Роль рифтогенеза в формировании структурно-гидрогеологических условий Байкальского региона

Однако разгрузка глубинных напряжений и подвижки блоков земной коры могут приводить и к обратному эффекту - разломы могут закрываться. Это может повлечь за собой исчезновение водопроявлений, питание которых осуществлялось за счет закрытых теперь разломов.

Сейчас исследователями отмечается большая сейсмичность на северо-восточном фланге БРЗ (рис. 14). Распределение эпицентров землетрясений по молодым, кайнозойским впадинам говорит, прежде всего, о том, что гидрогеологические, геоморфологические, а значит и структурно-гидрогеологические условия здесь все еще не сформированы окончательно.

Рисунок 14 - Схема сейсмического районирования, составленная по материалам В.П. Солоненко



4. Основные типы гидрогеологических структур

4.1 Характеристика гидрогеологических структур

Применительно к основным геоструктурным элементам в пределах Байкальской рифтовой зоны выделяются три типа гидрогеологических структур: бассейны, массивы, обводненные разломы.

Гидрогеологические бассейны

Мы уже говорили о первичности заложения межгорных впадин в условиях утонения коры, раздвижения и вертикальных перемещений крупных блоков земной коры. Движение блоков происходит по контролирующим разломом, из-за чего рифтовые впадины приобретают форму грабенов. Общие черты впадин проявляются в осадконакоплении, определяющем характер и коллекторские свойства водовмещающих отложений межгорных бассейнов. Суммарная мощность кайнозойских отложений достигает 2500-3000 м, а в отдельных впадинах превышает 5000 м.

Нижний комплекс осадочной формации впадин представлен обычно мелко- и тонкозернистыми песчано-глинистыми осадками, которые нередко залегают на древней коре выветривания горных пород опущенных блоков. Верхний комплекс осадочного чехла чаще всего отличается преобладанием крупнозернистых песчано-гравийных и галечниковых отложений - типичных орогенных (молассовых) толщ, отвечающих режиму интенсивного воздымания блоков земной коры в обрамлении рифтовых впадин и формированию расчлененного горного рельефа. Однако, частое чередование грубообломочных делювиально-пролювиальных образований, которые в центральных частях впадин замещаются мелкозернистыми осадками, перемежаемость и выклинивания на коротких расстояниях аллювиальных, пролювиальных, водно-ледниковых, озерно-болотных, отложений и эоловых осадков обусловили отсутствие выдержанных по площади и в разрезе литологически однородных пластов, а значит и водоносных горизонтов. Эти обстоятельства определяют крайнюю неоднородность водообильности как в разных, так и в пределах одного и того же бассейна [14].

Необходимо отметить, что все бассейны БРЗ по структурному признаку относятся к межгорным бассейнам, так как они образовались вследствие вертикальных перемещений в горно-складчатой стране [30].

Большое влияние на формирование подземных вод оказывают блоковое строение, при котором внутриструктурными поднятыми блоками фундамента Байкальского рифта структуры разделены на бассейны более высоких порядков, а также развитие к северо-востоку толщи промороженных пород (до 200 м) [14].

По составу воды бассейнов низкоминерализованные (0,1 до 0,5 г/дм3), гидрокарбонатные с переменным катионным составом; рН 6,9-7,4.

Несмотря на однотипность условий образования рифтовых бассейнов, важным фактором характера накопленных осадков и формирования их коллекторских свойств является степень зрелости впади. Так, разрез более молодых впадин северо-восточного фланга БРЗ в большей мере представлен гравийно-галечниковыми и валунно-глыбовыми образованиями с высокими коллекторскими свойствами и потенциалом формирования крупнейших месторождений подземных вод по сравнению с разрезами впадин центральной и юго-западной частей БРЗ.

Установленные факторы и особенности формирования ресурсов и состава подземных вод в межгорных бассейнах Байкальского рифта позволяют произвести структурно-гидрогеологическое районирование и объединить их в пять типов: Байкальского, Тункинского, Усть-Селенгинского, Баргузинского и Чарского. Критериями районирования бассейнов выступают их открытость (или ее отсутствие) в сторону Байкала, распространение поверхностных вод во впадинах, наличие интрузивных тел в разрезе осадочных отложений, степень зрелости и характер водовмещающих пород, а также геокриологические условия.

Обобщенная характеристика типов межгорных бассейнов БРЗ сводится к следующему [14]:

Бассейны Байкальского типа. Здесь водоносные неоген-четвертичные комплексы погребены под толщей водной массы, достигающей в Байкале 1600 м, а в Хубсугуле 262 м. Распространение поверхностных озерных вод в Байкальской (северная, центральная, южная) и Хубсугульской впадинах исключает возможность изучения водоносных комплексов кайнозойских образований, а также их народнохозяйственное освоение.

Типовой разрез бассейнов Байкальского типа приведен на рисунке 15 [14]:

Рисунок 15 - Типовой разрез бассейнов Байкальского типа

К бассейнам этого типа относятся впадины озера Байкал и Хубсугул.

Практическая недоступность неоген-четвертичных водоносных горизонтов под многометровой толщей воды не дает нам возможности детально изучить содержащиеся там воды.

Однако, многолетние исследования Байкальской Лимнологической станции, а в дальнейшем - Лимнологического института СО РАН, с целью изучения химического состава воды Бакала, позволили установить разницу в солевом балансе озера (0,095 г/дм3) и впадающих в него рек (0,117 г/дм3), которая составляет 0,022 г/дм3. Количество атмосферных осадков, которое могло бы производить опресняющее воздействие, соизмеримо с величиной испарения с акватории озера, что говорит о существовании глубинного опресняющего источника под самим Байкалом.

Бассейны Тункинского типа отличаются активным проявлением неоген-четвертичного вулканизма, наличием в разрезе кайнозойских орогенных отложений субпластовых тел, а также штоков базальтов и андезито-базальтов.

Трещинно-пластовые воды в базальтовых прослоях вскрываются на глубинах 4,5-203 м и часто обладают напором, величина которого изменяется от 6 до170 м. Уровни подземных вод устанавливаются на глубинах 9-62 м. Производительность скважин, вскрывающих подземные воды в зонах региональной трещиноватости базальтов, невысокая; удельные дебиты скважин составляют доли л/с. В зонах дробления тектонических нарушений значения дебитов превышают 1 л/с. По химическому составу воды гидрокарбонатные со смешанным катионным составом и величиной минерализации 0,3-0,5 г/дм3.

