использовались не только как источники минеральных солей, но и как рекреационная территория для грязелечения населения. Минерализованные озера обладают значительными запасами лечебных илов. Это уникальные водные экосистемы, характерной особенностью которых является щелочные условия и высокая концентрация солей. Но настоящего времени соленые озера остаются малоизученными, со спорными мнениями об их происхождении.

Целью данной работы является изучение гидрохимических характеристик соленых озер Бурятии на примере озер: Нухэ-Нур, Алгинское и Белое (Оронгойское).

Для достижения данной цели были определены следующие задачи:

· определение катионно-анионного состава вод озер,

· установление типизации озерных вод,

· расчет карбонатно-кальциевого равновесия в воде озер для выявления роли растворимости и осадкообразования в формировании химического состава вод соленых озер.

Апробация работы. Основные результаты дипломной работы представлены и обсуждены на Всероссийской молодежной научно-практической конференции с международным участием «Эколого-безопасные и ресурсосберегающие технологии и материалы».

Научная новизна работы заключается в том, что впервые проведен расчет карбонатно-кальциевого равновесия. Расчет насыщенности вод карбонатом кальция дает возможность предсказать направление процессов метаморфизации природных систем, что является важным условием правильной эксплуатации бальнеологически активных вод.

ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ

Озера распространены на поверхности суши повсеместно, наибольшая озерность характерна для увлажненных районов древнего оледенения (север Европы, Канада, север США). Много озер в районах многолетней мерзлоты, в некоторых засушливых районах внутреннего стока (юг Западной Сибири, Северный Казахстан), на поймах и в дельтах рек [1].

Около 95% объема воды всех озер на Земле сосредоточено в 1945 самых крупных озерах земного шара. Самое большое на Земле озеро - это солоноватое Каспийское море, из пресных озер самое большое по площади - Верхнее (Северная Америка). Наибольший объем воды сосредоточен в Каспийском море, пресной воды - в Байкале. Байкал также является наиболее глубоким озером в мире [2].

В пределах Байкальского региона насчитывается 18469 озер с общей площадью зеркала 1292 км 2 , что составляет 0,53% всей площади бассейна. Преобладают небольшие водоемы с площадью водной поверхности менее 1 км 2 и лишь 15 озер имеют площадь зеркала более 5 км 2 . Озерность в пределах бассейна уменьшается с севера на юг - от 0,8-1,2% до менее 0,1%. [3]

Озера подразделяют по размеру, степени постоянства, географическому положению, происхождению котловины, характеру водообмена, структуре водного баланса, термическому режиму, минерализации вод, условиям питания водных организмов и т.д. [4].

По размеру озера делятся на очень большие - площадью свыше 1000 км 2 , большие площадью от 101 до 1000 км 2 , средние - площадью от 10 до 100 км 2 и малые - площадью менее 10 км 2 .

По степени постоянства озера бывают постоянными и временными (эфемерными). К последним относятся водоемы, которые заполняются водой лишь во влажные периоды года, а в остальное время пересыхают, и некоторые термокарстовые озера, теряющие воду в летний период.

По географическому положению озера подразделяют на интразональные, которые находятся в той же географической (ландшафтной) зоне, что и водосбор озера, и полизональные с водосбором, расположенным в нескольких географических зонах. Малые озера на равнинах, как правило, интразональны, крупные озера обычно полизональны, также как и горные озера, водосбор которых находится в нескольких высотных ландшафтных зонах.

По характеру водообмена озера бывают сточными и бессточными. Первые сбрасывают по крайней мере часть поступающего в них речного стока вниз по течению. Бессточными считают озера, которые, получая сток извне, расходуют его лишь на испарение, инфильтрацию или искусственный водозабор, не отдавая ничего в естественный или искусственный водоток [4].

В соответствии с общей классификацией природных вод по минерализации озера могут быть разделены на пресные (или пресноводные) с соленостью менее 1‰ (1 г/дм 3 ), солоноватые с соленостью от 1 до 25‰ (1,0-25,0 г/дм 3 ), соленые (озера с морской соленостью) 25-50‰ (25,0-50,0 г/дм 3 ). Озера последней группы иногда называют соляными, а воду с соленостью более 50‰ (50 г/дм 3 ) - рассолом. Озера с соленостью воды выше, чем в океане (35‰ или 30 г/дм 3 ) называют минеральными [1].

Первые сведения об озерах Забайкалья встречаются в монгольской летописи «Сокровенное сказание монголов», датируемой 1240 г. [5]. Научные описания озер Южного Забайкалья появились во второй половине XVIII в, В 1768-1783 гг. академик С.П. Паллас совершает поездку в Восточное Забайкалье и в своих отчетах упоминает о соленых озерах Цаган нур, Зун Торей и Барун Торей [6].

Описания соленых озер Забайкалья встречаются в официальных отчетах командировок, совершенных Г. Гессе, В.С. Титовым, А.П. Герасимовым, И.Ф. Шредом и другими в начале XIX столетия [7]. В 1861 г. выходит в свет работа Л. Озерского «Очерк геологии, минеральных богатств и горного промысла Забайкалья», где даются сведения о некоторых озерах Южного Забайкалья [8].

