Distribution of stable Н, О and С isotopes in natural waters in the area of the Taz oil and gas condensate field (Yamalo-Nenets Autonomous Region)

Full Text

Введение

Состав природных вод претерпевает значительные изменения за время прохождения атмогенного, биогенного, литогенного этапов формирования и далее, в глубь по геологическому разрезу, на стадиях диа- и катагенезиса. Одним из интересных объектов для изучения формирования состава вод являются природные воды арктических регионов по следующим причинам: 1) в приповерхностных условиях дополнительно могут накладываться процессы криогенной метаморфизации (изменение минерализации и состава вод при оттаивании–промерзании мерзлых пород) [1]; 2) в глубинных условиях широко распространены пластовые воды нефтяных месторождений, которые можно рассматривать как один из конечных этапов формирования вод. При этом химический состав вод в регионе по последним данным достаточно изучен в отличие от химического состава поверхностных [2–3], неглубокого залегания [4] и глубоких нефтяных [5–8], а вот работ по изотопному составу вод не так много. Имеются данные по δD и δ¹⁸O почвенных, речных и озерных вод [9], снегу [10], льду [11], некоторых подземных вод [12, 13]; недавно вышла большая комплексная работа по δD, δ¹⁸O и δ¹³С пластовых нефтяных вод [14] и статья авторов по аналогичным данным в системе «почвы–просадки–озера–реки» [15]. Исследования распределения δD, δ¹⁸O и δ¹³С природных вод региона от поверхностных до нефтяных пока не проводились.

В 2022 г. в районе Тазовского нефтегазоконденсатного месторождения были получены новые данные по изотопному составу пластовых вод в контуре водонефтяного контакта. Интерес к данному месторождению связан с технологией добычи углеводородов, а именно, с отсутствием системы заводнения пласта для поддержания пластового давления, что гарантирует получение более объективных результатов по химическому и изотопному составу природной воды. К тому же в данном регионе накоплен массив данных по поверхностным и подземным водам зоны активного водообмена [15], что позволит проследить эволюцию изотопного состава вод вдоль вертикального разреза и определить реперные показатели для каждого водного объекта. Иными словами, цель настоящего исследования – изучить и сопоставить изотопный состав О, Н, С в природных водах Ямало-Ненецкого автономного округа (ЯНАО) (поверхностные, подземные воды зоны активного водообмена и пластовые воды нефтегазоносных отложений Тазовского месторождения) для выделения условных изотопных маркеров.

Объекты и методы исследования

Территория исследований относится к арктической зоне Западной Сибири, для которой характерны наличие многолетней мерзлоты и обилие болот, озёр и рек, а также наличие крупнейших залежей углеводородов в мире [16]. Почвенный покров представлен в основном торфяными, преимущественно олиготрофными, почвами. Водно-болотный и озерный покров может варьировать от 20 до 80 % в течение года, в зависимости от сезонных гидрологических условий. Питание рек происходит в основном за счет осадков, преимущественно снеговых, в меньшей степени – дождевых, а также болотно-грунтовыми водами. Замедленный круговорот веществ в условиях низких температур и заболоченность водосборов способствуют накоплению в поверхностных водах широкого спектра органических веществ [3, 9, 15]. В разрезе песчано-глинистых отложений выделяются два гидрогеологических этажа. Верхний этаж, характеризующийся свободным газоводообменом, представлен турон-палеогеновым и эоцен-четвертичным водоносными комплексами, содержащими пресные воды. Гидрогеологические условия осложнены наличием преимущественно сплошного распространения многолетнемерзлых пород (ММП) до глубины 400–450 м. Питание подземных вод происходит в основном в летний период за счет инфильтрации атмосферных осадков. Нижний гидрогеологический этаж слагают сверху вниз: апт-альб-сеноманский, неокомский, юрский водоносные комплексы, содержащие высоконапорные термальные минерализованные воды [7].

Полевые исследования проходили в течение трех лет, в летне-осенний период 2020–2022 гг. Объектами изучения были: 1) поверхностные воды: 9 речных, 11 озерных, 2 пробы почвенных вод и 3 пробы воды просадок (начальная стадия образования термокарстовых озер) и 2) подземные воды: 19 проб из скважин на хозяйственно-питьевое водоснабжение (в основном атлым-новомихайловский водоносный горизонт) и 3 пробы из нефтедобывающих скважин (апт-альб-сеноманский водоносный комплекс) (рис. 1). Для сравнения также были привлечены данные по водам, отобранным на Западно-Малобалыгском, Унтыгейском и Федоровском месторождениях. Всего изучен изотопный состав 49 проб воды и 1 пробы нефти.

