Исследованием подземных вод в регионе занимались многие выдающиеся российские ученые, среди которых И.Г. Георги, П.С. Паллас, В.М. Севергин, В.А. Обручев, И.Д. Черский, И.А. Багашев, А.В. Львов, А.Г. Франк-Каменецкий, Н.И. Толстихин, В.Г. Ткачук. Они заложили основы учения о закономерностях формирования разных типов подземных вод в регионе.

Современные представления о формировании ресурсов и химического состава подземных вод района сформированы работами Е.В. Пиннекера, Б.И.Писарского, И.С. Ломоносова, В.М. Степанова, И.М. Борисенко, Л.В. Заманы, Н.Л. Мельничука, Л.Л. Шабынина и др. Благодаря их труду проведено гидрогеологическое картирование территории, теоретически обоснованы закономерности размещения и разведаны многие месторождения подземных вод.

В настоящее время исследования подземных вод широко проводятся коллективами ученых и специалистов институтов Земной Коры, Геологии, Геохимии Сибирского отделения РАН, Иркутского государственного политехнического университета, Северо-Байкальской ГРЭ и др.

Формирование ресурсов

В пределах Байкальской горноскладчатой области выделяются гидрогеологические структуры горных сооружений, обводненных разломов и межгорных впадин.

Для гидрогеологических структур горных сооружений характерны резкие различия в обводненности гидрогеологических тел, что связано с неравномерной трещиноватостью горных пород и распространением многолетней мерзлоты. Для Забайкалья характерно, что на отметках 1800 метров и выше породы гранитоидного ряда образуют на первых этапах выветривания массивные крупноглыбовые обломки до 1,5–2,0 куб. м. Первая стадия выветривания ограничивается физическими процессами, и поэтому крупнообломочные продукты на первых этапах формирования коры выветривания сохраняют структурные особенности, минералого-петрографический и химический состав горных пород. Пустоты, образующиеся в горных породах, имеют большие размеры и часто не заполнены водой, водообильность горных пород пестрая. Дебиты источников, выходы которых обнаруживаются на различных участках горных склонов, колеблются в очень широких пределах – от 0,01 до 1–2 л/с. В периоды интенсивных осадков и при таянии снега дебиты источников увеличиваются иногда в десятки раз. Химический состав подземных вод в приводораздельных частях высокогорных районов весьма близок к составу атмосферных осадков, вод ледников и снежников.

От приводораздельных участков, где кора выветривания представлена крупнообломочным материалом, к краевым частям повсеместно наблюдается увеличение минерализации подземных вод от 50 до 300 мг/л. Выходы подземных вод более высокой минерализации устанавливаются на горных склонах с мощным чехлом делювиальных и деллювиально-пролювиальных образований, представленных рыхлой, в значительной части, тонкодисперсной корой выветривания.

Гидрогеологические структуры межгорных впадин

Гидрогеологические структуры межгорных впадин имеют очень сложное строение. В Забайкалье за время формирования водовмещающих пород в мезозойских впадинах неоднократно менялись условия осадконакопления и тектоническая активность. В результате этого сформирован комплекс коллекторов различного типа с очень широким диапазоном проницаемости для подземных вод. В результате тектонических движений произошло раскалывание не только жесткого фундамента, но и относительно пластичных отложений кайнозойского и мезозойского возраста. Это определяет ведущую роль трещиноватости в аккумуляции подземных вод в образованиях вулканогенного и осадочного чехла впадин. Проницаемость вулканогенных пород изменяется на несколько порядков. Величина проницаемости и коэффициент трещиноватости минимальны для пологих зон нарушения и максимальны в крутопадающих трещинах. С глубиной степень трещиноватости пород резко уменьшается, изменяются не только коэффициент трещиноватости вулканогенных пород, но и преобладающий тип трещиноватости. До глубины 150–200 метров в толще лав, лавобрекчий и туфов проявляются и круто- и пологопадающие проницаемые зоны, а ниже резко сокращается роль пологих зон. Крутопадающие трещинные зоны тяготеют к бортовым или центральным участкам впадин.

На базальном этаже с пролювиальными отложениями значительных скоплений подземных вод не наблюдается, так как эффективная пористость не более 1–2%, а коэффициент трещиноватости менее 0,1–0,2%. На нижнем этаже в пролювиально- аллювиальных и аллювиальных фациях развиты малоемкие поровые коллекторы, а трещинные проявлены неравномерно.

Средний этаж содержит болотные фации с емкими поровыми коллекторами, значение коэффициента трещиноватости колеблется от 0,3 до 1,0%. Наконец, верхний этаж слагается озерными фациями, где развиты высокоемкие порово-пластовые и трещинно-пластовые коллекторы. Для этого комплекса характерны высокие значения пористости, в том числе и эффективной, а коэффициент трещиноватости достигает 2–3%. При блоковых перемещениях вдоль крутопадающих разломов и при опускании центральных участков впадин происходит смещение пород вдоль пологих контактов между породами разного литологического состава, что приводит к раскрытию некоторых контактов между породами различного состава, они становятся высокопроницаемыми. Устанавливается гидравлическая связь между водоносными горизонтами различных этажей.

В гидрогеологических структурах межгорных впадин происходит метаморфизация химического состава вод под воздействием процессов ионного обмена, смешивания вод разного генезиса и высаживания отдельных ингредиентов, биохимических процессов и др. Степень трансформации химического состава вод в этих структурах зависит от их пространственных размеров, мощности осадочного чехла, их литологического и фациального состава, климатических условий и др. Вследствие метаморфизации вод проявлена гидрогеохимическая зональность, выражающаяся в смене гидрокарбонатного кальциевого типа вод обрамления через сульфатный натриевый к хлоридному натриевому типу в середине впадин.

Гидрогеологические структуры обводненных разломов

Гидрогеологические структуры обводненных разломов представляют собой, как правило, огромную по протяженности (сотни и тысячи км), ширине (десятки км) и глубине (5–10 км) тектонически ослабленную зону, состоящую из множества отдельных субпараллельных крупных ветвей. Тектонические движения в пределах зоны были чрезвычайно сложными, часто в пределах одних и тех же разломов фиксируются почти все типы тектонических нарушений – от сбросов до взбросо-сдвигов и надвигов. Как геологические тела глубинные региональные разломы представляют собой участки повышенной трещиноватости, раздробленности, брекчирования, катаклаза и милонитизации пород.

