Введение

Литий – щелочной металл, имеющий стратегическое значение для развития общества. Достаточно сказать, что без литиевых батарей немыслимо развитие современного транспорта. Впрочем, литий имеет широкое применение в различных областях современного производства: в авиастроении, атомной энергетике, керамическом производстве и др. Промышленными источниками лития могут быть рассолы (Михеева, Егоров, 2022), но с точки зрения экологии добычи могут представлять интерес и обогащенные литием менее минерализованные подземные воды.

В терминах химической гидрогеодинамики подземные воды Тункинской долины Байкальской рифтовой системы (БРС) разделяются, прежде всего, по отношению активностей ²³⁴U/²³⁸U (OA4/8), поскольку возрастание этого параметра отражает усиление циркуляции подземных вод при растяжении микротрещин, а его уменьшение, наоборот, затруднение циркуляции при их сжатии. Концентрация лития в подземных водах также рассматривается как один из ключевых параметров химической гидрогеодинамики. При сейсмогенных подвижках в активном разломе возрастает температура трения Т(Na/Li) (Rasskazov et al., 2020; Чебыкин, Рассказов, 2023; Чебыкин, Чувашова, 2023; Рассказов и др., 2024а, 2025). При общем анализе распределения лития в подземных водах территории были выявлены изменения концентрации лития на пять порядков. Возникает вопрос – контролируется ли весь диапазон концентрации лития меняющейся температурой трения сейсмоактивного разлома или вмешиваются другие факторы, определяющие распределение этого элемента в подземных водах? Определение в подземных водах Тункинской долины высокой концентрации Li требует оценки возможной литиегенной генерации ³He и создает предпосылки объяснения феномена отношения ³He/⁴He (1.1×10^–5) – самого высокого гелиевого изотопного отношения в подземных водах Азии (Polyak, 2003).

Цель настоящей работы – выполнить сравнительное исследование компонентов с низкой и высокой концентрациями Li в подземных водах Тункинской долины в связи со сменой вмещающих пород от сейсмогенных милонитов к литиевым гранитам.

Опробование, хранение и аналитические исследования подземных вод

Систематические работы по определению химического состава подземных вод Тункинской долины БРС проводятся с 2012 г. для разработки гидрогеохимических подходов к прогнозу землетрясений. Для определения элементного состава природная вода фильтруется непосредственно при отборе на месте опробования через шприц-насадку с диаметром пор 0.45 мкм (Minisart 16555-K, ацетат целлюлозы, Sartorius Stedim Biotech Gmbh, Германия) в предварительно взвешенную 2 мл полипропиленовую пробирку Эппендорфа (Axygen Scientific, Cat.-No. MCT-200-C, США, Мексика), содержащую 40 мкл консерванта. В качестве консерванта используется концентрированная азотная кислота (70%), дважды очищенная с помощью суббойлинговой системы перегонки кислот (Savillex DST-1000 sub-boiling distillation system, Япония), в которую добавляется индий (типично 1000 ppb) в качестве внутреннего стандарта. Законсервированная проба хранится в холодильнике.

Аликвота консерванта взвешивается при добавлении в пробирку. Пробирка с отобранным образцом воды взвешивается. Рассчитывается точное содержание азотной кислоты (типично 2 %) и индия (типично 30 ppb). В подготовленном растворе определяются содержания 72 химических элементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП-МС) на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500 (Чебыкин и др., 2012). Изотопы урана определяются после его выделения на ионно-обменной колонке из отдельной пробы воды. Обычно достаточно 400 мл. Детали методики приведены в работах (Чебыкин и др., 2007, 2015).

Результаты

Зональность подземных вод Тункинской долины по изотопному составу U

В Тункинской долине преобладают подземные воды со значениями ОА4/8 1.1–1.9, имеющие фоновое значение. Локально проявляются повышенные ОА4/8 (в интервале от 2 до 3.7) и пониженные (в интервале от 0.77 до 0.80).

Самая западная аномалия повышенных значений ОА4/8 в Тункинской долине была обнаружена в скважине Мондинской впадины (ст. Моn-D). Подобные местонахождения подземных вод с высоким ОА4/8 (2.0–3.7) образуют Торско-Ургудей-Ниловскую дугу, ограничивающую с востока, юга и запада ядро Тункинской геотермальной аномалии низкого ОА4/8 (менее 1.8). Дуга протягивается от Ниловского отрога и Туранской впадины (станции 97, 129, 53) через северные отроги Ургудеевского хребта (родники Шармаг и Хонгор-Уула) на юго-восточный (Зактуйский) край Тункинской впадины (ст. 58, 59) и далее в район структурного сочленения Тункинского и Главного Саянского разломов (ст. 121). Вдоль этой трассы располагаются радоновые воды Ниловского отрога (станции NP1–NP3) и пресные холодные воды скважины Кырена (ст. 71), попадающие в интервал высоких значений ОА4/8 (3.0–3.75). На западном окончании Торско-Ургудей-Ниловской дуги находятся подземные воды Аршан-Зактуй-Северо-Торского сегмента с ОА4/8<1 (рис. 1).

Рис. 1. Схема пространственных соотношений Торско-Ургудей-Ниловской дуги повышенного ОА4/8 (2–3), Кырен-Ниловской зоны высокого ОА4/8 (3.0–3.7) и Аршан-Зактуй-Северо-Торского сегмента низкого ОА4/8 (<1) (Рассказов и др., 2026, в печати). Стрелками показаны три местонахождения подземных вод Тункинской долины с высокой концентрацией Li: Аршан, Вышка и Нилова Пустынь. Для сопоставления рассматриваются подземные воды с низким содержанием Li из милонитов в зоне Главного Саянского разлома (Култукский полигон).