Напоры подземных вод, вскрытых в прослоях песков, достигают 855-1900 м. Дебиты самоизливающихся скважин колеблются от 0,02 до 0,013 л/с [14].

Типовой разрез бассейнов Тункинского типа приведен на рисунке 16 [14]:

Рисунок 16 - Типовой разрез бассейнов Тункинского типа

К бассейнам Тункинского типа относятся бассейны, приуроченные к Бусийнгольской, Дархатской и Тункинской впадинам.

В центральной части Тункинской впадины зона пресных гидрокарбонатных кальциевых, магниево-кальциевых и натриевых вод с минерализацией до 0,5, реже 1,0 г/дм3 прослеживается до глубин 700-800 м в образованиях четвертичного и неогенового возрастов [14].

Более детальное районирование Тункинского бассейна по генетическому принципу приведено в приложении 3. Сам Тункинский бассейн по характеру водообмена является открытым, благодаря естественной дрене (р. Иркут и его притоки), а также многочисленным обводненным разломам. В структурном плане тункинский бассейн делится на 6 бассейнов, разделенных перемычками: Мондинский, Хойтогольский, Туранский, Тункинский, Торский и Быстринский. Центральная часть бассейна (Тункинский) занята флювио-гляциальными отложениями, где формируются моренные коллекторы, достаточно высокой проницаемости. Эта часть бассейна принадлежит к ледниковому подтипу бассейнов по генетическому принципу.

Далее, вдоль всего склона Восточных Саян, а также восточная часть Тункинской котловины (Торский и Быстринский) занята элювиальными, пролювиальными и делювиальными отложениями, что говорит о присутствии здесь полосы конусов выноса, где также могут формироваться коллекторы с огромными емкостными свойствами. Данная территория относиться к денудационному подтипу бассейна.

В южной части котловины (Туранский, Тункинский) мы наблюдаем отложения древнего и современного аллювия сформированного р. Иркут. Здесь могут формироваться русловые, береговые, пойменные и старичные коллекторы различной проницаемости. А по подтипу это аллювиальные бассейны.

На территории Тункинской котловины имеют распространение четвертичные базальты в западной и восточной частях а также выходы кристаллического фундамента и архей-протерозойских интрузий в восточной части, что можно отнести к вулканогенным и кристаллическим массивам, отмеченных на приложении 1 как низкогорный массив.

Бассейны Усть-Селенгинского типа - это дельтовые бассейны, ограничиваемые с одной стороны береговой линией Байкала, водоносные комплексы которых открыты в озерную котловину.

Высокими коллекорскими свойствами в бассейнах этого типа характеризуются крупногалечниковые аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения современного возраста. Однако их водообильность весьма непостоянна. Удельные дебиты скважин изменяются от 0,01-0,1 до 10 и более л/с. Максимальная обводненность отложений отмечается в непосредственной близости от русел крупных рек и уреза озера Байкал. Коэффициенты водопроводимости здесь достигают 500, а иногда 1000 м2/сут.

Пресные гидрокарбонатные кальциевые и натриевые воды с минерализацией, не превышающей 0,5 г/дм3, распространяются до глуби 2500-2700 м [14].

Типовой разрез бассейнов Усть-Селенгинского типа приведен на рисунке 17 [14]:

Рисунок 17 - Типовой разрез бассейнов Усть-Селенгинского типа

Сюда относятся бассейны Усть-Селенгинский (Южно-Байкальская впадна), Усть-Баргузинский (рис. 18) (Северо-Байкальская впадина) и Кичерский (Верхнеангарская впадина).

Бассейны Баргузинского типа, в которых тонко-дисперсные молассовые отложения резко преобладают над крупнообломочными осадками, а подземные воды вскрыты преимущественно в маломощных песчаных пластах и прослоях.

Максимальной водообильностью и водопроницаемостью в этих бассейнах обладают аллювиальные отложения в долинах крупных рек, а также аллювиально-пролювиальные и делювиально-пролювиальные образования верхнечетвертичного и современного возрастов. В пределах конусов выноса, промытыми валунно-галечниковыми отложениями с песчаным заполнителем. Удельные дебиты скважин достигают 3-4 л/с, а коэффициенты фильтрации имеют значения до 30-40 м/сут.

Рисунок 18 - Космоснимок северной оконечности оз. Байкал. Желтый контур - гидрогеологические бассейны: 1 - Верхнеангарский, 2 - Усть-Баргузинский, 3 - Баргузинский; синий контур - Баргузинский массив

Водопроницаемость отложений изменяется от 3-5 до 487 м2/сут; ее наиболее выдержанные значения, составляющие 200-350 м2/сут, отмечаются у северо-западного борта впадины.

Минерализация преимущественно гидрокарбонатных кальциевых и натриевых подземных вод по предгорью бассейнов колеблется в пределах 0,06-0,12 г/дм3, повышаясь к центру до 0,3-0,5 г/дм3 за исключением участков континентального засоления, где ее значения значительно возрастают. Мощность зоны пресных вод в целом в бассейнах этого типа достигает 1,2-1,5 км и более [14].

К этим бассейнам относят одноименную Баргузинскую (рис. 19) впадину и Селенгино-Итанцинский бассейн, расположенный в пределах Селенгинской депрессии.

Рисунок 19 - Подножия Баргузинского хребта, на переднем плане хорошо видны отложения предгорных шлейфов

Типовой разрез бассейнов Баргузинского типа приведен на рисунке 20 [14]:

Рисунок 20 - Типовой разрез бассейнов Баргузинского типа

подземный вода рифтогенез орография

Бассейны Чарского типа, преобладающие на северо-восточном фланге БРЗ. Их отличительной особенностью является преимущественное распространение в верхней части разреза крупнообломочных фаций различного происхождения, а также наличие мощных подрусловых таликовых зон, аккумулирующих огромные запасы подземных вод.

Наибольшей водообильностью характеризуются аллювиально-пролювиально-флювиогляциальные отложения верхнечетвертичного и современного возрастов, представленные в основном хорошо промытыми галечниками и валунами с гравийно-песчаным заполнением в пределах подрусловых таликовых зон. Значения фильтрационных параметров и водообильности здесь исключительно высокие. Удельные дебиты скважин достигают 40 и более л/с; коэффициенты фильтрации - 400-500 м/сут, водопроводимости - более 30000 м2/сут. Высока и хорошо зарегулирована в этих условиях и естественная разгрузка подземных вод, прежде всего, в местах развития рассматриваемого комплекса отложений в пределах предгорных шлейфов, где дебиты родников достигают 200-500, а иногда 1000 л/с.