В зонах дробления отмечаются перемещения блоков в горизонтальном и вертикальном направлениях в связи с пересечением их многочисленными более молодыми разломами, осложняющими строение этих зон дополнительными складками. В результате в зоне дробления региональных разломов выделяются обособленные участки с различной степенью водообильности. Важную роль при этом играет степень трещиноватости и закарстованности. Ветви глубинных разломов, являющиеся разрывными структурами второго порядка, дифференцированы по простиранию на большое количество дизъюнктивов более высоких порядков, расположенных субпараллельно или кулисообразно к основной ветви.

В размещении подземных вод большую роль играют так называемые локальные разломы, которые являются элементами строения этой гидрогеологической системы. К этой категории относятся разломы небольшой (до 10–15 км) протяженности, имеющие относительно молодой возраст. Они тесно связаны с крупными дизъюнктивами как генетически, так и пространственно, вызывая мелкую блоковую сегментацию земной коры в пределах крупных глыб, ограниченных глубинными разломами. Располагаясь согласно или несогласно по отношению к основным структурным единицам, локальные разломы образуют сеть нарушений разнообразного направления. В Забайкалье преобладающими являются разломы субширотного, субмеридионального, северо-восточного и северо-западного направлений. Роль тех или иных дизъюнктивных нарушений для функционирования гидрогеологической системы разломов не равнозначна. В одних случаях разломы являются хорошими естественными дренами, собирающими воду с водосборных бассейнов, в других – барражами, препятствующими стоку подземных вод от областей питания. К первому типу разрывных нарушений относятся сбросы и взбросы, ко второму типу дизъюнктивных дислокаций – сдвиги, надвиги и сбросо-сдвиги, приведшие к образованию зон сжатия и смятия, выполненные тектонической глинкой трения, милонитами и ультрамилонитами. Дебит родников, дренирующих трещинно-жильные воды открытых разломов, составляет единицы, а нередко и десятки литров в секунду. Родники, дренирующие трещинно-жильные воды нарушений типа сдвигов и надвигов, встречаются редко, как правило, в том случае, когда зоны милонитизации и катаклаза простираются перпендикулярно направлению потока трещинных вод. Эти родники отличаются от родников трещинно-жильных вод меньшим (до 1 л/сек) дебитом и непостоянством места выхода.

Питание подземных вод зон тектонических нарушений осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и фильтрации вод поверхностных водотоков, подтока подземных вод со стороны водоносных комплексов и горизонтов, через водовмещяющие породы, где проходят эти нарушения. Движение подземных вод в зоне разломов обуславливается воздействием двух противоположно действующих процессов – нисходящей гравитационной фильтрации холодных вод с поверхности земли и восходящего всплывания нагретых в недрах вод глубоких горизонтов. В результате этого создается конвективная ячейка циркуляции подземных вод.

Гидрогеологическая роль разломов определяется как область разгрузки, по которой происходит вертикальное и горизонтальное движение подземных вод, связанное с изменением химического и газового состава, минерализации и температуры подземных вод.

Локальные разломы, развитые от региональных в направлении гор, являются собирающими к главному региональному, а в сторону впадин выполняют гидрогеологическую функцию отводящих. Отводящие локальные разломы в пределах артезианских бассейнов выводят воды зон дробления к вышележащим водоносным горизонтам. Поэтому можно считать, что локальные разломы в пределах артезианских бассейнов выполняют роль транзита и разгрузки подземных вод водоносных горизонтов и комплексов артезианских бассейнов или осуществляют гидравлическую связь между отдельными водоносными горизонтами. Зоны разломов в осадочных покровах являются областями разгрузки пластовых давлений, к ним устремляются подземные воды глубоких горизонтов, поэтому в их пределах часто фиксируются гидрогеохимические аномалии и отмечаются выходы минеральных вод.

В формировании состава подземных вод определяющее значение имеет геологическое строение горных сооружений, в частности растворимость горных пород, степень тектонической раздробленности и гидротермальной проработки разрывных нарушений. Наиболее контрастно в потоках рассеяния проявляются заключительные стадии формирования минерализации, связанные с процессами карбонатизации, и выделяются ассоциацией Ca, SO4, F, Mo. При этом наиболее контрастные аномалии фиксируются в пределах разрывных нарушений северо-западного направления, которые в современных условиях наиболее проницаемы для вод. Содержание кальция, магния в грунтовых водах в пределах одних и тех же ландшафтов на участках гидротермально-измененных пород возрастает в 4–5 раз по сравнению с неизмененными породами.

Гидрогеологические области

Территория Прибайкалья делится на две гидрогеологические области: Байкальскую, входящую в рифтовую зону, и Забайкальскую, приуроченную к зоне мезозойской тектонической активизации. Основное отличие этих областей заключается в том, что в пределах Байкальской гидрогеологической области горные породы, вмещающие подземные воды, на протяжении последних ~30 млн. лет находятся в зоне тектонической активизации. В результате этого многие древние разрывные нарушения обновились, произошло формирование новых разломов. Так как породы находятся под влиянием процессов растяжения, многие разрывные нарушения оказались хорошо проницаемыми для вод.

Байкальская гидрогеологическая область представлена чередованием высокогорных массивов трещинных вод, сложенных разновозрастными кристаллическими породами, и артезианских бассейнов байкальского типа, расположенных в кайнозойских межгорных впадинах, выполненных мощной толщей рыхлых отложений четвертичного и неогенового возраста. Горные хребты и межгорные впадины в этой области разграничены глубинными тектоническими разломами протяженностью в сотни километров; глубина проникновения разломов в земную кору достигает десятков километров. По этим разрывным нарушениям происходит разгрузка горячих трещинно-жильных вод, выходы которых фиксируются в различных частях рифта.