 

Рис. 1. Схема точек отбора проб в ЯНАО

Fig. 1. Scheme of sampling points in Yamalo-Nenets Autonomous Regiоn (YаNAR)

 

В полевых условиях измерялись: температура, рН, Eh и быстроизменяющиеся компоненты. Аналитические исследования проводились стандартными методами в Томском политехническом университете и Томском филиале Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН. Исследования изотопного состава кислорода, водорода вод, а также углерода водорастворенной углекислоты (DIC – dissolved inorganic carbon) проводились в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск) с помощью прибора Isotope Ratio Mass Spectrometer FinniganTM MAT 253, снабженного приставками пробоподготовки H/Device, GasBench II и FlashEA 1112, согласно методикам [17–20], относительно материалов сравнения МАГАТЭ: NBS-18 и NBS-19 – при измерениях δ¹³C_DIC; IAEA-CH7, USGS-24 и NBS-22 – при измерениях δ¹³C_орг; VSMOW2, SLAP2 и GISP – при измерениях δD и δ¹⁸O [21] Погрешность измерений не превышала 0,2 ‰ при анализе изотопного состава углерода и кислорода и 2 ‰ – водорода. Полученные значения по углероду приведены относительно мирового стандарта VPBD (Vienna Pee Dee Belemnite – Венский стандарт Белемнита формации Пии Дии), по кислороду и водороду – относительно VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water – Венский стандарт средней океанической воды).

Химический состав природных вод

Поверхностные воды. Практически повсеместно на исследуемой территории преобладают ультрапресные (минерализация от 2 до 130 мг/л) воды с высокими концентрациями растворенного органического вещества (РОВ) (Сорг до 122 мг/л) и широким диапазоном значений рН от 3,9 до 7,9. В направлении просадка–озеро–река увеличивается минерализация и рН вод, но уменьшаются концентрации РОВ, состав вод меняется от сложного органо-сульфатно-хлоридно-гидрокарбонатного аммонийно-кальциево-натриевого (болота, просадки) до гидрокарбонатного кальциевого (реки) [3].

Подземные воды верхнего гидрогеологического этажа. Рассматривались в основном воды, используемые для хозяйственно-питьевого водоснабжения, в большинстве случаев атлым-новомихайловского водоносного горизонта. Воды пресные с минерализацией от 29 до 357 мг/л, рН от 5,5 до 7,9, температура 2–5 °С. По химическому составу воды в основном гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией 29–289 мг/л, отобраны с глубин 10–180 м. Лишь три пробы подземной воды имеют содовый состав с повышенным содержанием хлор-иона (до 87 мг/л), соленостью 191–357 мг/л, отобранные с глубин 100–244 м. Концентрации органических веществ значительно ниже, чем в поверхностных водах – 0,6–12,7 мг/л. Криогенная метаморфизация подземных вод вследствие многократного промерзания и оттаивания водовмещающих отложений верхнего этажа ведет к постоянным колебаниям минерализации, росту Na⁺ и Cl^– ионов [1].

Подземные воды нижнего гидрогеологического этажа. Изучена достаточно небольшая выборка, состоящая из трех проб воды апт-альб-сеноманского водоносного комплекса Тазовского месторождения, также для сравнения использовались данные по двум пробам вод, отобранных на Западно-Малобалыгском и Федоровском месторождениях в аналогичных горизонтах. Воды в основном нейтральные (pH 6,9–7,4) с величиной общей минерализации 18,3–20,2 г/л, по химическому составу достаточно однотипные – хлоридные натриевые [22].

Результаты и их обсуждение

Изотопный состав – это соотношение различных изотопов одного и того же химического элемента в образце, в данном случае воды.  Колебания значений таких соотношений определяется как генезисом веществ, так и процессами фракционирования, происходящими в системе «вода–порода–газ–органическое вещество» с течением времени [23–25].