В 1937 г. В.А. Обручев доказал континентальный характер соляных отложений озер Селенгинской Даурии [9]. А.Г. Франк-Каменецкий провел в 1922 г. исследование Доронинского озера, дал его описание и высказал гипотезу о биохимическом происхождении соды в нем [10].

Г.Ш. Бутырин в 1925 г. в своей статье «Горько-соленые озера Бурят-Монгольской республики и их промышленное значение» дает оценку промышленному значению соляных озер и упоминает об озере Горбунка (Агинский аймак), где в 1922 г. была проведена выварка поваренной соли.

С 1925 по 1929 г. И.Н. Гладилиным и Н.С. Бобинным были произведены детальные исследования озер Селегинского среднегорья (Боргойских), Соленого (Киран) и Доронинского. Ученые дали характеристики геологического строения озерных котловин, высказали суждения о происхождении солей и определили их запасы [11].

В 1962 г. был опубликован фундаментальный труд по минеральным водам Восточной Сибири, в котором были представлены геолого-географические и физико-химические характеристики минеральных озер республики Бурятии, Иркутской и Читинской областей [12].

На территории Байкальской природной территории встречаются солоноватые, содово-соленые, соленые озера и рассолы, которые по своим характеристикам относятся к экстремальным системам из-за высокой минерализации (25-360 г/дм 3 ) и щелочности (1,5- 450 г/дм 3 ), рН (9-11) [1].

Мнения исследователей о происхождении этих озер расходятся [13]: одни считают, что содовые озера представляют собой континентальные водоемы, которые не были связаны с морем, а накопление солей в них произошло в результате тектонических движений земной коры, другие - что эти озера являются остатками древнего содового моря.

Содовые озера в основном пересыхающие, в маловодный период многие из них исчезают, а в водный период вновь наполняются, поэтому минерализация воды здесь постоянно меняется. Большие циклы колебания уровня озер составляют 50-60 лет, выявлены малые циклы в 10-15 лет, также наблюдаются внутригодовые изменения уровня воды. Водный режим содовых озер зависит от поступлений подземных и атмосферных вод.

На территории Забайкалья насчитывается несколько групп озер: Селенгинской Даурии, Баргузинской долины, долины реки Ингоды, Онон- Борзинского района и др.

Содовые озера, расположенные на территории Республики Бурятия, делятся на две групп: Селенгинской Даурии, Баргузинской долины. Озера Селенгинской Даурии расположены в долине реки Селенга и ее притоков - Джиды, Чикоя и Уды. Котловины содовых озер сложены преимущественно песками и песчаниками юрско-мелового периода и кристаллическими породами (базальтами, гранитами и т.д.). Водно-солевое питание эти озера получают преимущественно за счет атмосферных осадков и их потоков, которые приносят с собой выщелоченные ими соли из слагающих озерную котловину почв и горных пород, а иногда грунтовыми водами [15].

Соляные озера Селенгинской Даурии отличаются невысокой минерализацией вод, неустойчивым режимом и относятся к карбонатному или сульфатно-натриевому типу. До настоящего времени описано более 20-ти озер, хотя в действительности их намного больше [16].

Баргузинская межгорная впадина окаймлена с северо-запада Баргузинским и с юго-востока Икатским горными хребтами. Приустьевые низины р. Баргузин и ее притоков на обширном пространстве от с. Баргузин до возвышенности Верхний Куйтун представляют собой заболоченные участки с множеством мелких озер. Русло реки Баргузин делит долину на две не равные части: правую - очень узкую и значительно возвышенную над уровнем воды в реке и левую - широкую, сравнительно низкую с уровнем воды в реке и в половодье часто затопляемую. Озера Баргузинской долины подразделяются на следующие группы: Усть-Баргузинскую, Кокуйскую, Алгинскую, Усть-Аргадинскую и Кармадонскую.

Основные типы вод в озерах Забайкалья. В соответствии с классификацией Алекина по преобладающим ионам и их соотношению, воды соленых озер в основном относятся к гидрокарбонатному классу, группе натрия, реже встречаются воды класса хлоридно-гидрокарбонатного, натриево-магниевого типа [14]. Отношение (НСО3 - +СО3 2 - )/(Са 2+ +Mg 2+ ) изменяется в разные годы в различных соотношениях от 0,6 до 57,6, что указывает на устойчивую содовую стадию развития озера. Н.А. Шмитдебергом в 1969 г. было рекомендовано дополнительно ввести для озер Забайкалья характеристику подтипа вод на основании соотношения (Na + +K + )/(Ca 2+ +Mg 2+ ). Значения больше единицы указывает на содово-галитный или сульфатно-натриевый тип воды. Воды озер Южного Забайкалья относятся в основном к типичному содово-галитному подтипу, т.к. соотношение сульфатов к хлоридам колеблется в пределах от 0,1 до 0,9.

Среди катионов преобладают в течение всего года щелочные металлы, т.е. ионы натрия, калия, магния, кальция. Соотношение (Na + +K + )/(Ca 2+ +Mg 2+ ) устойчиво находятся в пределах от 4,6 до 25. Уменьшение выше указанных значений ионов происходило преимущественно в холодное время года, когда начинается формирование молекулы соды Na2CО3•10Н2О и троны Na2CО3•NaHCО3•3H2О в озерах.