По химическому составу воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией от 20-70 до 140 мг/дм3 [14].

Важным фактором формирования коллекторских свойств является степень зрелости бассейна. Молодые бассейны северо-восточного фланга Байкальского рифта сложены гравийно-галечниковыми и валунно-глыбовыми орогенными образованиями, которые еще не прошли стадию уплотнения и характеризуются высокими коллекторскими свойствами, в отличие от бассейнов центральной и юго-западной частей рифтовой зоны. Это позволяет рассматривать бассейны северо-восточного фланга как перспективные объекты для поисков крупных месторождений подземных вод. Особенностью распространения подземных вод в бассейнах региона исследований выступает широкое распространение многолетнемерзлых пород, которые локализуют потоки подземных вод в пределах подрусловых и подозерных таликов, а также по зонам тектонических нарушений. Значительная промороженность пород определяет напорный характер межмерзлотных и подмерзлотных вод.

Водообильность отложений часто непостоянна. Дебит родников может изменяться от 0,1 до 5 л/с. Чрезвычайно разнообразный гранулометрический состав, невыдержанность по площади и в разрезе определяет значительные различия фильтрационных свойств (коэффициент фильтрации изменяется от 0,3-0,5 до 100 м/сут). По химическому составу воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые и натриево-кальциевые с минерализацией от 0,1 до 0,5 г/дм3, рН 6,9-7,4. Удельные дебиты при откачках колеблются от 2,4 до 11,6 л/с. Основным источником питания являются атмосферные осадки, на отдельных участках осуществляется дополнительное питание за счет разгрузки трещинно-жильных вод обводненных разломов. Режим подземных вод подвержен влиянию метеогенных факторов.

Подземные воды рыхлых отложений, прежде всего, водно-ледникового генезиса часто используются для организации водоснабжения хозяйственно-питьевого назначения.

Типовой разрез бассейнов Чарского типа приведен на рисунке 21 [14]:

Рисунок 21 - Типовой разрез бассейнов Чарского типа

К Чарскому типу относятся: Верхнеангарский бассейн, Ципинский и Ципиканский (Ципа-Баунтовская впадина), Муяканский (Южно-Муйская впадина), Северо-Муйский (Северо-Муйская впадина), Чарский и Токкинский.

Гидрогеологические массивы

Подземные воды гидрогеологических массивов формируются в пределах зоны трещиноватости. Региональная зона трещиноватости представляет собой комплекс трещин выветривания, трещины отдельности и мелкие трещины тектонического происхождения. Мощность трещиноватой зоны зависит от состава пород и тектонической активности и может достигать 150 - 200 м. Трещиноватость с глубиной быстро затухает. Наиболее трещиновата верхняя зона (15-20 м), глубина эффективной трещиноватости не превышает 100 м. В этом же направлении возрастают дебиты естественных выходов подземных вод, дренирующих трещинно-грунтовые воды зоны выветривания, а также удельные дебиты скважин.

Мощность водоносных зон обычно не превышает 30-40 м. Воды преимущественно безнапорные. Коллекторские свойства пород слабые, водообильность невысокая. Дебит источников колеблется от сотых долей до 1,5-3,0 л/с. Удельный дебит скважин не превышает тысячных и сотых долей литра в секунду, а значения Кф изменяются от 0,1 до 1,0 м/сут при температуре воды от +0,5 до +6,0 єС. Многие источники в зимний период не функционируют.

В гидродинамическом отношении подземные воды массивов находятся в зоне свободного водообмена, их ионный состав усложняется от высокогорных к среднегорным и низкогорным массивам. Родники, часто встречающиеся на площадях распространения этих пород, имеют в летний период дебит от 0,1 до 1,5 л/с, реже - до 3-5 л/с, а зимой обеспечивают образование наледей. Практическое использование трещинно-грунтовых вод ограничено.

Одним из важнейших принципов районирования массивов является их характер водообмена, напрямую зависящий от высотности горного сооружения. Таким образом, наше районирование основано на выделение трех основных типов гидрогеологических массивов: высокогорных (более 1800 м), среднегорных (800-1800 м) и низкогорных (менее 800 м).

Высокогорные структуры приурочены к горным сооружениям, высота которых превышает 1800 м над уровнем соря. Горные породы здесь претерпевают первую стадию выветривания (механическое разрушение). Механическая дезинтеграция пород в ходе физического выветривания привела к образованию открытых трещин и крупногобломочного элювия, покрывающего водоразделы и склоны горных хребтов полями каменных россыпей.

Распространение многолетнемерзлых пород (на северо-восточном фланге до 200 м и более), ограничивает возможности для накопления сколько-нибудь значительных ресурсов подземных вод в трещинах выветривания. Крупными коллекторами для накопления влаги в высокогорных структурах являются крупнообломочные каменные россыпи, в которых подземные воды накапливаются благодаря таянию снега, иногда даже летом надолго сохраняющегося в понижениях рельефа, а также инфильтрации атмосферных осадков. Значительная роль в питании подземных вод этих структур принадлежит конденсации содержащихся в воздухе паров воды на стенках трещин, на поверхности каменных глыб и обломков внутри россыпей. Н.А. Вельмина оценивает долю конденсации в формировании ресурсов подземных вод в горных районах Восточной Сибири до 30%.

Небольшое количество рыхлого мелкообломочного материала в коре выветривания, отсутствие хемогенных образований и низкая температура горных пород ограничивают формирование химического состава подземных вод в высокогорных структурах процессами выщелачивания, вследствие чего эти воды отличаются крайне невысокой минерализацией [31].

Высокогорные массивы выделяются по хребтам Хардил-Сардык, Баян-Ула, Тункинским гольцам, западной части хребта Хамар-Дабан, Баргузинскому, Икатскому и остальным хребтам входящих в горное обрамление БРЗ, за исключением Приморского и Байкальского, на последнем есть небольшие участки с высокогорным рельефом.

В анионном составе подземных вод зоны превалирует гидрокарбонат-ион, содержание которого достигает 70-80% экв и редко когда снижается до 30% экв.