Изотопный состав вод и водорастворенного углерода природных вод исследуемой территории представлен в табл. 1, 2: усредненный по поверхностным водным объектам – в табл. 1 [15] и детальный по подземным водам – в табл. 2. Также были рассчитаны и приведены в таблицах: величина дейтериевого эксцесса (d_exc), т. е. недостаток дейтерия от его количества в равновесном состоянии с кислородом [26], рассчитанный по уравнению d_exc=δD–8×δ¹⁸O; и кислородный сдвиг (КС), рассчитанный по уравнению КС=(δD–10)/8.

 

Таблица 1. Изотопный состав поверхностных вод севера Западной Сибири

Table 1. Isotopic composition of surface waters in the north area of Western Siberia

Водный объект Water body	N	δ2Н (VSMOW)	δ18О (VSMOW)	КС/OS	dexc	δ13CDIC (VPDB)
		‰
Почвенные воды Soil water	2	–110,2…–106,2 –108,2	–15,3…–15,0 –15,1	–0,5…–0,3 0,4	12,6…14,1 13,8	–23,5…–17,9 –20,7
Речные воды River water	9	–126,8…–100,0 –111,7	–16,9…–12,3 –15,1	–1,1…1,4 0,1	–1,3…18,7 9,2	–17,2…–3,9 –10,4
Воды просадок Depressions water	3	–101,3…–89,6 –94,5	–14,0…–11,6 –12,6	–0,1…0,9 0,5	2,9…10,9 6,3	–23,0…–19,5 –21,7
Озерные воды Lake water	11	–101,6…–69,3 –87,2	–14,1…–7,3 –10,2	–0,2…2,8 1,9	–12,1…11,3 –5,2	–25,9…–6,0 –14,8

Примечание: в числителе – пределы содержаний, в знаменателе – средние значения; N – количество проб воды; КС – кислородный сдвиг.

Note: in the numerator – the limits (range of values) of the contents, in the denominator – the average values; N – number of the water samples; OS – oxygen shift.

 

Таблица 2. Изотопный состав подземных вод севера Западной Сибири

Table 2. Stabile isotope composition of groundwaters in the north area of Western Siberia

Номер пробы Sample number	ВК (ВГ) AC (AH)	Глубина, м Depth, m	δ2Н (VSMOW)	δ18О (VSMOW)	КС/OS	dexc	δ13CDIC (VPDB)
			‰
Подземные воды верхнего гидрогеологического этажа Groundwater of the upper hydrogeological level
2209	Q	5	–122,8	–15,9	0,7	4,3	–19,2
2210		16	–133,4	–17,8	0,1	9,2	–21,0
2221		17	–126,2	–17,1	–0,1	10,4	–10,0
2117		23	–128,2	–18,2	–0,9	17,6	–15,3
2112		30	–117,2	–16,9	–1,0	18,2	–10,0
2115	P (Р31-2at+nm)	41	–129,8	–18,7	–1,2	19,7	–30,4
2114		50	–120,6	–16,8	–0,5	13,6	–19,9
2216		65	–127,1	–17,1	0,1	9,4	–19,0
2208		70	–120,4	–16,1	0,2	8,6	–8,7
2116		80	–127,3	–18,3	–1,2	19,3	–4,7
2107		100	–135,2	–19,1	–1,0	18,0	–6,8
2108		100	–133,6	–18,8	–0,8	16,4	–6,9
2101		101	–135,0	–19,6	–1,4	21,5	–4,1
2219		120	–132,7	–17,7	0,1	9,0	–18,7
2103		128	–130,2	–18,3	–0,7	15,8	–5,4
2222		155	–133,1	–17,8	0,1	9,0	–10,6
2123		180	–129,0	–17,8	–0,4	13,5	–18,9
2207		244	–126,7	–16,9	0,2	8,4	–13,7
Унтыгейское месторождение Untygeyskoe field		200	–103,1	–12,3	1,8	5,5	–4,7
Подземные воды нижнего гидрогеологического этажа Groundwater of the lower hydrogeological level
3115	К1–2	1220	–64,2	–8,4	0,9	2,8	18,2
4107		1255	–62,1	–8,5	0,5	6,1	22,0
6104		1240	–61,4	–7,9	1,0	2,1	23,6
Западно-Малобалыгское Zapadno-Malobalygskoe		1550	–60,3	–6,5	2,3	1,8	0,3
Федоровское Fedorovskoe		1370	–63,4	–7,9	1,3	1,1	2,4

 

Для сравнения с глобальной линией метеорных вод (ГЛМВ, – Global Meteoric Water Line – GMWL) [27] были нанесены фигуративные точки по изотопному составу вод разных водных объектов на диаграмму δD–δ¹⁸О (рис. 2). Также была показана зависимость КС от d_exc (рис. 3), которая, конечно, легла в прямую линию и имеет обратную линейную корреляцию, но она оказалась показательной для выделения реперных показателей по каждому водному объекту.