В высокогорных гидрогеологических массивах условия питания трещинных вод и формирования их скоплений в целом неблагоприятные. Значительная часть горных пород на этой территории либо проморожена на сотни метров, либо из-за высоких гипсометрических отметок и крутосклонного альпинотипного рельефа сдренирована на всю мощность эффективной трещиноватости. Основными областями питания, движения и аккумуляции подземных вод здесь являются зоны разрывных тектонических нарушений и участки распространения карстующихся карбонатных пород.

Характер тектонических движений при формировании Байкальского рифта в кайнозое способствовал раскрытию большей части разрывных нарушений. В пределах кайнозойской области тектонической активизации родников с дебитом 3–10, 10–50 и более 50 л/с в 2, 3 и 4 раза больше, чем в области мезозойской активизации. В Забайкалье кайнозойский этап тектогенеза проявился значительно слабее, большинство разломов осталось закальматировано глинистым материалом. Модуль родникового стока, по оценке И.М. Борисенко (1990), в Байкальской рифтовой зоне более чем в 2 раза выше, чем в области мезозойской активизации.

Артезианские бассейны байкальского типа имеют трехэтажное строение: 1) сверху залегает грунтовый водоносный горизонт четвертичных отложений мощностью 60–100 м; 2) под ним распространены напорные воды рыхлых и слабо литифицированных неогеновых образований мощностью 1000–3000 м; нижние горизонты этого структурного этажа содержат пластовые метановые термальные воды; 3) трещинные воды кристаллического фундамента впадин.

Подземные воды артезианского бассейна даже на значительных глубинах пресные. В рыхлых отложениях часто наблюдается инверсия гидрогеохимической зональности - в верхних горизонтах фиксируются более минерализованные воды, чем на нижних.

Трещинные воды кристаллического фундамента, как правило, имеют несколько большую минерализацию, чем заключенные в вышележащих осадочных горизонтах. По составу воды по всему разрезу гидрокарбонатного, сульфатно-гидрокарбонатного натриевого типа.

Воды зоны интенсивного водообмена содержат в своем составе значительные концентрации железа, обогащены углекислым газом, кремниевой кислотой. Они загрязнены нитратом, который поступает с поверхности. На это указывает химический состав грунтовых вод, распространенных на территории. Обращает на себя внимание высокое содержание углекислого газа в верхних водоносных горизонтах, что связано с окислительным разложением органического вещества рыхлых отложений в зоне интенсивного водообмена. В глубоких горизонтах разложение органики происходит в восстановительных условиях и образуется метан.

В Забайкальской гидрогеологической области низко- и среднегорные массивы трещинных вод, сложенные изверженными и метаморфическими породами, перемежаются с артезианскими бассейнами забайкальского типа. Трещинные воды в гидрогеологических массивах распределены довольно равномерно и обладают значительными ресурсами. Большое влияние на распространенность вод и их химический состав оказывает многолетняя мерзлота. В районах распространения многолетней мерзлоты на миграцию вещества в водах в значительной степени влияет рельеф. Он определяет глубину протаивания грунтов и интенсивность перераспределения влаги. В районах со слабо расчлененным рельефом формируется слабый поверхностный сток, испарение незначительное, поэтому происходит заболачивание. Болотные воды характеризуются невысокой минерализацией, гидрокарбонатным составом, повышенным содержанием органических веществ, закисного железа.

В артезианских бассейнах этой области выделяются три структурных этажа: 1) безнапорные воды рыхлых четвертичных отложений; 2) артезианские воды нижнемеловых, юрских осадочных образований; 3) трещинные воды кристаллического фундамента впадин.

В пределах впадин мезозойского возраста воды характеризуются значительно большей минерализацией, чем в пределах кайнозойских впадин. Наблюдается быстрый рост минерализации с глубиной. В глубоких горизонтах фиксируется значительная концентрация сульфат и хлорид ионов. Это объясняется геологическим строением и составом заполняющих впадины отложений. Возраст осадков определяет их невысокую проницаемость для вод. Медленная фильтрация вод способствует выщелачиванию хорошо растворимых соединений из вмещающих пород и насыщению вод такими элементами, как стронций, литий, молибден.

Основными источниками запасов подземных вод межгорных впадин являются воды, фильтрующиеся из кристаллических пород горного обрамления, и атмосферные осадки. Развитие трещинных вод определяется региональной трещиноватостью горных пород. Мощность зоны экзогенной трещиноватости района колеблется от 25 до 100 м в зависимости от петрографического состава и возраста пород, от экспозиции склона, глубины эрозионного вреза, первоначального характера трещиноватости, мощности четвертичных отложений и др.

На режим подземных вод оказывают влияние рельеф, фильтрационные свойства пород и атмосферные явления. В пределах горных массивов уровень подземных вод подвержен большим сезонным колебаниям, они достигают 5–6 метров. В пределах межгорных впадин, где грунтовые воды расположены близко от поверхности, минимальные уровни фиксируются в декабре–марте, максимальные – в июле, августе, колебание уровня не превышает 1 м. Дебит источников – от 0,1 до 2,6 л/с. В зависимости от трещиноватости водовмещающих пород коэффициент фильтрации колеблется от 0,02 до 22,5 м/сут.

В пределах разрывных нарушений, разграничивающих хребты и впадины, наблюдаются многочисленные выходы трещинно-жильных вод. Они, как правило, отличаются от вод гидрогеологических массивов более высокой минерализацией, повышенным содержанием сульфата, хлорида, фторида. В них фиксируются высокие содержания лития, стронция, молибдена, вольфрама. Некоторые источники содержат высокие концентрации радона.