Fig. 1. Sketch map of spatial relations between the Tory-Urgudey-Nilovka arc of elevated OA4/8 (2–3), the Kyren-Nilovka zone of high OA4/8 (3.0–3.7), and the Arshan-Zaktuy-North-Tory segment with low OA4/8 (<1) (Rasskazov et al., 2026, in press). Arrows indicate three groundwater locations in the Tunka Valley with high Li concentrations: Arshan, Vyshka, and Nilova Pustyn. Groundwater with low Li concentrations from mylonites in the Main Sayan Fault zone (Kultuk area) is considered for comparison.

Отдельная аномалия повышенных и высоких значений ОА4/8 находится на восточном окончании Тункинской долины, соединяющемся с Южно-Байкальской впадиной. ОА4/8 возрастает в структурном сочленении Главного Саянского и Обручевского разлома. Главный Саянский разлом является швом между архейским Шарыжалгайским блоком фундамента Сибирского палеоконтинента и неопротерозой-раннепалеозойским Слюдянским метаморфическим субтеррейном Хамардабанского террейна. Обручевский разлом проходит по Шарыжалгайскому блоку, отделяя от него фрагмент ложа Южно-Байкальской впадины, опущенного не менее чем на 4 км. В пределах шовной зоны Главного Саянского разлома значения ОА4/8 не превышают 3.29. Наиболее высокое значение определено 04 февраля 2013 г. на ст. 27 Култукского полигона. При продвижении в Шарыжалгайский блок вдоль Обручевского разлома в роднике ст. 143А выявлены еще более высокие значения ОА4/8 (до 3.68).

Повышенные значения ОА4/8 (в интервале 2–3) определены в Еловско-Култукской и Ниловско-Мондинской инверсионных секциях. В первой из них обозначены Култукская, Северо-Торская и Зактуйская аномалии ОА4/8, расположенные по периферии этой секции, во второй находятся внутренние Ниловская и Туранская аномалии. Кыренская аномалия с высоким значением ОА4/8 (ст. 71) приходится на южный край Тункинской впадины.

Подземные воды с низкой концентрацией Li: Вариации температуры трения Т(Na/Li) в милонитах Главного Саянского разлома

Ключевое значение имеет мониторинг подземных вод ст. 27, для которых определены фоновые составы с наиболее низкой концентрацией Li (0.2 мкг/г) для всей Тункинской долины. Эти подземные воды имеют наиболее высокое изотопное отношение ²³⁴U/²³⁸U и наиболее низкое изотопное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. В совокупности составов подземных вод из милонитов Главного Саянского разлома подземные воды ст. 27 характеризуют конечный компонент NE (non-equilibrium). Подземные воды других станций Култукского полигона имеют компонентный состав смешения компонента NE с компонентом E (equilibrium), характеризующимся изотопным отношением ²³⁴U/²³⁸U, близким к равновесному (около 1) при наиболее высоком изотопном отношении ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (около 0.709) (Рассказов и др., 2015; Чебыкин, Чувашова, 2023).

Для химической гидрогеодинамики БРС первостепенное значение имеют термофильные элементы Li и Na. Изменениям концентрации Li во времени соответствует изменение температуры трения Т(Na/Li). Она возрастает при переходе механической энергии в тепловую вследствие движения в плоскости активного разлома. После тектонической подвижки и разогрева в источнике резервуара подземных вод движение замедляется. Порция тепла перераспределяется циркулирующей водой из активной плоскости разлома в окружающие холодные породы. Новая тектоническая подвижка дает новую порцию тепла.

Эмпирический Na/Li геотермометр (Fouillac et al. 1981) основан на температурной зависимости реакции катионного обмена вод с глинами и цеолитами:

Li глины + H⁺ = Н глины + Li⁺.

Геотермометр дает оценку температуры резервуара подземных вод по элементному отношению без учета относительных вариаций концентрации Na и Li. В природных термальных подземных водах образуются температурные тренды. Они описываются двумя уравнениями: одно используется для вод, содержащих <11 г/кг Cl (Cl < 0.3 моль/кг), другое – для вод, содержащих >11 г/кг Cl (Cl > 0.3 моль/кг).

Уравнение

действительно для концентраций Cl > 0.3 моль/кг. Уравнение

действительно для концентраций Cl < 0.3 моль/кг). В обоих уравнениях концентрации элементов даются в молях (mNa и mLi).

Li-деформационные отклики проявляются в подземных водах ст. 27 в 2013–2015 гг., перед Северо-Хубсугульским и Голоустным землетрясениями, произошедшими, соответственно, 05 декабря 2014 г. и 05 сентября 2015 г. После этих сейсмических событий, во время Муринской, Голоустной с линейным распределением эпицентров землетрясений и Муринской с такой же линейной сейсмической активизацией в 2015–2020 гг., концентрация Li находится в основном на уровне фона (около 0.2 мкг/дм³). С началом Байкало-Хубсугульской активизации в 2020 г. концентрация Li последовательно возрастает и меняется с большой амплитудой (рис. 2а,б).