В летнее время щелочность среды поддерживается в озерах на высоком уровне за счет утилизации свободной углекислоты фитопланктоном. Озерные воды являются летом умеренно жесткими (7,7-8,2 мг-экв/дм 3 ). Жесткость преимущественно определяется ионами Са 2+ и Mg 2+ . В водах содовых озер Забайкалья преобладают ионы Са 2+ , исчезновение Mg из озерного раствора может происходить за счет его связывания в органоминеральные коллоиды или в результате обменной реакции с ионами Са 2+ .

Межгодовая и внутригодовая динамика сульфат-иона в озерах Забайкалья характеризуется довольно большой амплитудой колебания концентраций. Смена типов вод в некоторых озерах начинается при переходе от холодного к теплому периоду.

Ведущими факторами формирования солености и химического состава вод минеральных озер принято считать процессы испарительного концентрирования, в ходе которого происходит направленная трансформация химического состава со сменой карбонатного типа сульфатным и далее хлоридным [24], получившая название «прямой метаморфизации состава». Такая последовательность в смене химического типа объясняется осаждением солей по мере насыщения ими озерных вод, сначала наименее растворимых карбонатов кальция и магния, затем сульфатов кальция, натрия и т.д.

Иначе представляют эволюцию химического состава вод минеральных озер О.А. Склярова с соавторами, которые описывают ее в виде двух альтернативных последовательностей [17]:

Как следует из данных последовательностей, гидрокарбонатные воды при испарении преобразуются по карбонатному (содовому) типу, гидрокарбонатно-сульфатные - по хлоридному (галитному) типу, хотя исходные воды различаются присутствием в анионном составе сульфатов. Причины различной геохимической направленности трансформации состава вод авторы не объясняют.

В подземных водах зоны гипергенеза, обеспечивающих основную долю солевого питания озер, анионы в эквивалентном выражении по убыванию располагаются в ряд НСО3 - > Cl - > SO4 - , в том числе в зоне континентального засоления [18]. Если исходить из этого соотношения, то после выпадения карбонатов преобладающим анионом озерных вод должен быть хлорид, эквивалентные концентрации которого в среднем выше, чем сульфата. Следовательно, до стадии выпадения образуемых этими анионами Солей их накопление должно происходить в одинаковой пропорции, и хлориды, даже при более низких весовых содержаниях, по химическому эквиваленту будут доминировать, т.е. Сl - будет определяющим в наименовании химического типа воды (в наименование включаются ионы с содержанием не менее 20%-экв.)

Очевидно, что формирование собственно сульфатных вод в таком случае возможно при наличии особых условий - существовании дополнительных источников поступления в озера сульфатов. Примером могут служить Алгинские озера Баргузинской впадины, в которые сульфаты привносятся термальным водами, или озера межгорных впадин Западного Забайкалья, в солевом питании которых принимают участие сульфатные воды глубоких горизонтов, выполняющих впадины мезозойских осадочно-терригенных отложений [19].

Динамика содержания органического вещества в воде озер тесно связана с температурой (коэффициент корреляции 0,9), которая влияет на активность фитопланктона. Органическое вещество этих озер имеет преимущественно автохтонное происхождение. В связи с относительной мелководностю содово-соленых озер распределения органического вещества по горизонтам не происходит. В некоторых озерах обнаруживается незначительный максимум органического вещества (до 5 мг/дм 3 ) в поверхностных слоях воды, что, вероятно, обусловлено преимущественной концентрацией сестона у поверхности [13].

Главные ионы в водах и их происхождение. К числу главных ионов, содержащихся в природных водах, относятся ионы: CI - , SO4 2- , НСО3 - , Na + , Mg 2+ , Са 2 + и К + , которые образуют основную часть их минерального состава. Главные ионы определяют химический тип вод, иначе их называют макрокомпонентами. Микрокомпоненты содержатся в водах в гораздо меньших количествах и не определяют химического типа воды. Ряд компонентов, растворенных в водах, занимает промежуточное положение между макро- и микрокомпонентами. К их числу относятся Н+, NH4 + , NО3 - , H2SiO3. Представленные компоненты в некоторых типах вод могут приобретать первостепенное значение. Массовая концентрация главных ионов в весьма пресных водах выражается первыми единицами миллиграммов в литре, в рассолах же достигает нескольких сотен промиллей (‰) [25].

Хлоридные ионы обладают высокой миграционной способностью, т.е. способностью к перемещению, определяемой физико-химическими константами данного иона и условиями среды, в которой происходит миграция. Они не образуют труднорастворимых минералов, не адсорбируются коллоидными системами (за исключением красноземных почв влажных тропиков), не накапливаются биогенным путем. Растворимость хлоридных солей натрия, магния и кальция очень высокая. Вследствие указанных причин хлоридные ионы беспрепятственно мигрируют с водами. В слабо- и умеренноминерализованных водах ионы хлора обычно находятся на третьем месте. Доминирующее значение они приобретают, как правило, в высокоминерализованных водах и рассолах. Основными источниками поступления иона хлора в природные воды являются: хлористые минералы (галит NaCl, сильвин КСl и др.) из горных пород, почв (особенно солончаков) и скоплений солей; атмосферные осадки; вулканические выбросы; стоки промышленных предприятий и хозяйственно-бытовые отходы.