Подземный сток в Байкал

Исследованию подземного стока в Байкал посвящено значительное количество работ. Б.И. Писарский отмечает, что подземный сток в Байкал включает: подрусловой сток в речных долинах, склоновый сток с междуречных пространств, родниковый сток береговой полосы и субмаринный приток в пределах акватории озера. Точной оценки подземного стока в Байкал в настоящее время сделать невозможно из-за очень слабой и неравномерной гидрогеологической изученности территории. Подрусловой сток реки Селенги рассчитан по результатам опытных работ на пяти буровых створах. Основные его ресурсы сосредоточены в аллювиальных отложениях (коэффициент фильтрации 10–160 м/сут), нижележащие осадочные и кристаллические породы обладают значительно более низкими фильтрационными свойствами. Ниже Мостового выступа кристаллического фундамента хребта Хамар-Дабан резко увеличивается мощность рыхлых отложений, и подрусловой сток в устье Селенги достигает 2 куб.м/сек, что составляет 0,06 куб.км/год. Общая величина подруслового стока с восточного побережья южного Байкала разными авторами оценивается от 6,61 куб.м/сек (0,21 куб.км/год) до 18,28 куб.м/сек. Общий подрусловой сток в Байкал на современной стадии изученности оценивается в 32,7 куб.м/сек или 1,02 куб.км/год, что составляет 1,5% общего речного стока в озеро.

Подземный сток с прилегающих к озеру горных хребтов в основном дренируется речной сетью. С междуречных пространств береговых обнаженных склонов, обращенных к Байкалу, сток имеет временный характер. В периоды летней и зимней межени подземный сток полностью отсутствует, так как зона интенсивной трещиноватости в кристаллических породах имеет небольшую мощность и летом полностью дренируется, а зимой промораживается. Фильтрационные свойства кристаллических пород на прибрежных склонах очень низкие, коэффициент фильтрации – от сотых долей до первых метров в сутки, величина подземного стока со склонов находится в пределах ошибки расчетов, и ею можно пренебречь.

Величина подземного стока в Байкал в пределах его акватории на современной стадии изученности не поддается количественному учету. Выявленные непосредственными наблюдениями и фиксируемые по косвенным данным очаги субмаринной разгрузки повсеместно связаны с зонами активных разломов. Субмаринные выходы пресных холодных вод закартированы на небольших глубинах – 1–10 м. Они фиксируются зимой по пропаринам в ледяном покрове. Чаще пропарины встречаются вблизи устьев рек, где они образуются за счет отепляющего воздействия разгружающегося подруслового стока. Также они связаны с выходами субмаринных родников на дне и протягиваются вдоль зон тектонических нарушений. Большое количество пропарин постоянно образуется вблизи дельты Селенги. Главная особенность этих пропарин – интенсивное газирование, достигающее 13 куб.м/сут, газ на 80–100% представлен метаном, 6–17% составляет азот. Выходы газов на дне Байкала тяготеют к зонам разломов. Скважины, пройденные в зоне разломов, вскрывают метановые термы гидрокарбонатного натриевого состава с минерализацией 0,6 г/л – 3,2 г/л. Таким образом, хотя прямой причиной образования пропарин в пределах Селенгинского мелководья являются выделения метана, приведенные данные подтверждают наличие здесь термальных и минерализованных вод.

Гидрогеохимический режим

Азотные термальные воды

Общие закономерности формирования

Гидротермы не случайное явление в Байкальской рифтовой зоне, а логический результат длительного активного и своеобразного этапа развития земной коры, особенно ярко проявившего себя с начала неогенового периода.
Термы представляют собой продукт взаимодействия воды с горными породами, химический, газовый состав которых сформировался под воздействием нескольких факторов. Среди наиболее важных выделяются градиент температуры и интенсивность водообмена, которые в разной мере воздействуют на химический состав вод.

Важную роль в формировании современных гидротерм играют геолого-структурные факторы, предопределившие распространение азотных терм в основном в центральной части рифтовой зоны, с ярко выраженной неотектонической активностью, связанной с глубинными сейсмоактивными омоложенными разломами. Аномальные тепловые поля связаны с тектоническими нарушениями, что позволяет предполагать перенос тепла по конвективному механизму высокотемпературными флюидами.

Основными путями пополнения естественных ресурсов современных гидротерм являются атмосферные осадки, поверхностные и подземные воды. Часть метеорных вод, пополняющих ресурсы гидротерм, вступает в длительный круговорот, захватывающий глубокие зоны земной коры, и, смешиваясь с поступающими снизу водными флюидами, формирует разнообразные теплые и горячие источники неоднородного химического состава. Под воздействием теплового потока происходит нагревание подземных вод, возрастает их минерализация, происходит трансформация их состава – возрастает роль сульфата и натрия, они становятся сульфатно-гидрокарбонатными натриевыми или сульфатно-натриевыми.

Азотные термальные воды зоны формируются в условиях тектонических разломов и имеют сульфатный, сульфатно-гидрокарбонатный или гидрокарбонатно-сульфатный натриевый состав, минерализацию до 1,0, в единичных случаях до 2,0 г/л, щелочную реакцию с pH от 7,5 до 10,3 и температуру в естественном выходе от 20 до 81°С. Наиболее минерализованы источники, разгружающиеся в пределах отрогов Икатского хребта. В газовом составе термальных вод преобладает азот, он обычно занимает более 98% объема, но известны источники с повышенным содержанием, 5–20%, метана (Котельниковский, Змеиный и др.); содержание углекислого газа только иногда достигает 3–4, а водорода 0,3–0,6 об.%. В некоторых источниках, имеющих сульфатно-гидрокарбонатный или гидрокарбонатно-сульфатный состав вод, выявлен сероводород – до 31 мг/л. По насыщенности радоном азотные гидротермы относятся к слаборадиоактивным – концентрация радона не превышает 20 эман. Хотя в некоторых термальных источниках наблюдается повышенная радиоактивность, что, возможно, связано с их приуроченностью к разломам докайнозойского заложения, подновившимся в современную эпоху, так как обогащение вод радоном связано не с повышенной эманирующей способностью пород, а с наличием вторичного обогащения пород радием путем его сорбции на гипергенных минералах.

В некоторых гидротермах сформированы специфические микробные сообщества – маты. Одним из основных компонентов микробных матов являются цианобактерии – древнейшая группа организмов, сыгравшая существенную роль в эволюции растительного мира. В низинных местах, где гидротермы образуют теплые пруды, развиваются колонии цианобактерий. Водная поверхность таких прудов покрывается довольно плотными бактериальными матами (источники Умхейский, Кучигерский, Сеюйский, Кулиные Болота). В местах разгрузки некоторых термальных вод образуются осадочные образования карбоната кальция – травертины (Аллинский, Большереченский, Гаргинский источники). Образование травертинов связывают с жизнедеятельностью простейших организмов – бактерий. На Гусихинском источнике выделяются кремнистые соли.