В 2021–2025 гг. намечается пять максимумов Li, приходящихся на первые 5 месяцев каждого года (в период с января до мая): I – 26 января 2021 г., II – 12 марта 2022 г., III – 1 мая 2023 г., IV – 05 апреля 2024 г. и V – 16 января 2025 г. После максимума I (26.01.2021) через 9 месяцев образуется минимум Li (22.10.2021), от которого до следующего максимума II проходит около 5 месяцев. После максимума II (12.03.2022) через 8 месяцев образуется минимум Li (13.11.2022), от которого до следующего максимума III проходит около 6 месяцев. Между максимумами I и III имеется сходство по продолжительности вариационных интервалов, составляющих около 14 месяцев. В дальнейшем интервалы между максимумами и минимумами сокращаются до 11 и 9 месяцев (рис. 2б).

Рис. 2. Диаграммы вариаций концентрации Li в подземных водах ст. 27 Култукского полигона в 2013–2022 гг. (а) и в 2020–2025 гг. (б) (Рассказов и др., 2025). Сейсмическая перестройка КУ–ХУ соответствует максимуму Li, другие сейсмические перестройки (ТО–БА, ГО–ДА, ДА–СБ и СБ–ЧЛ) соответствуют минимумам Li. Отрезки временной шкалы на панели а – 1 год, на панели б – 4 месяца.

Fig. 2. Diagrams of Li variations in groundwaters from station 27 of the Kultuk area during the entire observation time interval of 2013–2022 (a) and in 2020–2025 (б) (Rasskazov et al., 2025). The seismic reorganization КУ–ХУ corresponds to the maximum of Li, while other seismic reorganizations (ТО–БА, ГО–ДА, ДА–СБ, and СБ–ЧЛ) correspond to the minimum of Li. The time scale segments in panel a are 1 year, in panel б – 4 months.

Рис. 3. Диаграмма временных вариаций отношения Na/Li в подземных водах ст. 27 Култукского полигона в 2020–2025 гг. (Рассказов и др., 2025). Зелеными штриховыми линиями показаны температуры, рассчитанные по Na/Li геотермометру (Fouillac et al. 1981). Используется уравнение при Cl >11 г/кг (Cl >0.3 моль/кг). Черными субвертикальными стрелками выделяются диапазоны резкого возрастания температуры трения T(Na/Li). Отрезки временной шкалы – 4 месяца.

Fig. 3. Diagram of temporal Na/Li variations in groundwater at station 27 of the Kultuk area in 2020–2025 (Rasskazov et al., 2025). Green dashed lines show temperatures calculated using the Na/Li geothermometer (Fouillac et al. 1981). The equation is used for Cl >11 g/kg (Cl >0.3 mol/kg). The black sub-vertical arrows highlight the ranges of sharp increases in friction temperature T(Na/Li). Time scale segments are 4 months.

Временные вариации отношения Na/Li в подземных водах ст. 27 характеризуются вариациями, подобными временным вариациям концентрации Li. Максимумам Li соответствуют минимумы отношения Na/Li (рис. 3).

От подземных вод с низкой концентрацией Li к подземным водам с его высокой концентрацией

На диаграммах Rb – Li и Na/Li – Li (рис. 4а,б) фигуративные точки подземных вод ст. 27 расположены в левых частях, т.е. подземные воды этой станции характеризуются наиболее низкой концентрацией Li. На панели а тренд Li протягивается параллельно оси абсцисс. Концентрация Li зависит от температуры, тогда как концентрация Rb не имеет температурной зависимости. На панели б ярко выражен тренд снижения отношения Na/Li с возрастанием концентрации Li. По геотермометру (Fouillac et al. 1981) температура возрастает от начала тренда до конца от 9 до 116 °С. Кроме подземных вод ст. 27, тренды снижения отношения Na/Li с возрастанием концентрации Li дают подземные воды других мониторинговых станций Култукского полигона (на рис. 4б, показаны обобщенные тренды составов с концентрациями Li 0.1–1 и 1–10 мкг/дм³). Отчетливый тренд, параллельный тренду подземных вод ст. 27, образуют подземные воды Турана и Монд.

Рис. 4. Диаграммы Rb – Li (а) и Na/Li – Li (б) подземных вод Тункинской долины.

Fig. 4. Diagrams of Rb – Li (a) and Na/Li – Li (б) of groundwater in the Tunka Valley.

В минеральных и термальных водах Тункинской впадины (Аршан, Вышка, Хонгор-Уула, Шармаг), Турана и Ниловой Пустыни концентрация Li возрастает одновременно с возрастанием концентрации Rb (рис. 4а). Это свидетельствует о контроле растворения обоих компонентов вмещающим гранитом, содержащим высокие концентрации лития и рубидия. Отношение Na/Li в этих подземных водах в целом ниже отношения в подземных водах из милонитов Главного Саянского разлома и выдерживается приблизительно на одном уровне при варьирующей концентрации Li. Расчет Т(Na/Li) с использованием уравнения (Cl<0.3 mol/kg) (Fouillac et al. 1981) дает оценку температуры подземных вод в глубинном резервуаре выше 85 °С. Для ст. 2 Аршана (Мальчик) рассчитывается Т(Na/Li) до 155 °С (Рассказов и др., 2024а).

Особый состав определяется в термальных водах скважин Вышки: в азотно-метановых водах сравнительно низкая концентрация Li (3.5–3.9 мкг/дм³), в углекислых водах – высокая концентрация Li (2500 мкг/дм³). Термальные воды обеих скважин имеют аномально высокое отношение Na/Li за счет высокой концентрации Na. По-видимому, скважинами был нарушен горизонт осадочного наполнения Тункинской впадины, содержащий NaCl. Соль этого горизонта контаминирует термальные воды обеих скважин.