Сульфатные ионы также обладают хорошей подвижностью, но уступают в этом отношении хлоридным. Содержание SO4 2- в природных водах лимитируется присутствием в воде ионов Са 2+ , которые образуют с SO4 2- сравнительно мало растворимый CaSO4. При невысоком же содержании Са 2+ в минерализованных водах наблюдаются концентрации SO4 2- , выражаемые десятками граммов на 1 л воды. В отсутствие кислорода (в анаэробной среде) сульфатные ионы становятся неустойчивыми и восстанавливаются до сероводорода. Основная роль в этом процессе принадлежит сульфатредуцирующим бактериям, развивающим свою деятельность при наличии органического вещества.

Основным источником появления в воде сульфатов являются различные осадочные породы, в состав которых входят гипс и ангидрит. Немаловажное значение в обогащении вод ионами SO4 2- имеют процессы окисления сульфидов, широко распространенные в земной коре. Низкие значения концентрации ионов SO4 2- могут быть обусловлены привносом сульфатов дождевыми водами. В пустынных условиях поверхностные и грунтовые воды обогащаются сульфатами при выщелачивании солончаков, содержащих кроме галита гипс (CaSO4•2H2O) и мирабилит (Na2SO4•10Н2O). Также в поверхностные воды попадает какое-то количество сульфатов антропогенного происхождения.

Гидрокарбонатные и карбонатные ионы являются важнейшей составной частью химического состава природных вод. Оба эти иона, будучи производными угольной кислоты, находятся в растворе в динамическом равновесии между самой угольной кислотой и составляющими ее ионами в определенных количественных отношениях:

Изменение содержания одного из членов этого равновесия влечет за собой изменение другого. Эти ионы образуют карбонатную систему химического равновесия, имеющую большое значение в природных водах.

Соотношение форм карбонатного равновесия определяет в большинстве случаев в природных водах значение рН. Таким образом, по присутствию той или иной формы угольной кислоты можно судить о рН данной воды.

Гидрокарбонатные ионы встречаются во всех природных водах, кроме, кислых. Они, как правило, доминируют в водах низкой и довольно часто - в водах умеренной минерализации. Накопление в водах ионов НСО3 - лимитируется присутствием кальция, образующего с НСО3 - слаборастворимую соль.

Ионы CO3 2 - находятся в природных водах сравнительно редко. Из-за очень низкой растворимости карбонатов кальция и магния содержание CO3 2 - редко превышает в водах несколько миллиграммов на литр. Однако в природе известны воды (не часто встречающиеся), в которых содержание CO3 2 - и НСО3 - выражается граммами и даже десятками граммов на литр воды. Это так называемые содовые, щелочные воды; в них карбонатные и гидрокарбонатные ионы связаны с ионами натрия, причем кальция и магния в подобных водах мало. Считается общепризнанным, что источником НCO3 - и CO3 2 - служат различные карбонатные породы - известняки, доломиты, мергели, и другие, карбонатный цемент многих осадочных пород

Ионы натрия по распространенности среди катионов стоят на первом месте. Все соли натрия обладают высокой растворимостью. Хорошая растворимость Na + обусловливает его миграцию преимущественно в ионорастворенном виде. Миграционные возможности натрия весьма широки. В этом отношении он уступает только иону хлора, так как может вступать в обменные реакции с поглощенным комплексом пород и, следовательно, выводится из раствора.

Большая часть ионов натрия уравновешивается ионами хлора, образуя подвижное и устойчивое соединение, которое со значительной скоростью мигрирует в растворе. Меньшая, но все же значительная часть Na + мигрирует в форме сернокислых солей и частично в форме неустойчивых углекислых солей.

Одним из источников появления Na + в водах являются продукты выветривания изверженных пород (гранит и др.). Другим важным источником Na + в водах служат залежи его солей, главным образом каменной соли, и рассеянные в почвах и породах его соединения (кристаллики минералов галита, мирабилита и др.).

Ионы калия по химическим свойствам и содержанию в земной коре имеют большое сходство с ионами натрия. Калий так же, как и Na + , образует легкорастворимые соединения с главными анионами (КСl, K2SO4, К2СО3, КНСO3). Однако ионы калия содержатся в природных водах в очень незначительных концентрациях, за исключением атмосферных осадков. Количество калия обычно составляет около 4-10% содержания натрия, с наибольшим процентом в маломинерализованных водах. Но это соотношение под влиянием локальных условий часто нарушается. Причина указанного явления заключается не в химических свойствах данного элемента, а в слабой миграционной способности калия, обусловленной главным образом его большей биологической потребностью для живых организмов, в первую очередь растительных организмов.

Ионы кальция доминируют в катионном составе слабоминерализованных вод. Гидрокарбонатные кальциевые воды имеют региональное распространение в хорошо дренированных местностях. С ростом минерализации относительное содержание Са 2+ быстро уменьшается. Это объясняется сравнительно ограниченной растворимостью сернокислых и низкой растворимостью углекислых солей кальция, вследствие чего при испарительном концентрировании природных вод, имеющем место в аридных условиях, непрерывно выводятся из раствора громадные количества Са 2+ в виде CaSO4 • 2Н2О и СаСО3. По этой причине количество Са 2+ в природных водах редко превышает 1 г/дм 3 , обычно его содержание значительно ниже.