Микроэлементный состав

Обогащение вод редкими щелочами в основном обусловлено воздействием двух факторов – временем взаимодействия воды с горной породой и воздействием температуры. Степень воздействия этих факторов на обогащение вод источников разная. И они в какой-то мере связаны друг с другом. Ведь там, где наблюдается повышенный тепловой поток, обнаруживается и более интенсивный водообмен.

В абсолютном выражении наиболее высокое содержание лития характерно для Гаргинского источника, оно превышает предельно допустимые концентрации вод питьевого назначения в 40 раз; воды этого источника обогащены литием «аномально», т.е. резко выделяются из общего распределения. В Сеюйском источнике обнаруживается относительное обогащение вод рубидием. Такие «аномальные» содержания редких щелочей в источниках, вероятно, наследуют их концентрации во вмещающих породах.

Стронций имеет высокую миграционную способность, он легко выщелачивается из горных пород, что подтверждается максимальными среди микроэлементов концентрациями в термах. Наиболее высокие содержания стронция и бария обнаруживаются в гидротермах, которые формируются в пределах Икатского хребта. Наиболее высокими концентрациями этих элементов характеризуется Гаргинский источник.

Наиболее высокие содержания алюминия в основном характерны для терм, формирующихся в пределах участков с наиболее интенсивным тепловым потоком – источников Кучигерского, Аллинского, Кулиные Болота. Для этих терм характерен и интенсивный вынос кремнезема, что позволяет предполагать их совместное поступление при взаимодействии воды с алюмосиликатами, которое интенсифицируется под воздействием температуры. Наиболее высокими содержаниями титана характеризуются воды Кучигерского и Алгинского источников. Возможно, их высокая концентрация в этих источниках связана с образованием органоминеральных комплексных соединений, ведь разгрузка этих источников происходит через довольно значительный по мощности горизонт рыхлых отложений, в заболоченной местности.

Относительно повышенные концентрации меди обнаружены в Инском, Горячинском, Гаргинском, Кучигерском, Гусихинском и источнике Кулиные Болота. Вероятно, определяющее влияние на ее концентрирование в растворе оказывает время взаимодействия воды с горной породой.

Никель и кобальт в относительно высоких концентрациях обнаруживаются в Гаргинском и Алгинском источниках, их концентрирование в растворе, вероятно, больше всего связано с временем взаимодействия воды с горной породой. На растворение никеля также влияет, вероятно, и градиент теплового поля, так как относительно высокие концентрации характерны и для Аллинского источника.

Наиболее высокие содержания редких земель обнаружены в источниках Кучигерском, Алгинском и Кулиные Болота, разгрузка которых происходит в заболоченной местности. Возможно, редкие земли накапливаются в растворе в результате образования органо-минеральных комплексных соединений. Эти источники характеризуются и высокими значениями отношения между легкими и тяжелыми элементами, что объясняется большей устойчивостью легких элементов в растворе.

Воды Гаргинского и Сеюйского источников характеризуются высокими содержаниями вольфрама и молибдена. Во всех исследованных термальных источниках наблюдается превышение концентрации вольфрама над молибденом, хотя соотношение между этими элементами в источниках существенно меняется. Это, возможно, связано с соотношением элементов в породах и формами их нахождения. Относительно повышенным содержанием молибдена по отношению к вольфраму характеризуются Гаргинский, Инский и Алгинский источники, пониженными – Змеиный и Горячинский. Относительно высокое содержание вольфрама в Сеюйском, Кучигерском, Умхейском источниках может быть связано с разложением вольфрамита, гюбнерита, а не шеелита, так как воды этих источников характеризуются повышенным содержанием марганца.

Кларк марганца более чем на порядок выше средних содержаний вольфрама. Его содержание в термах, скорее всего, определяется какими-то другими процессами. Дисперсия его концентрации в источниках значительная, это связано, вероятнее всего, с процессами высаживания этого элемента из раствора. На миграцию марганца большое влияние оказывает концентрация кислорода в растворе. На выходе многих источников обнаруживаются отложения железа и марганца; на Гаргинском источнике в травертиновых отложениях обнаруживаются прослои, интенсивно обогащенные элементами, которые находятся в корреляционной зависимости с содержаниями бериллия.
Кларк содержания хрома в кислых горных породах составляет, по А.П. Виноградову (1962), 2,5•10-3 % – его на порядок меньше в кислых породах, чем марганца. Но его концентрация в термальных источниках значительно выше – в Инском и Сеюйском источниках достигает более 100 мкг/л. Относительно повышенные концентрации этого элемента обнаруживаются в Гаргинском и Кучигерском источниках. Повышенное содержание этого элемента обуславливается, на наш взгляд, геохимическим обликом вмещающих воды пород. Отмечается корреляционная зависимость хрома с никелем и кобальтом.

Описание мест разгрузки источников

Горячинский источник находится в Горячинске, в километре от озера Байкал. Расположен в широкой долине между хребтами Котковским на севере и Туркинским на юге. Высота над уровнем Байкала – 32 м. Разгрузка терм происходит в верхней части небольшого песчаного оврага, промытого горячей водой. Самоизливающийся выход источника находится в закрытом бетонном павильоне. Отсюда вода поступает в ванные помещения курорта. Избыток стекает по образовавшемуся оврагу протяженностью 300 м в пруд. В овраге вдоль зоны разрывных нарушений на протяжении 180 м имеется ряд мелких источников, часть из них непериодического функционирования. Участок выхода минеральных вод сложен гнейсами и амфиболитами протерозоя, которые прорваны гранитами, диоритами и сиенито-диоритами верхнего протерозоя. Коренные породы перекрыты песчаниками и песками озёрно-аллювиального генезиса мощностью до 35 м.