 

Рис. 2. Диаграмма δD–δ¹⁸О с нанесением данных по изотопному составу вод (стрелками показана эволюция состава вод): 1 – почвенные воды; 2 – речные воды; 3 – воды просадок; 4 – озерные воды; 5 – подземные воды верхнего гидрогеологического этажа; 6 – подземные воды апт-альб-сеноманского водоносного горизонта

Fig. 2. Diagram δD–δ¹⁸О with stable isotope composition of investigated waters (arrows show the evolution of water composition): 1 – soil waters; 2 – river waters; 3 – depressions waters; 4 – lake waters; 5 – groundwaters of the upper hydrogeological level; 6 – groundwaters of the Aptian-Albian-Cenomanian aquifer

 

Рис. 3. Диаграмма зависимости КС–d_exc. Условные обозначения – на рис. 2

Fig. 3. Diagram ОS vs d_exc. Symbols are in Fig. 2

 

На линию метеорных вод хорошо ложатся группы точек, отвечающие изотопному составу речных (δD от –126,8 до –100,0 ‰ при δ¹⁸О от –16,9 до –12,3 ‰) и почвенных вод (δD от –110,2 до –106,2 ‰ при δ¹⁸О от –15,3 до –15,0 ‰). Рассматривая вариации изотопного состава природных вод региона в контексте его преобразования, полученные диапазоны значений δD и δ¹⁸О, пожалуй, можно назвать начальным этапом изменения изотопного состава. Далее эволюционное развитие идет двумя путями: 1) на поверхности формируются сначала просадки, затем озера; 2) воды фильтруются через почвы и породы в подземные воды.

Озёрные воды формируются в застойном режиме, вода успевает нагреться по сравнению с речными и почвенными водами, начинают проявляться эффекты эвапотранспирации [28]. На диаграмме δD–δ¹⁸О это выражается как в утяжелении значений δD от –101,6 до –69,3 ‰ и δ¹⁸О от –14,0 до –7,3 ‰ (более теплые условия формирования), так и в отклонении фигуративных точек вправо от ГЛМВ (проявление процессов испарения).

Подземные воды зоны активного водообмена, наоборот, обеднены тяжелыми изотопами: δD от –135,2 до –117,2 ‰, δ¹⁸О от –19,6 до –15,9 ‰, что может быть следствием более холодных условий питания вод. Смещение группы точек изотопного состава влево от ГЛМВ указывает на неравновесные условия формирования влаги этих вод [29]. Отдельные работы [30, 31] объясняют, что такое смещение связано с конденсатогенными условиями их формирования. Но авторы этих работ также подчеркивают, что первопричиной отклонения являются неравновесные условия формирования влаги за счет относительно низких температур. Можно предположить, что в формировании подземных вод верхнего гидрогеологического этажа участвовали воды, образовавшиеся при оттаивании мерзлых пород, широко развитые на данных глубинах.

Намного глубже, в отложениях нижнего этажа, совершенно другая картина. В водах апт-альб-сеноманского водоносного горизонта (~1200 м) наблюдается значительное утяжеление изотопного состава: значения δD составляют от –64,2 до –60,3 ‰ при δ¹⁸О от –8,5 до –6,5 ‰. Проследить полную эволюцию изотопного состава вод в интервале глубин от 200 до 1200 м не представляется возможным, поскольку на текущий момент мы не располагаем полным объемом данных. По-видимому, промежуточное положение между водами верхнего и нижнего этажей занимает проба из атлым-новомихайловского горизонта Унтыгейского месторождения со значениями δD –103,1 ‰ и δ¹⁸О –12,3 ‰ (рис. 2), выбивающаяся из этих двух групп точек. Можно сделать вывод о том, что, по мере просачивания вод из зоны активного водообмена в зону замедленного и весьма замедленного водообменов, изотопный состав воды значительно утяжеляется, особенно по кислороду (КС от 0,5 до 2,3 ‰). Данный эффект довольно ожидаем для вод глубоких водоносных горизонтов и объясняется наличием более высоких температур на глубине и достаточно длительным взаимодействием подземных вод с вмещающими алюмосиликатными горными породами, для которых характерны значения δ¹⁸O на 20–30 ‰ тяжелее, чем в водах [32]. При относительно длительном времени взаимодействия происходит изотопный обмен «легкого» кислорода вод с «тяжелым» кислородом пород [33].