Одним из важных источников Са 2+ в природных водах являются известняки, доломиты и известковистый цемент горных пород, которые растворяются в воде по следующей схеме:

Значительные количества кальция переходят в воду за счет растворения гипса, широко распространенного в земной коре. Во всех указанных случаях ионы кальция находятся в водах в сочетании с анионами НСО3 - и SO4 2-

Магний по своим химическим свойствам близок к кальцию. Хотя ионы магния присутствуют почти во всех природных водах, но, тем не менее очень редко встречаются воды, в которых магний доминирует. Обычно же в маломинерализованных водах преобладает кальций, в сильноминерализованных - натрий. Однако лучшая растворимость сульфата и гидрокарбоната магния по сравнению с CaSO4 и Са(НСОз)2 способствует концентрированию Mg 2+ в природных водах.

Ионы магния поступают преимущественно при растворении доломитов, мергелей или продуктов выветривания основных (габбро), ультраосновных (дунит, перидотит) и других пород. В водах, формирующихся в перечисленных породах, даже на низких стадиях минерализации ионы магния занимают первое место в катионном составе или разделяют первенство с ионами кальция.

Карбонатная система в природных водах. Карбонатная система представляет собой систему равновесий, самую сложную в природных водах. Общее содержание ее компонентов ?СО2 выражается в виде их суммы:

Помимо угольной кислоты и ее производных, с карбонатной системой связаны ионы водорода и кальция. В целом карбонатная система природных вод является сложным равновесием, включающим в себя ряд равновесий: адсорбционно - гидратационное равновесие раствора с газовой фазой, многоступенчатую диссоциацию в растворе и гетерогенная равновесие раствора с твердой фазой. Общее равновесие можно изобразить схемой:

Изменение в одной из частей общего равновесия вызывает изменение во всей цепи. Например, увеличение в воде СО2 (в результате биохимических или каких-либо других причин) понижает pH, уменьшает концентрацию СО3 2- , в силу чего вода становится насыщенной CaСО3. При наличии твердой фазы часть избыточной СО2 переводит в раствор новые типы ионов НСО3 - и СО3 2- до установления нового равновесия между НСО3 - и СО2 и между СО3 2- и Ca 2+ .

Наоборот при уменьшении СО2 (под воздействием фотосинтеза или выделения в атмосферу) повышается pH и СО3 2- и создается пресыщение CaСО3, которое способствует выделению последнего в осадок.

Расчеты состояния карбонатной системы природных вод имеют большое практическое значение, так как позволяют объяснить многие процессы формирования химического состава природных вод.

Важнейшим условием устойчивости карбонатной системы в природных водах, помимо равновесия CaСО3 (раствор) CaСО3 (твердый), является равновесие растворенного диоксида углерода (СО2 + Н2СО3) с гидрокарбонатными и карбонатными ионами. Учитывая, что в природных водах с малой минерализацией [H2CO3] CO2 и =1, равновесная концентрация CO2 может быть определена расчетом на основании совместного решения уравнений:

Способность образовывать пересыщенные растворы свойственная большинству солей, но для карбонатной системы границы метастабильного состояния пересыщенных растворов особенно широки. Причины, вызывающие это состояние, разнообразны: образование в начальной стадии твердой фазы карбоната кальция в очень высокодисперсном состоянии, близком к коллоидному, растворимость которой значительно выше, чем макрокристаллов; образование на поверхности высокодисперсных частиц карбоната кальция защитных органических пленок; образование комплексов органических веществ с ионами кальция; образование ионных пар Ca 2+ ,СО3 2- , НСО3 - с другими ионами.

Природная вода может долгое время находиться в пересыщенном состоянии, без выделения в осадок карбоната кальция. Пересыщение карбонатом кальция в 2-3 раза в природных водах - постоянное явление, известны пересыщения и больше 10-кратных.

Для определения степени насыщенности природных вод карбонатом кальция (Ks) наибольшее распространение получил метод расчета, рекомендованный О. А. Алекиным. Он основан на том положении, что хотя растворение СаСО3 и содержание в растворе ионов НСО3 - и СО3 2- и зависят от наличия определенной концентрации диоксида углерода, но выделение из раствора CaСО3 определяется концентрацией тех ионов, с которыми Ca 2+ образует наименее растворимые соли, т.е. карбонатных ионов. Таким образом, концентрация СО3 2- является наиболее важной характеристикой процесса выделения CaСО3.[14]

Формирование химического состава озер. Химический состав вод озер Забайкалья сформирован в результате углекислотного выщелачивания силикатных пород с водосборной площади метеорными водами и переноса химических веществ с атмосферными осадками. Климатические условия Забайкалья также влияют на минерализацию и на гидрохимический режим озер. В засушливый период испарительные процессы приводят к концентрации солей, в дождливый происходит разбавление за счет атмосферных осадков; малоснежной и холодной зимой наблюдается вымораживание вод, что приводит к накоплению минеральных веществ в воде и иловых отложениях [10]. По минерализации озера Забайкалья относятся в основном к олигогалитному и мезогалитному типам, содово-галитному подтипу, соотношение сульфатов к хлоридам в этих озерах колеблется в пределах от 0,1 до 0,9. [1]

Основным фактором, влияющим на формирование ионного состава вод озер, является увеличение концентрации ионов натрия, хлора, сульфатов и гидрокарбонатов, в то время как концентрация ионов кальция, магния, калия и карбонатов изменяется мало. Аналогичные закономерности характерны для озер, расположенных на территории России, Австралии, Монголии и других регионов [14].