Обсуждение результатов

Сопоставление концентрации Li в подземных водах Тункинской долины с рудными концентрациями рассолов

С учетом наметившейся тенденции возрастания концентрации Li в минеральных и термальных водах Тункинской долины, сравним концентрации этого компонента с его концентрациями в рассолах, считающимися перспективными для добычи. В Республике Дагестан рассолы с общей минерализацией 62–202 г/дм³ имеют 28–57 мг/дм³ (на Тарумовской площади 196–200 мг/дм³). В рассолах Сибирской платформы (Иркутская область) с общей минерализацией от 162 до 459 г/дм³ содержится от 30 до 105 мг/дм³ Li (Пиннекер, 1966; Вахромеев, 2009;  Алексеев и др., 2012; Михеева, Егоров, 2022).

Подземные воды Тункинской долины с общей минерализацией первые граммы на дм³ содержат до 2.5 мг/дм³ Li, т.е. на порядок ниже концентраций в рассолах, считающихся перспективными для добычи. Извлечение Li из слабоминерализованных подземных вод имеет преимущество перед его добычей из рассолов, так как не будет иметь экологических последствий.

³He/⁴He подземных вод как показатель поступления мантийных газов

Изотопное отношение ³Не/⁴He широко применяется в качестве мантийного трассера в фумаролах вулкано-гидротермальных систем (Hilton et al., 2002; Sano, Fischer, 2013; Sano et al., 2015; Ohba et al., 2019; Daita et al., 2021), а в более продвинутых интерпретациях изотопное отношение ³He/⁴He в подземных водах рассматривается как показатель вовлеченности мантийных газов на любой континентальной территории (Qin et al., 2022).

Отношение ³Не/⁴He снижалось в фумаролах при угасании активности вулкана Шоушинзян в Японии. В период с 1958 до 1977 гг. семь образцов газа показали снижение отношений ³Не/⁴He и ⁴He/²⁰Ne, соответственно, от 7.6×10^–6 и 130 до 3.1×10^–6 и 0.61, что свидетельствовало о контаминации гидротерм атмосферными газами (Nagao et al., 1980). На вулкане Идзу-Осима в Японии была обнаружена корреляция между вековыми вариациями изотопов He и интенсивностью вулканической активности (Sano et al., 1995). Последующие исследования подтвердили, что аномалии изотопного отношения He отражают изменения вулканической активности на вулкане Галерас в Колумбии (Sano et al., 1997), вулкане Стромболи в Италии (Capasso et al., 2005), горе Этна в Италии (Rizzo et al., 2006) и вулкане Поас в Коста-Рике (Hilton et al., 2010). При извержении на горе Хаконэ в Японии 29 июня 2015 г. был установлен быстрый рост изотопного отношения ³Не/⁴He с мая по август 2015 г. с его постепенным снижением до февраля 2018 г., тогда как сейсмическая активность начала усиливаться в марте 2015 г., достигла максимума в мае и снижалась быстрее снижения изотопого отношения ³Не/⁴He (Kagoshima et al., 2019).

Гипотеза мантийного происхождения высокого ³He/⁴He в подземных водах Тункинской долины

Происхождение минеральных и термальных вод Тункинской обсуждалось в многочисленных работах. При первом обследовании углекислых минеральных вод Аршана в конце 19-го столетия их происхождение связывалось, предположительно, с вулканизмом Тункинской впадины (Львов, Кропачев, 1909). Возможная связь минеральных вод с вулканизмом констатировалась почти в каждой последующей работе (Пиннекер и др., 1968; Кашина, 1971; Ломоносов, 1974; Ломоносов и др., 1976; Поляк и др., 1992; Pinneker et al., 1995; Лаврушин и др., 1999; Polyak, 2003; Кустов и др., 2002; Кустов, Сонголов, 2005; Павлов и др., 1995, 2018; Рассказов и др., 2024а).

В аршанских холодных минеральных водах проводились измерения отношения ³He/⁴He в скважинах 26, 28 и Глазном источнике, а также в термальных минеральных водах из скв. 39 (43 °C на глубине 750 м) (Ломоносов и др., 1976; Поляк и др., 1992; Pinneker et al., 1995; Polyak, 2003). Получены высокие значения этого отношения (до 1.1×10⁻⁵). Минеральная вода Глазного источника содержит в основном урановый компонент пресных вод из зоны Тункинского разлома (Рассказов и др., 2024а). Высокое изотопное отношение ³He/⁴He в воде этого источника отражает состав газовой фазы при отсутствии признаков снижения ³He/⁴He, что свидетельствует об отсутствии зависимости распределения газовой фазы от растворов подземных вод.

Мантийное происхождение гелия предполагалось, поскольку значения этого показателя аршанских вод близки к величине ³He/⁴He в резервуаре МОRB (Polyak, 2003). Такие же гелиевые изотопные отношения определены в оливинах порфировых вкрапленников и ксенолитов шпинелевых лерцолитов из позднекайнозойских вулканических пород юга Сибири и Монголии. Исходя из сходства отношения ³He/⁴He с этим показателем в резервуаре мантии и коромантийного перехода, связь гелия аршанских вод с глубинной дегазацией авторам настоящей статьи также представлялась реальной. Казалось бы, выходы газов в Аршанском месторождении минеральных вод с проявлением мантийного отношения ³Не/⁴He должны были обозначать зарождение нового вулканического импульса. В таком контексте высокое изотопное отношение ³Не/⁴He в Аршанском месторождении минеральных вод (Polyak, 2003) должно было рассматриваться как предвестник будущего вулканического извержения в Тункинской впадине (Рассказов и др., 2024а).