Подтверждает полученные результаты недавно вышедшая работа [14] по изотопному составу более 200 проб вод нефтегазоносных отложений (с возрастом от палеозоя до верхнего мела) северных районов Западно-Сибирского осадочного бассейна, где КС достигает в некоторых случаях 8 и более ‰. Представленные нами данные по водам апт-альб-сеноманского водоносного горизонта укладываются в пределы значений δD и δ¹⁸О аналогичных вод всего региона. Если объединить все имеющиеся исследования по водам нефтегазоносных отложений с результатами по водам верхнего гидрогеологического этажа, то, несмотря на общий широкий разброс значений, усредненная линия пройдет по мере возрастания глубины и возраста вмещающих пород с утяжелением δD и δ¹⁸О, и с уклоном от ГЛМВ вправо. Однако выборка еще недостаточно представительная и разбросы значений велики, чтобы делать конкретные выводы.

Результаты изучения изотопного состава водорастворенного углерода δ¹³С_DIC показали широкий диапазон значений от –30,4 до 23,6 ‰ (табл. 1), т. е. от резко отрицательных до крайне положительных. В причинах такого разброса попробуем разобраться, для наглядности представив схему эволюции состава водорастворенного углерода (рис. 4).

 

Рис. 4. Схема распределения значений δ¹³С_DIC в регионе в сравнении с диапазонами δ¹³С в различных глобальных экологических системах [14, 34–37]. Цветом показаны возможные источники углекислоты.  1 – литературные данные; 2 – данные авторов. Линия δ¹³С (сверху) идет в обратную сторону (от положительных значений к отрицательным), как это принято в литературе по δ¹³С

Fig. 4. Scheme of distribution of δ¹³С_DIC values in the region in comparison with δ¹³С ranges in various global ecological systems [14, 34–37]. Possible sources of carbon dioxide are shown in color. 1 – literature data; 2 – authors’ data. The δ¹³С line (top) goes in the opposite direction (from positive to negative values) as it is customary in the literature on δ¹³C

 

В поверхностных водах интервал значений δ¹³С_DIC от –25,6 до –3,9 ‰, что в данных условиях указывает на наличие как минимум двух источников углекислоты: легкой биогенной (от –25,6 до –15,6 ‰) и тяжелой атмосферной (от –11,0 до –3,9 ‰). Процесс формирования и изотопного обмена углекислоты между водным и воздушным резервуарами в природных объектах многостадийный и комплексный. Отдельные размышления на эту тему приведены в работах [15, 38, 39]. Комплексный характер изменения изотопного состава DIC в общем виде приводит к следующим наблюдаемым закономерностям для различных природных водоемов региона. В почвенных водах и водах просадок однозначно превалирует биогенный источник СО₂. В данном случае можно сказать, что гидрокарбонат-ион формировался в восстановительной среде с большим содержанием органических веществ, малой циркуляцией вод и изотопным обменом с атмосферным CO₂. Речные и озерные воды характеризуются уже более тяжелыми значениями δ¹³С, указывающими на смешенный источник СО₂. Здесь «приток» атмосферной углекислоты за счет перемешивания вод становится более ощутимым. Для малых озер (с площадью менее 100 тыс. м²) (рис. 5, а) и в истоках, и заводях рек, насыщенных органическим веществом и с малоинтенсивным перемешиванием вод (застойные воды – низкая скорость обмена углекислотой с воздухом), вклад биогенной углекислоты в DIC существенно выше. В крупных водоемах с интенсивным течением воды и большой площадью зеркала (реки и крупные озера) вклад атмосферной углекислоты в общий баланс НСО₃^– будет бόльшим.