Изучение химического состава питающих вод позволяет установить направление физико-химических процессов, которые протекают в данных водоемах. Химический состав атмосферных осадков, выпадающих в Забайкалье, имеют гидрокарбонатно-натриевый, кальциевый или магниевый, реже сульфатно-натриевый тип. Минерализация дождевых вод составляет 6-150 мг/дм 3 . Они более минерализованы, чем снеговые осадки. Количество солей, вносимых атмосферными осадками на зеркало озер, составляет 0,01-0,5%. Свежевыпавший снег имеет минерализацию 10-30 мг/дм 3 . А переметанный снег имеет высокую минерализацию. Поэтому старый снег по берегам озер и на их ледяном покрове характеризуется высоким содержанием водорастворимых солей (0,4-8,0 мг/дм 3 ).

Грунтовые воды по составу различны, чаще преобладают гидрокарбонатные. В катионном составе могут преобладать и кальций, и магний, и натрий. Средняя минерализация их равна 0,4-0,5 г/дм 3 , максимальная - 2,5 г/дм 3 . Напорные воды по составу гидрокарбонатно-кальциевые и натриевые. Большая доля их относится к сульфатному типу, минерализация их составляет т 0,25 до 2 г/дм 3 . Подземнотрещинно-жильные и трещинно-пластовые воды имеют минерализацию 0,5 г/дм 3 ,редко превышая 1,5 г/дм 3 , по составу могут быть карбонатными, сульфатно-натриевыми и сульфатно-магниевыми.

Климатические условия Забайкалья определяются его территориальным положением. Забайкальский регион находиться почти в центре обширного Азиатского материка. От морей Забайкалье отдалено не только значительным расстоянием, но и горными хребтами, мешающими проникновению теплого влажного воздуха. Климат Забайкалья суровый и резко-континентальный. Характерны значительные суточные и годовые амплитуды температуры воздуха. Количество осадков, выпадающих в Забайкалье, колеблется для разных пунктов в пределах 250-600 мм в год. Распределяются осадки крайне неравномерно, и заметную роль здесь оказывает рельеф. соленый озеро бурятия осадкообразование

Баргузинская котловина отличается наиболее высокими показателями континентальности климата среди других межгорных котловин Забайкалья. Разнообразие горных, таежных, лесостепных, степных и водных зон формирует здесь особый климат.

Осадки по долине распределяются неравномерно. Наибольшее их количество (до 400-600 мм в год) выпадает на наветренных склонах Икатского хребта, наименьшее (до 300 мм в год) на восточных склонах Баргузинского хребта и в долине [20].

Южная Бурятия отличается повышенным числом солнечных дней в году [21]. Большие положительные величины радиационного баланса в течение лета являются основной причиной прогревания крупных котловин и формирования засушливой погоды в Южной Бурятии.

Общая минерализация воды содово-соленых озер Забайкалья испытывает сезонные и межгодовые колебания. Снижение минерализации озер происходит в весенний период с апреля по май и во второй половине лета. С конца мая до середины июля наблюдается повышение минерализации озерных вод, обусловленное высокой температурой воздуха и незначительным количеством осадков. Такая же сухая и безоблачная погода устанавливается в конце сентября, но температура воды в озерах в это время начинает понижаться, а к концу сентября покрывается льдом. Именно в эти периоды начинается садка мирабилита и других солей [9, 22]. Затем наступает длинный зимний период с начала ноября до конца марта, когда во многих озерах замерзает не только вода, но и донные осадки, и илы, выстилающие дно озерных котловин. При полном замораживании озерной воды происходит подледная садка солей, которая наблюдается и в слабоминерализованных озерах. В основном кристаллизуется мирабилит, гидрогалит, углекислый газ, десятиводная сода, гидрокарбонат и другие соли. С наступлением весны и таянием льдом многие соли, такие как гидрогалит, гидрокарбонат, десятиводная сода и некоторые другие, переходят в раствор, а тогда как мирабилит остается нерастворенным на дне озера. Весной и летом в связи с переходом водорастворимых солей, в том числе карбонатов, бикарбонатов и хлоридов в раствор повышается соленость и общая щелочность, а также значения рН воды. Водородный показатель в некоторых озерах увеличивается до 11, а соленость до 10%. Отсюда можно предположить, что содержание общей щелочности и водородный показатель воды озер в зимнее время снижается, а максимум наблюдается в конце лета, в начале осени.

ГЛАВА 2. ЭКСПЕРЕМЕНТАЛЬНАЯ ЧАСТЬ

Объекты исследований.

Изучение физико-химических параметров и катионно-анионного состава были проведены в озерах: Нухэ-Нур ? Курумканского района, Алгинское - Баргузинского района и Белое - Иволгинского района.

Отбор проб воды данных озер производился в марте 2011 г.

Озеро Нухэ-Нур (площадью около 2-2.5 км 2 ) располагается в надпойменном понижении на степном участке Баргузинской долины, по правому берегу реки Баргузин (54°01'912" с.ш., 110°16'776" в.д.).