Гипотеза образования высокого ³He/⁴He за счет генерации литиегенного ³He

Мантийной интерпретации высокого отношения ³He/⁴He противоречит его воспроизводство на протяжении длительного времени, с 1972 до 1995 гг. (рис. 5). Эти данные свидетельствуют о постоянной генерации изотопов гелия, тогда как потоки мантийного гелия предвещают вулканические извержения за год или несколько месяцев, а после вулканического извержения, как правило, прекращаются. С точки зрения позднекайнозойской эволюции источников вулканизма можно ожидать проявление потока глубинных флюидов, восходящего из мантии, на востоке БРС в связи с изменением корневой части Витимской расплавной аномалии (Рассказов и др., 2024б). 

Рис. 5. Диаграмма временных вариаций отношения ³He/⁴He в подземных флюидах (Polyak, 2003). Места отбора проб: район санатория «Ангара», скважина (Иркутский амфитеатр); источник Шиберту (Хангай), источник Чулуту (Хангай); источник Худжирте (Хангай); Хакусский источник (Северо-Байкальский бассейн); источник Халун-Ус (Хангай); источник Хульджи (Хангай); источник Булнай (бассейн Хубсугула); Горячинский источник (бассейн Среднего Байкала); район Сухая Загза, скважина (бассейн Среднего Байкала): источник Худжирте (Хангай); Зона санатория «Ямаровка», скважина 110 (Забайкалье); Источник Оргыл (зона Хэнтэя-Керулена); Источник Урта (зона Хэнтэя-Керулена); источник Улхен (бассейн Хубсугула), участок Жемчуг, скважины Р-1 и Г-1 (Тункинская впадина); курорт Аршан, скважины 26, 28, 39 и источник Глазной (Тункинская впадина).

Fig. 5. Variations of the ³He/⁴He ration in the ground fluids with time (Polyak, 2003). Sampling sites: Angara Health Resort area, hole (Irkutsk amphitheater); Shibertu Spring (Khangai), Chulutu Spring (Hangay); Khudzhirte Spring (Hangay); Khakusskii Spring (North Baikal Basin); Khalun-Us Spring (Hangay); Khuldzhi Spring (Hangay); Bulnai Spring (Khubsugul Basin); Goryachinskii Spring (Middle Baikal Basin); Sukhaya Zagza area, hole (Middle Baikal Basin): Khudzhirte Spring (Hangay); Yamarovka Health Resort area, Hole 110 (Trans Baikal area); Orgyl Spring (Hentey-Kerulen Zone); Urta Spring (Khentei Kerulen Zone); Ulkhen Spring (Khubsugul Basin), Zhemchug area, Holes R-1 and G-1 (Tunka Basin); Arshan Resort Area, Holes 26, 28, 39, and Glaznoi Spring (Tunka Basin).

При радиоактивном распаде урана-238 в конечный стабильный изотоп ²⁰⁶Pb образуется восемь атомов ⁴He. Хотя, кроме распада ²³⁸U, ⁴He генерируется при радиоактивном распаде ²³⁵U и ²³²Th, распределение радиогенного ⁴He связано главным образом с радиоактивным распадом ²³⁸U. Изотопы гелия могут быть производными разных процессов, которые должны учитываться при анализе данных конкретных территорий. В результате ядерных реакций образуется не только тяжелый изотоп гелия (⁴He), но и легкий изотоп (³He).

Конкурирующая гипотеза образования высокого отношения изотопов гелия вытекает из высокой концентрации Li в подземных водах. Литий имеет два стабильных изотопа: ⁶Li и ⁷Li. При нейтронном облучении лития, однако, образуется ³Не через тритий (реакция Хилла) – ⁶Li (n, α) T. Нейтроны – продукт спонтанного расщепления атомов урана. Источником нейтронов в литосфере может быть также бомбардировка бериллия α-лучами. Существуют общие оценки скорости образования ³Не в коре и мантии, составляющие 0.002 % от скорости образования ⁴Не. Число атомов ³Не, образующихся на 1 атом ⁴Не при облучении лития в типичных гранитах, составляет ³Не/⁴Не = 1 ± 0.5 × 10^–7 (примерно в 10 раз ниже соотношения изотопов гелия в атмосферном воздухе) (Якуцени, 1968).

Литийсодержащие минералы (сподумен, лепидолит) создают газы с повышенным содержанием легкого изотопа гелия, которые окклюдируются (поглощаются) сподуменом. В таком литиевом минерале отношение ³Не/⁴Не составляет 1.20 × 10^–5, т.е. на 2 порядка превышает соотношение изотопов гелия в типичных гранитах (Якуцени, 1968). Литиевые минералы генерируют аномально-высокое отношение ³Не/⁴Не (Dickin, 2005). Присутствие литиевых минералов в эволюционированных литиевых гранитах, таким образом, приводит к возрастанию отношения ³Не/⁴Не.

В подземных водах Тункинской долины концентрация Li в минеральных и термальных водах Тункинской впадины и Ниловского отрога возрастает на 3–4 порядка относительно концентраций этого элемента в преобладающих подземных водах Тункинской долины. Возрастающий Rb служит показателем вмещающих пород, образовавшихся в результате дифференциации гранитных магм с обогащением редкими металлами, в том числе литием. Пример – Хушагольский массив щелочных (эгирин-рибекитовых) сиенитов и гранитов, который относится к Хушагол-Билютинской цепочке палеозойских тел щелочных пород. образующих зоны в юго-восточной части Восточного Саяна, протягивающиеся параллельно Главному Саянскому разлому (Рассказов и др., 2013). Подобные гранитные тела, по-видимому, эволюционировали под Тункинской впадиной и Ниловским отрогом. Пространственное положение этих тел предварительно определяется по выходам подземных вод, обогащенных литием.