Значительно сложнее катионный состав подземных вод этой гидрохимической зоны, для которого характерны различные сочетания трех основных компонентов - натрия, кальция и магния. Особенностью химического состава весьма пресных вод зоны является повышенное содержание кремнекислоты, достигающее 12-26 мг/дм3. Минерализация подземных вод зоны колеблется в пределах 0,03-0,09 г/дм3, при этом, чем выше отметка выхода источника, тем меньше степень насыщения подземных вод солями (0,03-0,04 г/дм3). Для подземных вод зоны высокогорий и среднегорий характерны очень низкие температуры, изменяющиеся от 2 до 6°С, и величины рН, не превышающие 7,2. В газовом составе повсеместно преобладают газы воздушного происхождения - азот и кислород.

Мощность мерзлой зоны массивов в северных районах достигает 900 м, перекрывая зону эффективной экзогенной трещиноватости. Водораздельный пояс в формировании ресурсов подземных вод не участвует. Скальные породы имеют высокую плотность, что предопределяет их незначительную льдистость. Только в зонах повышенной трещиноватости и тектонической раздробленности она повышается вплоть до появления ледяных жил и брекчий с ледяным цементом.

Низкогорные массивы выделяются по зонам мелкосопочника, покрытого степной растительностью с редкой перемежаемостью лесов. Они приурочены к районам развития степных ландшафтов, в которых кора выветривания, представленная тонкодисперсным и рыхлообломочным материалом, покрывает горные породы чехлом нередко значительной мощности. Это обстоятельство, а также недостаток увлажнения при интенсивном испарении не создают благоприятных условий для накопления значительных запасов подземных вод. Формирование химического состава происходит при энергично протекающих процессах окисления в условиях, благоприятных для испарительной концентрации элементов. Минерализация грунтовых вод в этих структурах достигает 500 мг/дм3, а иногда 800-1000 мг/дм3 [31].

Изменение химического состава наиболее отчетливо прослеживается по анионам. Несмотря на то, что в воде преобладают гидрокарбонаты, значительная роль принадлежит сульфат-иону, содержание которого часто достигает 20-30% экв.

В катионном составе доминируют двух- и трехкомпонентные системы, при этом он в значительной степени контролируется составом водовмещающих пород. Если подземные воды находятся в алюмосиликатных и силикатных метаморфических терригенных породах или перемещаются по трещинам изверженных пород, то в их составе преобладает натрий или магний; в карбонатных породах катионный состав обычно кальциевый. Из специфических компонентов в водах рассматриваемой гидрохимической зоны в повышенном количестве содержится кремнекислота (до 30 и даже 40 мг/л). Повсеместно воды обладают щелочной реакцией.

Газовый состав подземных вод предгорной зоны, как и зоны, рассмотренной выше, весьма однообразен, преобладают газы воздушного происхождения - азот и кислород [28].

К низкогорным массивам относятся иркутский амфитеатр, обрамления Усть-Селенгинской, Баргузинской, Тункинской, Верхнеангарской, Ципа-Байнтовской и Северо-Муйской впадин, а также территория острова Ольхон.

Остальная территория, не занятая ГГБ принадлежит к среднегорным бассейнам.

Среднегорные структуры приурочены к горным сооружениям, высота которых находится в пределах 800-1800 м над уровнем моря. Лишь сравнительно небольшие участки на водоразделах и в верхних частях склонов этих структур покрыты крупнообломочной корой выветривания. Чаще всего горные породы и крупноглыбовые продукты их разрушения, в том числе каменные россыпи погребены под покровом рыхлых образований, по которому развиваются почвы и разнообразная растительность.

Процессы физического выветривания, характерные для высокогорных структур, уступают здесь физико-химическим и химическим процессам. развивающийся почвенный покров и биохимические процессы в любой подстилке увеличивают роль химических процессов в разрушении породообразующих минералов.

Свободное проникновение и движение подземных вод в открытых трещинах и в промежутках между глыбами и крупными обломками горных пород, характерное для высокогорных структур в среднегорных структурах сохраняется лишь на приводораздельных участках. На большей части этих структур преобладают сравнительно медленное движение подземных вод, инфильтрация их сквозь почвы, маломощный покров рыхлообломочной коры и рыхлый материал, обычно заполняющий трещины выветривания. Это сопровождается увеличением минерализации подземных вод до 200 мг/дм3 и усложнением их химического состава. Здесь создаются более благоприятные условия для формирования ресурсов подземных вод, чему в немалой степени способствует островной характер распространения многолетнемерзлых пород [31].

Разделение массивов по высотной зональности не может в полной мере охарактеризовать особенности формирования подземных вод на каждой из высот. Разделение массивов или бассейнов по одному из признаков систематизации [30], неизбежно приводит к потере части информации о гидрогеологической картине каждой из структур. Однако, невозможность выделения всех подтипов структур на одном листе карты, дает повод к созданию нескольких структурно-гидрогеологических карт для каждой структуры. Благодаря цифровой обработке и ряду специальных программ можно путем наложения карт друг на друга получать более качественную информацию для дальнейших прогнозов. В приложении 3 приведено разделение Тункинского, Хамар-Дабанского, Еловского и Ниловского массивов по генетическому принципу на метаморфогенные, кристаллические и вулканогенные.

Трещинно-карстовые воды широко представлены в массивах Хамар-Дабана, Тункинских гольцов и др., и связаны с закарстованными мраморами, кальцифирами, характеризующимися хорошими коллекторскими свойствами и высокой водообильностью. Дебит карстовых источников достигает 25 л/с при среднем значении 3,5 л/с, удельный дебит скважин изменяется от 0,2 до 0,5 л/с, а Кф - от 1 до 50 м/сут. Воды напорные и безнапорные. Температура изменяется значительно (от +1 до +8єС). Основное питание трещинно-карстовых вод осуществляется за счет атмосферных осадков и речных вод.

Трещинно-карстовые воды распространены на отметках, близких к уровням основных водотоков; выше этих отметок закарстованные массивы дренированы. Водообильность и фильтрационные свойства карбонатных пород верхнего архея-протерозоя гораздо выше, чем у алюмосиликатных. Дебит родников изменяется от 2-3 до 25 л/с. Дебит скважин, вскрывающих трещинно-карстовые воды, при понижениях 4-15 м составляет от 0,1 до 7,5 л/с. Уровни подземных вод находятся на глубинах 17-126 м, воды всегда безнапорные.