Поверхностного стока не имеет. Озеро состоит из двух водоемов, соединенных проливом шириной от 5 до 35 м, имеет форму асимметричной восьмерки вытянутой с севера на юг. Дно твердое и представлено мелкодисперсным илом, равномерно распределенным по всему озеру. В южном водоеме, в середине имеется яма, глубина которой не установлена. В яме на глубине 1.5 м скапливается хлопьевидная темно-коричневая взвесь, под нею твердое дно не определяется. Средняя глубина озера вне ямы составляет 0.6 м. Берега южного водоема имеют крутой подъем на 3-4 м и сложены песком и глиной, берег северного водоема плавно переходит в засоленный луг. Береговая почва покрыта в отдельные сезоны выцветами солей. Водно-солевое питание озеро получает за счет атмосферных осадков.

Озеро Алгинское расположено в нижнем бассейне р. Баргузин в 3 км к северу от с. Алга, у восточного склона горы Кладовой. (53?37'48'' с.ш. 109?57'18'' в. д.) Его площадь составляет 1,04 км 2 , глубина - 1,3м.

Озеро Белое (Оронгойское) расположено на левом берегу р. Оронгой, в 3 км от с. Оронгой Иволгинского района. Его котловина сложена отложениями третичного периода. Почва вокруг озера солончаковая, покрыта выцветами солей, солевой режим устойчивый. В 80-е гг. прошлого века здесь проводилась добыча поваренной соли.

Методы отбора проб

Воду для анализа отбирали в чистые полиэтиленовые или стеклянные бутылки. До лабораторных исследований пробы хранили в темном месте при низкой температуре.

Пробы для определения азотной группы фиксировались хлороформом, для определения фосфатов - концентрированной серной кислотой, а для определения микроэлементов пробы фиксировались концентрированной азотной кислотой (о.с.ч.).

Определение содержания карбонатов и гидрокарбонатов производилось сразу после отбора проб, поскольку содержание углекислого газа, которое влияет на карбонатное равновесие, может существенно измениться, во время транспортировки до лаборатории.

Также непосредственно на месте отбора проб были измерены рН при помощи рН-метра HANNA Instrumens (Португалия), общая минерализация - кондуктомером TDS-1 (Сингапур), температура и содержание кислорода - кислородомером марки МАРК 302Э.

Методы определения катионно-анионного состава [26,27,28,29]

Определение содержания карбонатов и гидрокарбонатов

Определение карбонатов и гидрокарбонатов в исследуемых озерах проводилось титрованием 0,1 н раствором соляной кислоты сначала в присутствии фенолфталеина, а затем - метилоранжа (ГОСТ 23268.3).

Концентрацию хлоридов определяли аргентометрическим методом. Этот метод основан на титриметрическом осаждении в нейтральной или слабощелочной среде нитратом серебра AgNO3 в присутствии хромата калия К2СrO4 в качестве индикатора.

Определение общей жесткости кальция и магния

Общая жесткость (ГОСТ 4151), ионы кальция (ГОСТ 23268.5) и магния определены титриметрическим методом с использованием трилона Б.

Определение фосфатов проводилось фотометрическим методом (ГОСТ 18309-72), основанном на образовании фосфорно-молибденового комплекса, окрашенного в голубой цвет.

Определение ионов аммония

Концентрации аммония (ГОСТ 23268.10), зафиксированная при отборе проб воды хлороформом, была определена фотометрическим методом с использованием реактивов Несслера. Метод основан на способности аммиака образовывать с щелочным раствором йодида ртути (I) (реактив Несслера) окрашенные в желтый цвет соединения йодида меркураммония.

Концентрация нитрит-ионов (ГОСТ 23268.8), зафиксированная при отборе проб воды хлороформом, была определена фотометрическим методом с использованием реактива Грисса.

Метод основан на способности первичных ароматических аминов в присутствии азотистой кислоты давать интенсивно окрашенные в розовый цвет азосоединения.

Содержание кремниевой кислоты было определено с помощью спектрофотометрического метода, который основан на способности соединений кремния образовывать с молибдатами в присутствии минеральной кислоты окрашенные в желтый цвет комплексное соединение H8Si2(Mo2O7)6.

Содержание сульфат-ионов было определенно турбодинаметрическим методом (ГОСТ 4389-72), который основан на определении сульфатов в виде BaSO4 в солянокислой среде с помощью гликолевого реагента.

Фторид-ионы были определены фотометрическим методом (ГОСТ 4386-89), который основан на способности фторид-ионов образовывать растворимый в воде комплекс сиренево-синего цвета, в состав которого входят церий ализаринкомплексон и фторид.

Проведен элементный анализ методом Индукционно-связаноплазменой масс-спектроскопии на приборе Element 2, с помщью которого были определены следующие элементы: Li, B, Al, Si, P, Ti, V, Mn, Fe, As, Rb, Sr, Mo, W, U.

ГЛАВА 3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОБСУЖДЕНИЕ

Физико-химическая характеристика исследованных водоемов

Исследованные озера являются мелководными водоемами с относительно небольшой площадью. По значению минерализации озера Нухэ-Нур, Алгинское и Белое являются солеными (содержание солей 1-35 г/дм 3 [25]). Значения рН воды озер были щелочными.

Результаты исследований физико-химических параметров и гидрохимическая характеристика исследованных водоемов приведены в таблицах 1 - 4.