Обогащенные литием подземные воды содержат от 1 до 10 мкг/дм³ урана (рис. 6). Уран обеспечивает нейтронное облучение лития. ³He генерируется из ⁶Li. Радиоактивность 238U отражается в высокой концентрации радона ниловских подземных вод. Существенное смещение изотопного состава гелия относительно коровых значений предполагает радиогенное выделение тепла.

Рис. 6. Диаграмма U – Li подземных вод Тункинской долины.

Fig. 6. Diagram of U versus Li for groundwater from the Tunka Valley.

Заключение

В подземных водах Тункинской долины концентрация Li меняется на 5 порядков. Низкую концентрация характерна для подземных вод сейсмогенных милонитов Главного Саянского разлома, высокая – для подземных вод Li-гранитов (Li–F гранитов). Возрастание температуры трения в низко-Li резервуаре подземных вод сейсмоактивного разлома обеспечивает обменные реакции глинистых минералов и цеолитов с возрастанием концентрации Li и снижением отношения Na/Li, тогда как температурная зависимость отношения Na/Li в высоко-Li резервуаре подземных вод из Li-гранитов сочетается с растворением Li и удалением из раствора Na.

Гипотеза о мантийном происхождении газов с высоким изотопным отношением ³Не/⁴Не (до 1.1 × 10^–5 ) на вулканической территории представляется сомнительной из-за стабильного существования этой характеристики в подземных водах Тункинской впадины на протяжении десятков лет. Такой эффект может достигаться в стабильном режиме при бомбардировке нейтронами высоко-Li резервуара подземных вод с генерацией ³He. Конкурирующая гипотеза происхождения высокого изотопного отношения ³Не/⁴Не за счет литиегенной генерации ³He в минеральных и термальных подземных водах Тункинской долины (рис. 7) открывает перспективу общей увязки химической гидрогеодинамики подземных вод Тункинской долины со строением докайнозойского фундамента.

Рис. 7. Конкурирующие гипотезы происхождения высокого ³Не/⁴Не в подземных водах Тункинской долины: а – в потоках мантийных флюидов и б – за счет литиегенной генерации ³Не.

Fig. 7. Competing hypotheses for the origin of high ³He/⁴He in the groundwater of the Tunka Valley: a – in mantle fluid flows and б – due to lithium-induced generation of ³He.

Благодарности

Работа выполнена в рамках реализации проекта Института земной коры СО РАН FWEF-2026-0010. Аналитические исследования выполнялись на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce в центре коллективного пользования «Ультрамикроанализ» (ЛИН СО РАН, г. Иркутск). В работе использованы данные о землетрясениях, полученные на уникальной научной установке «Сейсмоинфразвуковой комплекс мониторинга арктической криолитозоны и комплекс непрерывного сейсмического мониторинга Российской Федерации, сопредельных территорий и мира» (https://ckp-rf.ru/usu/507436/, http://www.gsras.ru/unu/). (Карта…, 2026).

Литература

Алексеев С.В., Алексеева Л.П., Вахромеев А.Г., Шмаров Г.П. Литиеносные подземные воды Иркутской области и Западной Якутии // Горный журнал. 2012. № 2. С. 8–13.

Вахромеев А. Г. Закономерности формирования и концепция освоения промышленных рассолов (на примере юга Сибирской платформы): автореф. дисс. … д-ра геол.-минерал. наук. Иркутск, 2009. 36 с.

Ильясова А.М., Снопков С.В. Косейсмические вариации термофильного элемента Si подземных вод на западном побережье оз. Байкал // Геология и окружающая среда. 2023. Т. 3, № 1. С. 72–105. doi.org/10.26516/2541-9641.2023.1.72

Карта эпицентров последних десяти землетрясений. Иркутск: Байкальский Филиал Геофизической Службы, 2026. http://www.seis-bykl.ru/index.php?ma=1.

Кашина М.А. Углекислые термы Аршанского месторождения минеральных вод // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Мат-лы конференции молодых научных сотрудников. Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1971. С. 114–117.

Кустов Ю.И., Пиннекер Е.В., Сонголов В.И., Мурашова Т.В., Сизых Т.П. Углекислые минеральные воды курорта «Аршан Тункинского» и состояние его гидроминеральных ресурсов // Сибирский медицинский журнал. 2002. № 6. С. 35–42.

Кустов Ю.И., Сонголов В.И.  Гидроминеральная база курорта «Аршан Тункинский» и использование ее компонентов в практических целях // Сибирский медицинский журнал. 2005. https://cyberleninka.ru/article/n/gidromineralnaya-baza-kurorta-arshan-tunkinskiy-i-ispolzovanie-ee-komponentov-v-prakticheskih-tselyah

Лаврушин В.Ю., Поляк Б.Г., Каменский И.Л. Изотопный состав гелия в термоминеральных флюидах Забайкалья // Литология и полезные ископаемые. 1999.  № 2. С. 146–157.