Обводненные разломы

Многократно возобновляемая тектоническая активность региона привела к образованию крупных региональных и локальных тектонических нарушений. Разломы имеют различные направления, глубины заложения, степень дезинтеграции пород в зонах дробления. Большинство из них образуют системы северо-восточного и северо-западного простираний.

Региональные разломы протягиваются на десятки километров. Преобладающим распространением они пользуются в пределах гидрогеологических массивов, а также обрамляют межгорные впадины. В большинстве своем являются безводными, так как в результате многочисленных тектонических движений блоков земной коры по ослабленным зонам, породы в этой зоне раздроблены до мелкодисперсного состояния и обладают низкими фильтрационными свойствами. Обводненными являются молодые, оперяющие зоны разломов, локальные разломы и узлы пересечения различных тектонических зон.

С обводненными разломами связаны трещинно-жильные воды. По глубине заложения обводненные разломы классифицируются на глубокие и приповерхностные. Анализ распределения подземных вод в обводненных разломах свидетельствует о том, что в зонах дробления приповерхностных разломов локализуются, как правило, холодные пресные подземные воды, а трещинно-жильные воды глубоких разломов обладают повышенной температурой, специфическим микрокомпонентным и газовым составом, но также низкой величиной минерализации. В целом, высокая обводненность зон разломов при прочих равных условиях дифференцирована в соответствии с состоянием пород и заполнителем в пределах зон дробления тектонических нарушений.

Водоносность зон разломов подтверждается приуроченностью к ним высокодебитной разгрузки подземных вод, участков наледеобразования, зон резкого увеличения или уменьшения поверхностного стока, характерными изменениями состава вод (увеличение содержания фтора, кремнекислоты, сульфат-иона, радона), а также результатами бурения, опытно-фильтрационными работами и наблюдениями в подземных сооружениях.

В пределах гидрогеологических массивов приповерхностные разломы являются естественными дренами трещинно-грунтовых вод зоны выветривания, часть из них приурочены к разломным зонам, формирующим многочисленные таликовые зоны. По химическому составу трещинно-жильные воды мало отличаются от подземных вод зоны выветривания. Преимущественно это гидрокарбонатные кальциево-магниевые, кальциево-натриевые воды с минерализацией от 0,02 до 0,3 г/ дм3. Дебиты родников составляют 10-15 л/с, иногда 30-90 л/с и даже 160 л/с. Крупнодебитные родники приурочены к зонам главных разрывных нарушений и к узлам их пересечения. Удельные дебиты скважин, вскрывших холодные трещинно-жильные воды, составляют 4-64 л/с [34].

Нередко в зонах разломов вскрываются напорные воды. Пресные трещинно-жильные воды имеют минерализацию 0,04-0,5 г/дм3. Например, среди катионов в водах Хамар-Дабана и Восточного Саяна преобладает кальций, а на остальной территории Прибайкалья - натрий и магний. В разломах, вскрывающих холодные воды, температура воды родников изменяется от 1,5 до 4,5°С, редко достигая 5-7° С. С глубинными разломами связаны выходы на поверхность термальных и минеральных вод.

Через ослабленные зоны земной коры (глубинные разломы) происходит вынос глубинного тепла, что вызывает общее повышение температуры пород и, как следствие, подземных вод. Метеогенные воды, попадая в зону дробления глубокого разлома, проникают на значительные глубины, их температура повышается до 80-100С. На выходе температура термальных вод снижается из-за смешения с холодными водами различного генезиса и общего понижения температуры окружающей среды. Разгрузка термальных вод главным образом происходит во впадинах, где наблюдается повышенный вынос тепловой энергии.

В целом, термальные трещинно-жильные воды зон разломов характеризуются преобладанием в составе гидрокарбонатов и сульфатов, низкой минерализацией и газонасыщенностью (рис. 22).

Рисунок 22 - Анионный состав подземных вод различных типов структур Байкальской рифтовой зоны

5. Физико-химическое моделирование процессов формирования подземных вод

В формировании современной гидросферы принимают участие воды, минеральные и газовые компоненты различного происхождения - метеорного, метаморфогенного и ювенильного. В конечном итоге, гидросфера - естественный продукт сложного взаимодействия в гетерогенной системе «мантийные флюиды - вода - порода - газ - живое вещество». Выяснение источников происхождения как самой воды, так и растворенных в ней веществ встречает большие трудности из-за отсутствия, прежде всего, четких генетических критериев и представлений о составе первичных эндогенных флюидов.

Развитие современной гидрогеологии, как и других наук, во многом обусловлено внедрением нового методологического подхода к исследованиям, который назван модельным. В течение длительного периода гидрогеологическая наука шла по пути эмпирических обобщений. Расширение и усложнение знаний о природных водах, а главное - внедрение методов точных наук (в том числе, физической химии) проявило ограниченные возможности эмпирического подхода и обусловило переход к другому типу исследования, использующему теоретические модели. Это, в свою очередь, способствует переосмыслению содержания как самой гидрогеологической науки, так и ее роли в решении практических задач. Из чисто геологической она все больше превращается в науку комплексную о гидросфере в целом и ее роли в становлении, развитии и эволюции всего окружающего мира.

Подземная гидросфера в земной коре теснейшим образом взаимодействует с литосферой, биосферой, атмосферой, а также мантией и космосом. Результаты взаимодействия этих важнейших составляющих приводят к направленной эволюции, сопровождающейся образованием новых продуктов в виде минералов, руд, пород, генетических и геохимических типов вод. Тем самым гидрогеология из учения о явлениях превращается в науку о процессах и их закономерностях. Одним из основных требований современной гидрогеологии, в этой связи, для решения ее теоретических и прикладных задач выступает необходимость разработки количественных методов прогноза формирования химического состава природных вод в естественных и нарушенных деятельностью человека условиях. Такие прогностические исследования могут успешно выполняться на основе физико-химического моделирования гидрогеохимических процессов в системе «подземная вода - порода», опирающегося на химическую термодинамику.