Озеро Нухэ-Нур. Температура воды под толщей льда в 1.3 м имела значение равное -1,3?С. В озере зафиксированы высокая минерализация -24,206 г/дм 3 , а также содержание кислорода со значением 7,05 мг/дм 3 . Вода имела щелочные показания среды, значение рН 9,84. Показаниям общей жесткости составили 6,5 мг•экв/дм 3 (табл. 1).

Результаты гидрохимического исследования показал, что среди катионов преобладают ионы натрия и калия. Суммарное содержание ионов Na + и K + , определенное расчетным путем, составляет 12251,43 мг/дм 3 . Содержание ионов магния составило 60,8 мг/дм 3 , ионов кальция 30,06 мг/дм 3 . Среди анионов доминирующее место занимает гидрокарбонат-ион, содержание которого обнаружено в количестве 14152 мг/дм 3 . Также обнаружено большое количество карбонат-ионов - 10860 мг/дм 3 . Содержание хлоридов составило 8695 мг/дм 3 , сульфатов - 1922,22 мг/дм 3 . Содержание ионов аммония составило 12,166 мг/дм 3 , нитратов - 84,2 мг/дм 3 , нитрит-ионов - 0,061 мг/дм 3 . Фосфатов в воде озера обнаружено в количестве 5,071 мг/дм 3 фторидов - 10,33 мг/дм 3 , кремнекислоты - 8,076 мг/дм 3 , (табл. 2).

Анализ микроэлементного состава показал наличие следующих элементов, значения которых превышало 0,1 мг/дм 3 : фосфора - 38,953 мг/дм 3 , кремния - 1,392 мг/дм 3 , бора - 0,497 мг/дм 3 , алюминия - 0,108 мг/дм 3 , железа - 0,276 мг/дм 3 , стронция - 0,209 мг/дм 3 , вольфрама - 0,108 мг/дм 3 (табл. 3).

Озеро Алгинское. На момент отбора проб, температура воды имела значение равное -0,1?С. Была зафиксирована минерализация равная 12,883 г/дм 3 , значение рН воды составляло 7,47. Кислорода было зафиксировано 3,76 мг/дм 3 . вода в озере была жесткой, показатель жесткости составлял 32,5 мг•экв/дм 3 (табл. 1).

По данным гидрохимического исследования видно, что доминирующее место среди катионов имеют ионы натрия и калия. Суммарное содержание ионов Na + и K + , определенное расчетным путем, составляет 986,31 мг/дм 3 . Содержание ионов магния составляло 200.64 мг/дм 3 , ионов кальция 330,66 мг/дм 3 . Среди анионов доминирующее место занимают сульфаты, содержание которых определено в количестве 9686,4 мг/дм 3 . Карбонатов в воде озера было обнаружено в количестве 2220 мг/дм 3 , гидрокарбонатов - 1769 мг/дм 3 , хлоридов - 3142 мг/дм 3 . Содержание ионов аммония составило 2,93 мг/дм 3 , нитратов - 7,782 мг/дм 3 , нитрит-ионов - 0,0415 мг/дм 3 . Фосфатов в воде озера обнаружено в количестве 0,744 мг/дм 3 фторидов - 5,5 мг/дм 3 , кремнекислоты - 3,395 мг/дм 3 , (табл. 2).

Микроэлементным анализом были обнаружены: фосфор - 43,175 мг/дм 3 , кремния - 1,392 мг/дм 3 , бора - 0,16 мг/дм 3 , алюминия - 0,227 мг/дм 3 , стронция - 0,309 мг/дм 3 (табл. 3).

Озеро Белое (Оронгойское). Температура воды на момент отбора проб составляла 0.4?С. Вода в озере имела щелочной показатель среды, значение рН составляло 9,08. Кислорода было обнаружено в количестве 7,45 мг/дм 3 . Значение минерализации составило 12,667 г/дм 3 . Показатель жесткости имел довольно высокое значение, равное 52,75 мг•экв/дм 3 , что указывает на высокие концентрации ионов кальция и магния (табл. 1).

Результаты гидрохимического исследования показали, что среди катионов, как и в других озерах, преобладают ионы натрия и калия. Суммарное содержание ионов Na + и K + , определенное расчетным путем, составляет 1111,94 мг/дм 3 . Содержание ионов магния составляло 624,72 мг/дм 3 , ионов кальция 27,555 мг/дм 3 . Доминирующее место среди анионов занимают хлориды, их содержание составило 7146 мг/дм 3 . Содержание сульфат-ионов было обнаружено в количестве 7053 8 мг/дм 3 , Карбонатов - 798 мг/дм 3 , гидрокарбонатов - 2415,6 мг/дм 3 . Содержание ионов аммония составило 17,64 мг/дм 3 , нитратов - 12,513 мг/дм 3 , нитрит-ионов - 0,0198 мг/дм 3 . Фосфатов в воде озера обнаружено в количестве 10,41 мг/дм 3 , фторидов - 1,88 мг/дм 3 , кремнекислоты - 0,6125 мг/дм 3 (табл. 2).

Элементный анализ показал содержание следующих микроэлементов, превышавших 0,1 мг/дм 3 : стронция - 4,648 мг/дм 3 , кремния - 1,197 мг/дм 3 , лития - 0,298, бора - 0,351 мг/дм 3 (табл. 3).