Выход терм приурочен к Аргада-Бамбуйскому региональному разлому, осложненному в районе разгрузки разломом субширотного простирания. Дебит минеральной воды около 13,3 л/с. Температура на выходе 52–53°С, вода характеризуется щелочным условиями (pH 8–9), сульфатно-натриевым составом и минерализацией 0,50–0,65 г/л. На долю сульфатов приходится 84–86% экв. Другие анионы представлены гидрокарбонатом (до 8% экв.) и хлором (3–4% экв). Катионы представлены в основном Na (до 90% экв.), значительно меньше Ca (до 10–12% экв.), Mg практически отсутствует. Характерная особенность гидротерм месторождения – высокое (78–88 мг/л) содержание кремнекислоты как в виде коллоидов (H2SiO3 64,7–67,6 мг/л), так и в виде гидросиликата (HSiO3 11,7–13,3 мг/л). Содержание фтора составляет 2 мг/л.

Змеиный источник находится на полуострове Святой Нос, на западном берегу Чивыркуйского залива, в бухте Змеиной, в 8 км от поселка Курбулика. Основной выход приурочен к подошве южного склона хребта п-ва Святой Нос, каптирован деревянным срубом и имеет дебит 0,2 л/сек при температуре воды 40–45°С, в зависимости от времени года. Недалеко от основного есть выходы горячей воды через галечные донные отложения. Вода имеет запах и привкус сероводорода, его запах ощущается в 500–600 метрах от источника. Источник имеет гидрокарбонатно-сульфатно-натриевый состав.

Источник Кулиные болота находится на территории Забайкальского национального парка, в северной части Чивыркуйского перешейка, соединяющего полуостров Святой Нос с материковой частью суши. Выходы горячих подземных вод расположены между одним из отрогов полуострова Святой Нос и горой Коврижка. Здесь находится серия грифонов, вокруг которых появились многочисленные минеральные озера. Для района характерен почти бессточный водный режим, широкое распространение болот, накопление мощной массы минерального вещества, развитие кочкарника, осоки и т. п. Исходя из этого, некоторые исследователи говорят о минеральных озерах Кулиные Болота. А.В. Николаев — первый исследователь, достаточно полно описавший эти озера. Озера, образовавшиеся в местах выходов термальных источников, распространены на рыхлом современном аллювиальном и озерно-болотном покрове. Как правило, они имеют округлые и овальные очертания, их глубина 0,5–5 м, площадь колеблется от нескольких десятков до 300 кв. м. Самые крупные из них тяготеют к горе Коврижка. Озера приурочены к северо-восточному разлому и располагаются по обе его стороны.

По химическому составу термальные воды источника Кулиные болота преимущественно сульфатные натриевые. Источник Кулиные Болота характеризуется повышенной концентрацией хлора (25–29 мг/л), фтора (15–18 мг/л) и кремнекислоты (94–170 мг/л), в газовом составе преобладает азот (84–92%), значительно содержание метана (до 14%). В сезоны активного поступления атмосферных осадков в озерах повышается содержание гидрокарбонатиона, и на короткое время этот компонент может оказаться на первом месте среди анионов. По мере усиления роли эндогенной составляющей преобладающим становится сульфат-ион. Температура воды на поверхности озер 20–30°С. Как показывает детальный температурный срез на одном из озер, приуроченном к тектонически активной трещине, температуравод уже на глубине 0,5 м поднимается до 65°С, а максимальное зафиксированное ее значение достигает 71°С.

В озерах и на окружающих болотах наблюдаются многочисленные газовые струи. В зимнее время донные осадки и вода озер выбрасываются газами на поверхность льда. В местах подтока газовых струй температура озерных вод повышенная, что свидетельствует о глубинности и взаимосвязи их происхождения. Небольшие минеральные озера и заболоченность распространяются далеко на юго-запад вдоль зоны разлома, идущей по предгорьям полуострова Святой Нос. Специальные детальные исследования показали, что кроме родникового выхода отмечается и рассеянная скрытая разгрузка гидротерм.

Большереченский источник разгружается в Баргузинском заповеднике, в долине р. Большой, в 36–39 км от ее устья. Место выхода находится в западной части Давшинско- Большереченской низменности, сложенной флювиогляциальными и моренными отложениями и окруженной отрогами главного хребта. Коренные кристаллические породы относятся к архею. Они здесь представлены гнейсами, амфиболитами и кристаллическими известняками, прорванными многочисленными интрузиями кислых и других пород. Осадочно-кристаллические породы чередуются с массивами архейских гранито-гнейсов. Место выхода приурочено к разлому северо-западного простирания. Большереченская группа терм по химическому составу относится к гидрокарбонатно-сульфатным, натриевому типу и характеризуется низкой минерализацией, не превышающей 0,5 г/л. Содержание сульфат-иона 96 мг/л, гидрокарбонат-иона 79 мг/л, хлора 5 мг/л, фтора 12,7 мг/л, кремния 38,3 мг/л, рН 8, температура в основных выходах 70–75°С. Термальные воды изливаются на протяжении нескольких километров вдоль берега р. Большой. Первые выходы обнаруживаются в 6–7 км выше впадения в р. Большую ее самого крупного правого притока – р. Керма, примерно в 27 км от берега Байкала. Они разгружаются непосредственно в реку и выявляются запахом сероводорода. Всего на правом берегу реки обнаружено 12 источников, и еще 3 на левом. Самый верхний по долине реки источник находится в 38–39, а самый нижний в 34–35 км от берега Байкала. На этом отрезке термальные выходы прослеживаются как по правому, так и по левому берегу р. Большой, по всей ширине долины от основания второй террасы на правом берегу до кристаллического горстообразного массива Зародный – на левом. Общая площадь, на которой прослеживаются выходы терм, примерно равна 6–7 км2. Часть выходов мелких терм и газов приходится на само русло реки. Нами были исследованы два источника, выходящие на поверхность у основания 24-метровой террасы. Расстояние между ними 3,5 м. В 5 м от выхода воды сходятся в один ручей с температурой в месте слияния 66°С и шириной 40–60 см. Пересекая поляну шириной около 80 метров, ручей впадает в реку. В месте выхода грифонов периодически выходят газы. На выходе одного из них установлена деревянная пустотелая чурка, служащая своеобразным каптажным колодцем. Чувствуется сильный запах сероводорода. Ниже по течению ручья сформированы грязевые отложения. На некотором удалении от выхода источника обнаруживаются микробиологические маты золотисто-бурого и темно-зеленого цвета, толщиной от 1–2 мм до 1,5 см. Они развиваются при температуре воды 60–30°С.