Основным методологическим приемом метода моделирования, раскрывающим его суть, является замещение объекта исследований другим - его моделью, более простой и доступной для изучения, соответствующей объекту, а результаты исследования модели переносятся на свойства объекта. При этом следует отметить два важных обстоятельства. Во-первых, модель никогда не может быть полностью адекватна изучаемому объекту, иначе его замена моделью при исследовании не даст никаких преимуществ. Это обусловливает необходимость этапа проверки соответствия объекту - верификации модели. Во-вторых, не построение модели, а изучение ее свойств является главным этапом исследования. Модель - это инструмент, а не цель работы. В конечном итоге, модель должна обладать прогнозными свойствами, т.е. некоторые ее выявленные в процессе изучения следствия должны соответствовать еще неизвестным свойствам природного объекта.

Физико-химическая модель отражает взаимосвязи компонентов геологической модели с помощью термодинамических соотношений, динамики тепло- и массопереноса, кинетики химических взаимодействий. Основным элементом физико-химической модели являются гидродинамические условия, которые определяют физико-химическую эволюцию гидрогеохимических систем [5]. Математическая модель количественно описывает физико-химическую модель с помощью системы уравнений (условия минимальности термодинамического потенциала, уравнения тепло- и массопереноса, и т.д.) и включает в себя методы и алгоритмы расчета равновесия.

Исходной информацией для расчета равновесного состояния гидрогеохимической системы являются:

набор независимых компонентов системы (химические элементы);

набор зависимых компонентов системы (минералы, газы, частицы водного раствора с соответствующими им термодинамическими параметрами);

химические составы пород и первичного раствора;

структура и число резервуаров, описывающих мегасистему;

сценарий взаимодействия, описывающий последовательность и количество порций вещества, которыми обмениваются между собой реакторы системы.

Химический состав системы выражается через стехиометрические единицы (независимые компоненты), обычно выраженные в мольных концентрациях химического элемента. Список зависимых компонентов представляет собой все формы соединений независимых компонентов, потенциально существующих в диапазоне температур и давлений, в котором проводится моделирование. Для расчетов необходимо знать термодинамические свойства химических веществ, принимающих участие в модели, к которым относятся энергия Гиббса (G), энтальпия (H), энтропия (S), теплоемкость при постоянном давлении (Cp), объем (V).

Моделирование физико-химических процессов нуждается в постоянном пополнении и уточнении баз термодинамических данных для различных соединений. Сведения о термодинамических свойствах элементов могут быть получены в результате колориметрических измерений, экспериментальных исследований равновесий, измерением ЭДС гальванических элементов, термохимическими расчетами, расчетами на основе экспериментальных спектроскопических данных и расчетами на основе полуэмпирических закономерностей [5].

В итоге для каждой из систем-резервуаров можно получить равновесные составы раствора и твердых фаз, образующиеся при достижении равновесия (включая молярную концентрацию для каждого компонента раствора, мольные количества, весовые и объемные проценты для газов и минералов); а также рН, ионную силу, соотношение «порода-вода» и т.п. По известному составу поступающего раствора можно количественно воссоздать процесс преобразования минеральных компонентов в системах необратимого взаимодействия «вода - горные породы», предсказать характер изменения состава растворов, исходя из возможных сценариев взаимодействия или смешения.

Имитационная модель гидрогенной системы включает: магматическую камеру, как глубинный источник тепла и однонаправленного потока летучих с давлением, близким к литостатическому; разуплотнённый блок вмещающих пород, в котором движутся восходящие и нисходящие потоки инфильтрационных и глубинных вод под гидростатическим давлением; а также флюидканалы, проходящие от магматических источников до поверхности, геологически фиксируемые в виде различных зон разломов.

Автору настоящей работы не представилось возможности для самостоятельных исследований в области физико-химического моделирования. Однако, не привести в работе пример подобных исследований представляется не целесообразным. В данной работе представлены результаты моделирования взаимодействия глубинного флюида с вмещающими породами, проведенного Диденковым Ю.Н., Бычинским В.А., Мартыновой М.А., Ломоносовым И.С., Тупицыным А.А., и Чудненко К.В., опубликованные в статье «Структурно-гидрогеологические основы физико-химического моделирования процессов формирования гидросферы Байкальского рифта» [17].

К настоящему времени в геохимии утвердился обобщенный образ флюидных систем (ФС), включающих в себя гидротермальные и рудообразующие системы. Характерные черты ФС - необратимая эволюция во времени, непрерывный пульсационно-циклический характер флюидного потока, взаимодействие с породами земной коры, гидросферой и атмосферой. Неизменные составные части ФС: магматическая камера или глубинный источник тепла и летучих; в различной степени дезинтегрированный и разуплотненный блок вмещающих пород, в котором циркулируют восходящие и нисходящие потоки инфильтрационных глубинных и метеорных вод; просекающие надстройку флюидоканалы, геологически фиксируемые в виде зон разломов; однонаправленный поток летучих с давлением, близким к литостатическому. Эволюция ФС - сложный физико-химический процесс изменения состава и свойств флюида, взаимодействующего с вмещающими породами, океаническими осадками, подземными и поверхностными водами. Флюид, проходящий через стволовую трещиноватую зону, взаимодействует с вмещающими породами поступает в зону разгрузки в морские или пресноводные водоемы, т.е. принята модель сквозной проточной мегасистемы. Характерная особенность этого сценария - смешанный источник восходящего флюида. Эндогенный флюид в областях субдукции взаимодействует с погружающимся осадочным материалом, насыщенным морскими водными растворами. Анализ имеющихся геолого-геохимических данных показывает, что моделирование по сценарию взаимодействия с породами возможно в нескольких модификациях, отличающихся по источнику «второго» гравитационного и/или седиментационного раствора (рис. 23). Рассмотренный сценарий эволюции эндогенных флюидов, не является исчерпывающим и может быть расширен с учетом новых геолого-гидрогеологических данных или иных соображений.



Рисунок 23 - Обобщенная структурно-гидрогеологическая схема физико-химической модели формирования гидросферы Байкальского рифта

Физико-химическая модель охлаждения (подъема) эндогенного флюида представлена четырьмя независимыми компонентами С-Н-О-е (где e - электрон). Список веществ, потенциально возможных в равновесии, включает, наряду с компонентами газовой фазы, водный раствор и твердые фазы - графит и алмаз. Всего 129 компонентов. Зависимые компоненты водного раствора подбирались таким образом, чтобы они соответствовал аналитическому газовому составу гидротерм. Общее число зависимых компонентов водного раствора 10, включая H2O как зависимый компонент - растворитель (табл. 1) [17].