Ломоносов И.С. Геохимия и формирование современных гидротерм Байкальской рифтовой зоны. Наука. Новосибирск, 1974, 160 с,

Ломоносов И. С., Мамырин Б. А., Прасолов Э. М., Толстихин И. Н., Изотопный состав гелия и аргона в некоторых гидротермах Байкальской рифтовой зоны. // Геохимия. 1976. № 11. С. 1743–1746.

Львов А.В., Кропачев Г.И. Краткий отчет о результатах исследования источника «Аршана», произведенного по поручению Вост.-Сиб. отд. Российского геогр. Общ. и Общ. врачей // Изв. Вост.-Сиб. отд. РГО. 1909. Т. 40. С. 41–47.

Михеева Е.Д., Егоров Я.А. К вопросу о содержаниях лития и попутных компонентов в подземных водах перспективных площадей территории России // Науки о Земле: добыча и переработка. 2022. C. 29–35.

Павлов С.Х., Пиннекер Е.В., Писарский Б.И. Углекислые воды Тункинской впадины (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 9. С. 28–35.

Павлов С.Х., Чудненко К.В., Голубев В.А., Оргильянов А.И., Бадминов П.С., Крюкова И.Г. Геологические факторы и физико-химические процессы формирования подземных вод Тункинской впадины // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 1. С. 221–248. doi:10.5800/GT-2018-9-1-0346.

Пиннекер Е. В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианского бассейна. М.: Наука, 1966. 332 с.

Пиннекер Е.В., Писарский Б.И., Ломоносов И.С., Колдышева Р.Я., Диденко А.А., Шерман С.И. Гидрогеология Прибайкалья. Москва: изд-во Наука, 1968. 170 с.

Поляк Б.Г., Прасолов Э.М., Толстихин И.Н. и др. Изотопы гелия во флюидах Байкальской рифтовой зоны // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1992. № 10. С. 18–33.

Рассказов С.В., Ильясова А.М., Сунь Йи-минь, Снопков С.В., Чебыкин Е.П. Вариации U компонентов и Si–Na/Li температур в резервуарах подземных вод на южном фланге Южно-Байкальской впадины и Тункинской долины в 2012–2024 гг.: соотношение осевых и фланговых сейсмогенных деформаций в Байкальской рифтовой системе // Геология и окружающая среда. 2025. Т. 5, № 2. С. 124–149. DOI 10.26516/2541- 9641.2025.2.124

Рассказов С.В., Меньшагин Ю.В., Ясныгина Т.А., Ильясова А.М., Саранина Е.В., Скопинцев В.Г.  Хушагольский полихронный массив: гетерогенность источников палеозойских щелочных сиенитов и гранитов в Восточном Саяне, Юг Сибири // Литосфера. 2013. № 4. С. 88–109.

Рассказов С.В., Чебыкин Е.П., Ильясова А.М., Снопков С.В., Чувашова И.С. От эволюции кайнозойского вулканизма к вариациям изотопного состава урана в подземных водах: определение кайнозойских и современных зон растяжения и сжатия в Тункинской долине Байкальской рифтовой системы // Геодинамика и тектонофизика. 2026 (в печати).

Рассказов С.В., Чебыкин Е.П., Чувашова И.С., Ильясова А.М., Снопков С.В., Сунь Йи-минь Мониторинг урановых компонентов в подземных водах Аршана в 2012–2024 гг.: отслеживание парагенетических (гидрогеохимических и сейсмических) процессов в Байкальской рифтовой системе // Геология и окружающая среда. 2024. Т. 4, № 3. С. 65–112. https://doi.org/10.26516/2541-9641.2024.3.65

Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Саранина Е.В. Корневые структуры Даригангского и Витимского вулканических полей Японско-Байкальского геодинамического коридора: Соотношения источников позднекайнозойских магматических расплавов и современных локальных низкоскоростных аномалий в верхней мантии // Геология и окружающая среда. 2024. Т. 4, № 2. С. 16–78.  DOI 10.26516/2541-9641.2024.2.16

Чебыкин Е.П., Рассказов C.В. Сравнительные исследования косейсмических изменений концентраций термофильных элементов Si, Na и Li в подземных водах ст. 27 на Култукском полигоне, оз. Байкал // Геология и окружающая среда. 2023. Т. 3, № 1. С. 124–140.  DOI 10.26516/2541-9641.2023.1.124

Чебыкин Е.П., Чувашова И.С. Косейсмическая химическая гидрогеодинамика Култукского резервуара подземных вод: индикаторные роли Na/Li, ²³⁴U/²³⁸U и ²³⁴U // Геология и окружающая среда. 2023. Т. 3, № 1. С. 141–171.  DOI 10.26516/2541-9641.2023.1.141.

Чебыкин Е.П., Гольдбеpг Е.Л., Куликова Н.C., Жученко Н.А., Степанова О.Г., Малопевная Ю.А. Метод опpеделения изотопного cоcтава аутигенного уpана в донныx отложенияx озеpа Байкал // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 6. C. 604–616.

Чебыкин Е.П., Рассказов С.В., Воднева Е.Н., Ильясова А.М., Чувашова И.С., Борняков С.А., Семинский А.К., Снопков С.В. Первые результаты мониторинга²³⁴U/²³⁸U в водах из активных разломов западного побережья Южного Байкала // Доклады академии наук. 2015. Т. 460, № 4. С. 464–467.

Чебыкин Е.П., Сороковикова Л.М., Томберг И.В., Воднева Е.Н., Рассказов С.В., Ходжер Т.В., Грачёв М.А. Современное состояние вод р. Селенги на территории России по главным компонентам и следовым элементам // Химия в интересах устойчивого развития. 2012. Т. 20, № 5. С. 613–631.