Давшинский источник находится на северной окраине центральной усадьбы Баргузинского биосферного заповедника деревни Давша, в 70 метрах от берега оз. Байкал. Источник приурочен к зоне разлома в гранитах витимканского комплекса, перекрытого чехлом аллювиальных отложений 8-метровой байкальской террасы, сложенной песчано-галечными образованиями. С севера терраса ограничивается протерозойскими гранитами мыса Намьян. Температура воды источника 41,5°C. Источник относится к горячинскому типу азотных сульфатно-натриевых термальных вод, с минерализацией 0,46 мг/л и содержанием кремнекислоты 80 мг/л. Дебит термальной воды около 100 куб.м/сут. На Давшинском источнике содержание сульфат-иона 214 мг/л, гидрокарбонат-иона 55 мг/л, хлора 27,3 мг/л, фтора 12,35 мг/л, рН 7,5, температура 40°С.

Хакуский источник расположен на северо-восточном побережье оз. Байкал в бухте Хакусы на территории Фролихинского федерального заказника. Источник расположен примерно в одном километре от берега. Несколько выходов в пределах подковообразной площадки диаметром около 50 м, сложенной гранитами. По составу вода гидрокарбонатно-сульфатная натриевая с минерализацией 0,3 г/л. Содержание фтора от 3 до 5 мг/л, кремнекислоты 60–65 мг/л, сероводорода 2–3 мг/л. Температура воды в основном выходе 47°С, в питьевом колодце 44°С. Суммарный дебит источника достигает 85 л/с.

Фролихинский источник находится на северо-восточном побережье оз. Байкал, в 2 км выше устья р. Фролихи, на ее левом берегу, на территории Фролихинского федерального заказника. Выходы источника приурочены к подножию склона, сложенного гранитом. На дне углубления размером 1 х 1,5 м наблюдаются многочисленные грифоны горячей воды. Вдоль склона на протяжении примерно 800 м имеются выходы мелких источников.

Езовские источники расположены на восточном побережье Байкала, на берегу р. Езовки, в пределах Баргузинского биосферного заповедника. Суммарный дебит источников составляет более 20 л/с, температура воды 23°С, минерализация 0,23 г/л, содержание радона 37 эман, вода по химическому составу является гидрокарбонатно-сульфатной натриевой.

Согзенский источник – на северо-восточном побережье Байкала, в среднем течении р. Согзенной. Вода с запахом сероводорода, температура 25–30 °С. Верхнеангарский источник – в нижнем течении р. Верхней Ангары на ее правом берегу (п. Нижнеангарск). Впервые описан Ю.М. Бажиным (1969). Вода вытекает в 80–100 м от русла реки из-под крутого склона, сложенного гранитом, в нижней части прикрытого крупно-глыбовой осыпью. Дебит источника около 0,3 л/с, температура воды 30–32°С. Вода по составу гидрокарбонатно-сульфатная натриевая, минерализацией 0,26 г/л.

Корикейский источник известен еще с прошлого столетия и издавна используется местными жителями для лечебных целей. Для источника характерен гидрокарбонатно-сульфатный натриевый состав воды с температурой 43°С, она вытекает несколькими струями из аллювиальных отложений правого берега р. Верхней Ангары, в 7 км вверх по течению от дер. Верхняя Заимка. Дебит источника ориентировочно равен 20 л/сек, однако эта цифра является заниженной, так как значительная часть минеральных вод, не достигнув поверхности, разгружается в подрусловой поток р. Верхней Ангары.

Дзелиндинские источники представлены двумя выходами гидротерм в приустьевой части долины р. Дзелинды, находящимися на расстоянии около 2 км друг от друга. Первый из них, известный по геологической литературе, находится в 38 км от дер. Верхняя Заимка в правом борту долины р. Дзелинды, в 300-400 м от устья первого снизу правого притока. Он приурочен к тектоническому разрыву, выраженному на поверхности уступом высотой 6-8 м, и состоит из 4 сильно газирующих грифонов с температурой воды от 32,5 до 44°С и суммарным расходом около 10 л/сек. Вода здесь имеет сульфатно-гидрокарбонатный натриевый состав. Разлом, с которым связан выход гидротерм, имеет северо-восточное направление и сечет нижнепалеозойские граниты с ксенолитами карбонатных пород.

Второй выход выявлен осенью 1964 г. на левом берегу р. Верхней Ангары напротив устья р. Дзелинды. Он приурочен к тому же разлому, что и первый. На песчаной косе на протяжении 50 м здесь наблюдались выходы горячих газирующих вод. В закопушке глубиной 60 см, пройденной у уреза воды в реке, температура воды равнялась 35°С при температуре речной воды 5°С. Заглубленный в дно реки термометр показывал 45°С.

Котельниковский источник расположен на северо-западном побережье оз. Байкал в районе одноименного мыса, в 36 км к югу от с. Байкальского. Источник находится на поверхности низкой (0,5–1,0 м) террасы, сложенной песчано-гравийными отложениями. Место выхода представлено воронкообразным углублением, на дне которого имеются несколько грифончиков. Территория вокруг источника заболочена, вода просачивается через аллювий в озеро. При высоком стоянии воды происходят разбавление в озере и охлаждение воды в источнике. Температура варьирует от 30 до 71°С. Состав воды фторидно-гидрокарбонатный натриевый, минерализация до 0,4 г/л. Содержание фтора достигает 20–22 мг/л, кремнекислоты – 130 мг/л. В 1987 источник каптирован скважиной, дебит самоизливающейся воды из скважины составляет 4 л/с, содержание фтора 25 мг/л, минерализация 0,21 г/л, температура 81^оС.