 

Рис. 5. Графики зависимости: а) значений δ¹³C озерных вод от площади озера; b) концентрации ионов натрия от хлора (с точкой внутри – значения δ¹³C >–11 ‰); c) значений δ¹³C природных вод региона от концентрации гидрокарбонат иона. Условные обозначения представлены на рис. 2

Fig. 5. Graphs of dependence of: a) δ¹³C values of lake waters on the lake area; b) concentration of sodium ions on chlorine (with a dot inside – δ¹³C values>–11 ‰); c) δ¹³C values of natural waters in the region on bicarbonate ion concentration. Symbols are in the Fig. 2

 

В пресных подземных водах верхнего гидрогеологического этажа интервал значений δ¹³С_DIC от –30,4 до –4,1 ‰. В целом можно сказать, что воды наследуют изотопный состав гидрокарбонат-иона поверхностных вод смешанного (биогенного+атмосферного) генезиса. Немного настораживает сохраняющийся тяжелый состав углерода, поскольку в данных условиях уже нет дополнительного вклада атмосферного СО₂ и не развиты в таких количествах карбонатные породы, которые обогащены ¹³С. Тем не менее источником насыщенной изотопом ¹³C углекислоты может служить диффузионная почвенная углекислота [40], отлагающаяся в порах почв, либо вторичные процессы преобразования изотопного состава исходно биогенной углекислоты. В качестве возможных причин можем предположить наличие: 1) бактериальных процессов, переводящих обедненную легкими изотопами углекислоту в метан, оставляя в субстрате DIC, насыщенный ¹³С [41], или 2) криогенной метаморфизации, в результате которой более легкий углерод остается во льду, а более тяжелый переходит в жидкость, или же освобождается метан при оттаивании мерзлоты [13]. В поддержку второй причины говорит тот факт, что в двух пробах с максимальными концентрациями ионов хлора (87 и 62 мг/л) и натрия (84 и 52 мг/л), т. е. свидетельствующих о возможной криогенной метаморфизации, как раз тяжелые значения δ¹³С_DIC (–6,8 и –6,9 ‰). Однако, судя по зависимости на рис. 5, b, вопрос этот требует дальнейшего изучения, в том числе – определений изотопного состава углерода и водорода в самом метане.

Представленная на рис. 5, с изотопно-концентрационная характеристика (ИКХ) [38] изученных вод показательно разделяет воды различных групп и, в первую очередь, – подземные воды апт-альб-сеноманского водоносного горизонта. Их точки ИКХ отстоят отдельно от всех других вод, несмотря на близость показателей изотопного состава кислорода и водорода с озерными водами. Речные воды и воды верхних водоносных горизонтов, ожидаемо, занимают промежуточное положение на графике ИКХ между озерными водами и водами глубинных водоносных горизонтов. При этом подземные воды в большей степени насыщены DIC. То есть на графике изотопно-концентрационной характеристики вод прослеживается линейный тренд насыщения вод DIC и тяжелым изотопом ¹³C по мере погружения во все более глубокие водоносные горизонты.

Поскольку в данном регионе изотопный состав вод замедленного водообмена не был изучен, на схеме (рис. 4) для примера приведены данные по содовым водам Кузнецкого угольного бассейна. Уникальные содовые воды высокой минерализации (до 27 г/л) имеют аномально положительные значения δ¹³С_DIC до 30 ‰ [36]. Объясняется такой эффект длительным взаимодействием системы «вода–уголь–метан», что привело к масштабному фракционированию изотопов углерода, в результате которого метан забрал «легкий» углерод, а углекислый газ – «тяжёлый», затем последний унаследовал гидрокарбонат ион. Исследователи сходятся, что данному процессу способствует микробиологическая активность в угольном пласте [37, 42].

Изученные воды апт-альб-сеноманских отложений Тазовского месторождения имеют положительные значения δ¹³С_DIC от 18,2 до 23,6 ‰, в водах Западно-Малобалыгского и Федоровского месторождений δ¹³С_DIC полегче – от 0,3 до 2,4 ‰. При этом изотопный состав самой нефти достаточно легкий: δ¹³С= –32,8 ‰. Более представительная выборка по пластовым водам из работы [14] показала очень широкий диапазон вариаций δ¹³С_DIC от –51,8 до 21,8 ‰. Имеются данные и по другим нефтяным бассейнам, например, в Калифорнии и Техасе (США), где δ¹³С_DIC варьирует от –20 до 28 ‰ [43] или в Мексике – от –23,6 до 11,2 ‰ [34]. Столь широкий разброс значений объясняется микробиологической деструкцией органического вещества, протекающей по двум схемам: 1) низкие значения δ¹³C (< –10 ‰), вероятно, являются результатом разложения анионов органических кислот сульфатредуцирующими бактериями; 2) высокие значения δ¹³C являются результатом деградации анионов метаногенными бактериями (как в случае и с угольными отложениями, описанными выше). В пластовых водах с температурами выше 80°С значения δ¹³С_DIC обусловлены изотопным равновесием между CO₂ и CH₄, образованных при термическом декарбоксилировании анионов короткоцепочечных алифатических кислот (в основном ацетата) [43–45].