Таблица 1 - Фазы и зависимые компоненты системы C-H-O

Название	Формула	Название	Формула	Название	Формула
Алканы	Метилциклопентан	C6H12	Фенолы
Метан	CH4	Метилциклогексан	C7H14	Фенол	С6Н6О
Этан	C2H6	Арены	м-Крезол	С7Н8О
Пропан	C3H8	Бензол	C6H6	Альдегиды
н-Бутан	C4H10	Толуол	C7H8	Формальдегид	СН2О
н-Пентан	C5H12	Этилбензол	C8H10	Ацетальдегид	С2Н4О
н-Гексан	C6H14	Пропилбензол	C9H12	Пропанал	С3Н6О
н-Гептан	C7H16	Бутилбензол	C10H14	Бутанал	С4Н8О
н-Октан	C8H18	Пентилбензол	C11H16	Пентанал	С5Н10О
н-Нонан	C9H20	Гексилбензол	C12H18	Нонаналь	С9Н18О
н-Декан	C10H22	Гептилбензол	C13H20	Деканаль	С10Н20О
н-Ундекан	C11H24	Октилбензол	C14H22	Карбоновые кислоты и их производные
н-Додекан	C12H26	Нонилбензол	C15H24
н-Тридекан	C13H28	Децилбензол	C16H26	Муравьиная кислота	СН2О2
н-Тетрадекан	C14H30	Ундецилбензол	C17H28
н-Пентадекан	C15H32	Додецилбензол	C18H30	Уксусная кислота	С2Н4О2
н-Гексадекан	C16H34	Тридецилбензол	C19H32	Акриловая кислота	С3Н4О2
н-Гептадекан	C17H36	Тетрадецилбензол	C20H34	Бензойная кислота	С7Н6О2
н-Октадекан	C18H38	1,2-Диметилбензол	C8H10	Этилацетат	С4Н8О2
н-Нонадекан	C19H40	1,3-Диметилбензол	C8H10	Эфиры
н-Эйкозан	C20H42	1,4-Диметилбензол	C8H10	Диметиловый эфир	С2Н6О
н-Генэйкозан	C21H44	Нафталин	C10H8	Метоксиэтан	С3Н8О
н-Докозан	C22H46	1-Метилнафталин	C11H10	Дибутиловый эфир	С8Н18О
н-Трикозан	C23H48	Бифенил	C12H10	Окись этилена	С2Н4О
н-Тетракозан	C24H50	Антрацен	C14H10	Окись пропилена	С3Н6О
н-Пентакозан	C25H52	Фенантрен	C14H10	Другие газы
н-Гексакозан	C26H54	Алкоголи (спирты)	Углерод	C
н-Гептакозан	C27H56		Окись углерода	CO
н-Октакозан	C28H58	Метанол	CH3OH	Двуокись углерода	CO2
н-Нонакозан	C29H60	Этанол	C2H5OH	Кислород	O2
н-Триаконтан	C30H62	1-Пропанол	C3H7OH	Озон	O3
н-Гентероконтан	C31H64	1-Бутанол	C4H9OH	Пар	H2O
н-Дотриаконтан	C32H66	1-Пентанол	C5H11OH	Водород	H2
н-Тритриаконтан	C33H68	1-Гексанол	C6H13OH	Водный раствор
н-Тетратриаконтан	C34H70	1-Гептанол	C7H15OH	Метан
н-Пентатриаконтан	C35H72	1-Октанол	C8H17OH	Гидрокарбонат ион
н-Гексатриаконтан	C36H74	1-Нонанол	C9H19OH	Карбонат ион
н-Гептатриаконтан	C37H76	1-Деканол	C10H21OH	Окись углерода	CO0
н-Октатриаконтан	C38H78	1-Ундеканол	C11H23OH	Двуокись углерода
н-Нонатриаконтан	C39H80	1-Додеканол	C12H25OH	Кислород
н-Тетраконтан	C40H82	1-Тридеканол	C13H27OH	Водород
Циклоалканы	1-Тетрадеканол	C14H29OH	Гидроксил ион	OH-
Циклопропан	C3H6	1-Пентадеканол	C15H31OH	Протон	H+
Циклобутан	C4H8	1-Гексадеканол	C16H33OH	Вода	H2O
Циклопентан	C5H10	1-Гептадеканол	C17H35OH	Твердые фазы
Циклогексан	C6H12	1-Октадеканол	C18H37OH
Циклопентан	C7H14	1-Ненадеканол	C19H39OH	Алмаз	C
Циклогексан	C8H16	1-Эйкозанол	C20H41OH	Углерод	C

Термодинамическая информация для компонентов газовой фазы получена на основе внутри согласованных термодинамических данных, представленных Г. Хельгесоном, включающих изобарно-изотермический потенциал и энтальпию образования из элементов при 298,15 K в стандартном состоянии, стандартную энтропию, молекулярный объем, критические температуры и давление для алканов с углеродным числом С < 20. Экстраполяция стандартных термодинамических характеристик за пределы температурной области, в которой они использованы Г. Хельгесоном, проводилась по уравнению теплоемкости Р. Бермана. В работе Г. Хельгесона использовалась линейная экстраполяция, приводящая к значительной систематической погрешности изобарно-изотермических потенциалов образования неорганических веществ в области температур выше 800оС. Новое уравнение рассчитано с помощью регрессионного анализа величин теплоемкостей, полученных по уравнениям, представленным Г. Хельгесоном. Для углеводородных газов с С > 20, критические Т, Р, V, сжимаемость и фактор ацентричности Питцера были рассчитаны с помощью множественной регрессии на основе данных, представленных Р. Ридом . Другая недостающая термодинамическая информация взята из встроенных в ПК Селектор баз термодинамических данных [17].

Исходя из сложившихся в настоящее время представлений о мантийном флюиде, как преимущественно углеводородном, принята следующая схема расчетов. Выбраны три состава первичных флюидов: преимущественно углеродный - CH1,8, отвечающий составу тяжелой дегазированной нефти, углерод-водородный CH2,1, соответствующий составу газово-жидких включений в мантийных породах и минералах и преимущественно метановый CH4,5, отвечающий составу метано-водородных флюидных потоков. Особенности эволюции каждого из составов рассматривались в зависимости от содержания кислорода во флюиде. Были приняты следующие отношения С к O - 1:0.1, 1:0.5, 1:1 отражающие наиболее вероятные вариации состава флюида по кислороду. PT-условия термодинамического равновесия соответствовали значениям геобаротермы №3, (табл. 1). Главной задачей модельных экспериментов было определение тех количественных термодинамических ограничений, которые управляют устойчивым или метастабильным существованием воды в восходящем от верхней мантии флюиде.