Гусихинский источник расположен у подножья Икатского хребта, в среднем течении р. Малой Гусихи, в 7 км от п. Гусиха и в 22 км к востоку от п. Усть-Баргузин. Источник имеет два выхода в основании террасы высотой 20–25 м, сложенной супесчаными и песчаными отложениями с обломками кристаллических пород. В первом выходе вода имеет температуру 52°С и дебит 0,37 л/сек, во втором – температуру 43°С и дебит 0,08 л/сек. В 30 метрах к западу от первого источника пробурена скважина глубиной 84,2 м, фонтанирующая с дебитом 4,0 л/сек (345,6 м3/сутки), температура 73–74°С. Скважина имеет глубину 84,2 м, которая под четвертичными и неогеновыми отложениями мощностью 55,7 м вскрыла граниты.

Горячая вода стекает в котлован, образуя незамерзающее зимой озеро. Вода относится к типу сульфатных натриевых вод. Отмечается повышенное содержание фтора (до 12 мг/л), содержание хлора 36, кремнекислоты 91,3, минерализация 624,5 мг/л, рН 7,2, содержание радона 15 эман. Вода используется для лечения болезней опорно-двигательного аппарата, периферической нервной системы, кожных болезней.

Алгинский источник расположен на левобережье р. Баргузин, у подножия Икатского хребта, на окраине ныне заброшенной деревни Алга. Рядом с источником находятся Алгинские озера, имеющие сульфатный кальциево-натриевый состав. Площадь их распространения приурочена к одноименной впадине неогенового возраста, отделенной от основной Баргузинской впадины продолжением Алгинского отрога Икатского хребта. В настоящее время происходит тектоническое опускание фундамента впадины, разбитого на мелкие блоки, о чем свидетельствуют рисунок рельефа, конфигурация, расположение озер и наличие болот.

Родниковая воронка хорошо выраженная, изометричная, диаметром около 1 м и глубиной 0,7 м. Дно воронки сложено песком, перемешанным с илом черного цвета из-за обильных органических остатков. Температура воды источника 20,5°С, а грунта в родниковой воронке на глубине 0,5 м – 17°С, что свидетельствует о расположении основного выхода термальных вод в подошве коренного склона, сложенного гранитоидами протерозойского возраста. По данным Дзюбы (1999), повышенная температура почвенно-грунтового слоя на глубине 0,2 м сохраняется в полосе шириной более 150 м.

О площадной разгрузке термальных вод свидетельствует также ряд источников, расположенных в пределах болота между оз. Бол. Алгинским и коренным юго-западным бортом. Температура воды этих источников 17–20°С, состав воды – сульфатный кальциево-натриевый, минерализация около 0,6 г/л.

Метановые термы

Эти воды встречаются исключительно в межгорных впадинах, где они вскрыты отдельными глубокими скважинами. В Тункинской впадине в районе с. Жемчуг скважиной с глубины 834–846 м получены напорные воды гидрокарбонатного натриевого состава с температурой 38–41°С и минерализацией 1,2 г/л. В газовом составе преобладает метан (84%). В пределах Усть-Селенгинской впадины с глубины 800–1100 м выводятся воды гидрокарбонатного натриевого состава с температурой до 95°С и минерализацией 0,3–0,8 г/л. Газовый состав термальных вод Усть-Селенгинской впадины разнообразный. Наряду с горизонтами, где преобладающим является метан, встречаются воды с преобладанием азота. В прибортовых частях впадины газовая смесь состоит в основном из азота, углекислого газа и кислорода. По мере удаления к центру впадины ведущее место в составе газов занимают метан и азот. Максимальная температура подземных вод отмечена на участках тектонических нарушений. На юго-восточном побережье Байкала региональный разлом Черского проходит по направлению Исток–Энхалук–Сухая, и в этом направлении вскрываются наиболее горячие воды. В районе с. Сухая скважина на глубине 150 м в песчано-глинистых отложениях вскрыла подземные воды гидрокарбонатного натриевого состава с температурой 27°С и минерализацией 0,63 г/л.

Радоновые воды

Большинство радоновых источников, находящихся на территории Бурятии, приурочено к интрузивам, с повышенным содержанием радиоактивных элементов, а также к разломам мезозойского и более древнего заложения, не подновляющимся длительное время. В нарушениях, возникших в кайнозое, радоновые воды, как правило, не встречаются. Это связано с отсутствием эманирующих коллекторов, формирующихся в зонах, где первичные породы сильно перетерты и превращены в глинистые минералы, на которые сорбируются радиоактивные элементы. Не случайно холодные радоновые воды развиты преимущественно в областях мезозойской и более древней активизации структур и редко встречаются в Восточном Саяне и Прибайкалье, где большинство разломов заложены в кайнозое. Повышенная радиоактивность некоторых термальных источников Байкальской гидротермальной области связана, вероятно, с их приуроченностью к разломам докайнозойского заложения, подновившегося в современную эпоху.

Абсолютное большинство родников с холодными радоновыми водами характеризуется невысоким (0,05–3 л/сек) расходом. И только дебит отдельных скважин, вскрывших такие воды на глубинах от нескольких до 30–40 м, достигает 5–10, а в районе г. Закаменска и 30 л/сек.

Минеральные радоновые воды имеют низкую температуру (0,1–0°C) и малую минерализацию (до 0,5 г/л). Величина рН варьирует в пределах 6,5–7,7. В анионном составе повсеместно преобладают гидрокарбонаты (56–96%), и только в водах отдельных источников отмечено повышенное содержание сульфатов, реже хлора (до 30–40%).

Катионный состав смешанный: это обычно натриево-кальциевые, кальциево-натриевые и магниево-кальциевые, реже натриевые, кальциевые, кальциево-магниевые и магниево-натриевые воды. В пределах Центральной экологической зоны детально изучено Котокельское месторождение радоновых вод, которое располагается на северо-западном побережье одноименного озера, где имеется естественных выходов вод с различным содержанием радона.

Источники:

Плюснин А.М. Подземные воды // Байкал. Природа и люди. Под ред. А.К. Тулохонова. - Улан-Удэ: ЭКОС, Изд-во БНЦ СО РАН, 2009

Плюснин А.М. Гидрогеохимический режим подземных вод // Байкал. Природа и люди. Под ред. А.К. Тулохонова. - Улан-Удэ: ЭКОС, Изд-во БНЦ СО РАН, 2009