Якуцени В.П. Геология гелия. Л.: Недра, 1968. 232 с.

Capasso G., Carapezza M.L., Federico C., Inguaggiato S., Rizzo A. Geochemical monitoring of the 2002–2003 eruption at Stromboli volcano (Italy): Precursory changes in the carbon and helium isotopic composition of fumarole gases and thermal waters // Bulletin of Volcanology. 2005. Vol. 68. P. 118–134.

Daita Y., Ohba T., Yaguchi M., Sgo T., Harada M. Volcanic activity forecast based on volcanic gas composition of Hakone Volcano, Japan: Utilization for volcanic disaster prevention // Journal of Geography. 2021. Vol. 130, No. 6. P. 783–796. DOI:10.5026/jgeography.130.783

Dickin A. Radiogenic isotope geology. Cambridge university press, New York. 2005. Second edition. 492 p.

Fouillac R., Michard S. Sodium/Lithium ratio in water applied to geothermometry of geothermal reservoirs // Geothermics. 1981. V. 10. P. 55–70.

Hilton D.R., Fischer T.P., Marty B. Noble gases in subduction zones and volatile recycling // In D. Porcelli, C. Ballentine, & R. Wieler (Eds.). Reviews in Mineralogy and Geochemistry: Noble Gases in Geochemistry and Cosmochemistry. 2002. Vol. 47. P. 319–362. Washington, DC: The Mineralogical Society of America.

Hilton D.R., Ramírez C.J., Mora-Amador R., Fischer T.P., Füri E., Barry P.H., Shaw A.M. Monitoring of temporal and spatial variations in fumarole helium and carbon dioxide characteristics at Poás and Turrialba volcanos, Costa Rica (2001–2009) // Geochemical Journal. 2010. Vol. 44. P. 431–440.

Kagoshima T., Sano Y., Takahata N., Lee H., Lan, T., Ohba T. Secular variations of helium and nitrogen isotopes related to the 2015 volcanic unrest of Mt. Hakone, central Japan // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2019. https://doi.org/ 10.1029/2019GC008544

Nagao K., Takaoka N., Matsuo S.,  Mizutani y., Matsubayashi O. Change in rare gas composition of the fumarolic gases from the Showashinzan volcano // Geochim. J. 1980. Vol. 14, No. 3. P. 139-143.

Ohba T., Yaguchi M., Nishino K., Numanami N., Daita Y., Sukigara C., Ito M., Tsunogai U. Time variations in the chemical and isotopic composition of fumarolic gases at Hakone volcano, Honshu Island, Japan, over the earthquake swarm and eruption in 2015, interpreted by magma sealing model // Earth, Planets and Space. 2019. Vol. 71. P. 48. https://doi.org/10.1186/s40623-019-1027-5

Pinneker E.V., Pissarskiy B.I., Pavlova S.E. Helium isotope data for groundwater in the Baikal rift zones // Isotopes Environ. Health Studies. 1995. Vol. 31. P. 97–106.

Polyak B.G. Helium isotopes in the ground fluids of the Baikal Rift and its surroundings: Contribution to continental rifting geodynamics // Russian Journal of Earth Sciences. 2003. Vol. 5, No . 1. P. 45–66.

Rizzo A., Caracausi A., Favara R., Martelli M., Paonita A., Paternoster M. et al. New insights into magma dynamics during last two eruptions of Mount Etna as inferred by geochemical monitoring from 2002 to 2005 // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2006. Vol. 7. P. Q06008. https://doi.org/10.1029/2005GC001175

Sano Y., Fischer T.P. The analysis and interpretation of noble gases in modern hydrothermal systems // In P. Burnard (Ed.) The Noble Gases as Geochemical Tracers 2013. P. 249–317. Berlin, Heidelberg: Springer.

Sano Y., Gamo T., Notsu K., Wakita H. Secular variations of carbon and helium isotopes at Izu-Oshima Volcano, Japan // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1995. Vol. 64. P. 83–94.

Sano Y., Gamo T., Williams S.N. Secular variations of helium and carbon isotopes at Galeras volcano, Colombia // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1997. Vol. 77. P. 255–266.

Sano Y., Kagoshima T., Takahata N., Nishio Y., Roulleau E., Pinti D.L., Fischer T.P. Ten-year helium anomaly prior to the 2014 Mt Ontake eruption // Scientific Reports. 2015. Vol. 5. P. 13069.

 

Рассказов Сергей Васильевич,

доктор геолого-минералогических наук, профессор,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

заведующий лабораторией изотопии и геохронологии,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

заведующий кафедрой динамической геологии,

тел.: (3952) 51–16–59,

email: rassk@crust.irk.ru

 

Чебыкин Евгений Павлович,

кандидат химических наук,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

ведущий специалист,

тел.: (3952) 51–16–59,

email: cheb@lin.irk.ru

 

Ильясова Айгуль Маратовна,

кандидат геолого-минералогических наук,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

ведущий инженер,

email: ila@crust.irk.ru

 

Чувашова Ирина Сергеевна,

кандидат геолого-минералогических наук,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

старший научный сотрудник,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

доцент кафедры динамической геологии,

еmail: chuvashova@crust.irk.ru

 

Снопков Сергей Викторович,

кандидат геолого-минералогических наук,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

доцент,

664074, г. Иркутск, ул. Курчатова, 3,

Сибирская школа геонаук, Иркутский национальный исследовательский технический университет,

ведущий научный сотрудник,

email: snopkov_serg@mail.ru.