В целом в природных водах ЯНАО, если рассматривать эволюцию изотопов водорастворенного углерода всех водных объектов, с увеличением концентрации НСО₃^– значения δ¹³С_DIC увеличиваются (рис. 5, с), но необходимо учитывать, что выборка пока не очень представительная.

Выводы

В работе показано распределение стабильных изотопов О, Н, С в природных водах ЯНАО начиная с поверхностных и до пластовых вод нефтегазовых отложений Тазовского месторождения. По результатам можно сделать несколько выводов.

1. По изотопному составу (δD и δ¹⁸О) поверхностные и подземные воды активного водообмена являются инфильтрационными. Почвенные и речные воды по составу близки к метеорным, в просадках и озерных водах изотопный состав смешается в сторону утяжеления, особенно по кислороду (КС до 3 ‰), что указывает на наличие процессов испарения. Для пресных подземных вод верхнего гидрогеологического этажа характерен более легкий изотопный состав, что может свидетельствовать о бóльшей доле участия талых вод многолетнемерзлых пород. Для соленых вод апт-альб-сеноманских отложений Тазовского месторождения характерен более тяжелый изотопный состав с небольшим уклоном от ГЛМВ вправо (КС от 0,5 до 2 ‰), что говорит о большем времени взаимодействия системы «вода–порода» и высоких температурах. Вопрос о возможности смешения инфильтрационных вод с седиментационными требует дополнительных исследований и на данном этапе не рассматривался.
2. По изотопному составу водорастворенного углерода (δ¹³С_DIC), совместно с привлечением и других данных по геологии и гидрогеологии региона, в водах ЯНАО присутствуют два источника углекислоты: биогенный и атмосферный. В водах почв и просадок принимает участие только биогенный СО₂, а в речных и озерных водах, с увеличением размера озер и интенсивности потока движения, начинает принимать активное участие атмосферная утяжеленная углекислота. В подземной гидросфере атмосферная углекислота перестает принимать участие в формировании состава вод. Согласно геологическим условиям не участвует углерод, образующийся при разложении карбонатных пород (по крайней мере, в больших масштабах), и любой глубинный (магматический, метаморфический). Остается только биогенная углекислота, изменения изотопного состава которой связаны с различными процессами. Пресные подземные воды верхнего этажа наследуют изотопный состав гидрокарбонат-иона поверхностных вод смешанного генезиса. Сохранение достаточно высоких значений δ¹³С_DIC при отсутствии атмосферной углекислоты, возможно, связано с криогенной метаморфизацией вод. Более тяжелый состав водорастворенного углерода апт-альб-сеноманских отложений может свидетельствовать о разложении анионов органических кислот метаногенными бактериями.

Это первый этап в изучении эволюции изотопного состава природных вод региона, которое мы собираемся продолжать с привлечением бóльшего фактического материала и углублением в расшифровках. Но уже сейчас определены некоторые реперные характеристики по изотопному составу, на которые можно ориентироваться при интерпретации формирования химического состава вод.

About the authors

Olesya E. Lepokurova

Tomsk Branch of the Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; National Research Tomsk Polytechnic University

Author for correspondence.
Email: LepokurovaOY@ipgg.sbras.ru
ORCID iD: 0000-0003-0252-197X

Dr. Sc., Leading Researcher; Professor

Russian Federation, Tomsk; Tomsk

Irina S. Ivanova

Tomsk Branch of the Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: ivanovais_1986@mail.ru
ORCID iD: 0000-0001-6240-2724

Cand. Sc., Senior Researcher

Russian Federation, Tomsk

Alexander N. Pyrayev

Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: Pyrayev@igm.nsc.ru

Cand. Sc., Researcher

Russian Federation, Novosibirsk

Oleg A. Ismagulov

Meretoyakhaneftegaz LLC

Email: Ismagulov.OA@gazprom-neft.ru

Head of the Department of Licensing, Project Preparation and Work with Government Authorities

Russian Federation, Tyumen

References

Supplementary files