Из результатов расчета компонентного состава системы С-Н-О видно, что в земной коре, независимо от соотношения С:Н:О, термодинамически устойчив метан, вода и двуокись углерода, которые в верхней мантии резко сменяются тяжелыми алканами (С17-С20), в том числе и кислородсодержащими. На рисунках 25, 26, 27 изображены диаграммы фазовых полей системы С-Н-О в координатах РТ-условия (глубина) - содержание равновесных компонентов. Из диаграмм видно, что независимо от количества кислорода в флюиде вода равновесна только с легкими углеводородами. Даже обедненный кислородом глубинный флюид (рис. 25, 26а, 27а), содержащий в нижних точках геобаротермы тяжелый кислородсодержащий углеводород С20Н42О и СО, в условиях температур меньше 1500 С преобразуется в метан и Н2О. Увеличение содержания кислорода, приводит к образованию СО2 и росту концентрации СО в области устойчивого существования тяжелых углеводородов, а в зоне существования легких углеводородов образуются большие количества Н2О (рис. 25б,в 26б,в, 27б,в). В двухфазной области диаграммы, т.е. там, где стабильны флюид и твердый углерод, количество двуокиси углерода определяется соотношением Н:О. Некоторое количество СО2 сохраняется в равновесии с Н2О в решениях, соответствующих верхним точкам геобаротермы, если количество свободного водорода Н2 незначительно (рис. 25в). В том случае, когда во флюиде существует водород, то в равновесном составе газовой фазы возможно существование только метана (рис. 25).

В условиях, близких к земной поверхности, в равновесии сосуществуют уже три фазы: водный раствор, газ и графит. Дивергенция глубинного флюида на газ и водный раствор приводит к изменению состава в газовой фазе, относительное количество метана в ней возрастает от 70% до 90%. Поэтому основным компонентом водного раствора является также метан, и только в тех решениях, где отношение С:О > 0,5, а С:Н < 2, в растворе возможно присутствие СО2 в сопоставимых или даже превышающих содержание метана количествах (рис. 24 а,б) [17].



Заключение

Рифтогенез - это сложный эндогенный процесс, который заключается в растяжении земной коры (раздвижении литосферных плит) в условиях высоко поднятого мантийного диапира и утонения земной коры. Процесс сопровождается флюидной геодинамикой и тектоническими движениями, которые формируют структурно-гидрогеологические условия региона.

В процессе рифтогенеза формируются листрические разломы сбросового типа, по которым происходит опускание одних блоков земной коры относительно других. Так продолжают формироваться современные морфоструктуры Байкальского региона, что позволяет четко выделить геологические тела: опущенные блоки - впадины, поднятые блоки - «плечи» рифта и межблоковые тела - разломы.

Современная дегазация мантии и флюидная геодинамика является основными факторами формирования состава эндогенного флюида. Поскольку по термодинамическим моделям С.В. Лысак [25] температура на границе мантийного диапира равна примерно 800-1000оС, то и подземный флюид имеет значительные температуры. Перехватываясь флюидоканалами (разломами с достаточной глубиной заложения и раскрытостью для флюида), продукты преобразования водного флюида, при подъеме к поверхности и смешении с атмосферными водами, выводятся на поверхность, или вскрываются на доступных глубинах скважинами. При этом в качестве основного продукта выступают пресные и ультрапресные термальные воды, в газовом составе которых преобладают CH4 и CO2.

В свою очередь, признанный исследователями газовый состав эндогенного флюида, а также особенности его распределения, позволил И.С. Ломоносову создать классификацию термальных вод по газовому составу, однако самим автором и его последователями признается неполнота классификации. Газовый состав подземных вод может служить косвенным признаком определения глубинности ее происхождения. Главным индикатором глубинности на данный момент является мантийная метка: соотношение 3He/4He, превышающее n*10-5.

Выделение геологических структур с учетом их гидрогеологических характеристик дает нам три типа гидрогеологических структур: впадины - гидрогеологические бассейны, «плечи» рифта (горное обрамление) - гидрогеологические массивы и разломы - обводненные разломы.

Исследования в области структурно-гидрогеологического анализа и физико-химического моделирования позволили выделить пять типов гидрогеологических бассейнов: Байкальский, Тункинский, Баргузинский, Усть-Селенгинский, Чарский. Данная систематизация проведена на макроуровне и отражает, в первую очередь, структурные особенности бассейнов. Детальное районирование внутри каждого типа бассейнов позволит установить закономерности распределения подземных вод на более высоком уровне, что повысит правильность дальнейшего прогнозирования крупных скоплений как холодных, так и термальных подземных вод.

Разделение гидрогеологических массивов по высотной зональности, обусловлено также структурными особенностями: от высоты горного сооружения зависит его подверженность процессам выветривания, от последнего зависит степень и вид почв на различных высотах, чем скуднее почвенный покров, тем преснее гидрогеохимический профиль.

Выделение приповерхностных и глубоких обводненных разломов, безусловно, подчиняется их положению как внутри, так и между структурами. Однако наряду со структурным положением, для выделения этого типа гидрогеологических структур важную роль играет время их заложения и цикл последней активизации. Древние разломы, не подновленные в кайнозое - мезозое, практически не имеют гидрогеологической значимости, вследствие своей «залеченности».

Таким образом, подводя итог работе, автор проследил как в результате процесса рифтогенеза и сопровождающих его наложенных процессов изменяется исходная обстановка и формируется современный структурно-гидрогеологический облик территории.

Выполненные исследования продолжают развитие представлений о главной роли рифтогенеза и сопровождающих его процессов в формировании структурно-гидрогеологических условий Байкальского региона. Это, прежде всего, ярко выражено в специфике геологических структур (разломы, впадины, горное обрамление), где происходит подъем эндогенных флюидов, генерация подземных вод и их смешение с атмосферными, насыщение микрокомпонентами и газами различного генезиса и, как следствие, формирование природных вод с широким спектром химического состава и температурного режима. При этом обращает внимание устойчивая во времени пресноводность как в целом гидросферы Байкальского региона, так и жемчужины планеты - озера Байкал.

Список литературы

1. Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. - 297 с. + 3 вкл.