ПЕТРОЛОГИЯ, 2011, том 19, № 1, с. 27-34
УДК 540.41
ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ЗАКРЫТЫХ И ОТКРЫТЫХ
СИСТЕМАХ ВОДА-ПОРОДА
© 2011 г. Б. Н. Рыженко, Е. В. Черкасова
Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН ул. Косыгина, 19, Москва, 119991, Россия; e-mail: ryzhenko@geokhi.ru Поступила в редакцию 10.06.2010 г. Получена после доработки 15.07.2010 г.
Компьютерное моделирование систем вода—порода, которое опирается на учение Д.С. Коржинского о термодинамической открытости-закрытости природных систем, показало, что состав подземных вод эволюционирует в рассолы Cl-Na-Ca при увеличении R/W (отношения масс реагирующих породы и воды) и при закрытии системы (снижении парциального давления CO2) или в HCO3-Cl-Na при снижении
R/W и при открытии системы по углекислоте (повышении PCO ).
ВВЕДЕНИЕ
Из многих замечательных научных достижений сотрудников ИГЕМ РАН за прошедшие 80 лет учение Д.С. Коржинского об инертных и вполне подвижных компонентах природных систем оказало наибольшее влияние на развитие фундаментальной геохимии. Термодинамическое компьютерное моделирование, опирающееся на учение Д.С. Коржинского, позволило описать формирование химического состава природных вод и понять причины их эволюции в земной коре (Рыженко и др., 2000, 2003; Рыженко, Крайнов, 2000, 2001, 2002, 2003; Крайнов и др., 2004). В настоящей статье приводятся результаты работы, начатой по инициативе и под руководством С.Р. Крайнова.
ПРИРОДНЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ
Еще в работе (Сулин, 1948) было отмечено разделение минерализованных вод и рассолов нефтегазоносных структур на хлоридно-кальциевые и гидрокарбонатные. В результате геохимических исследований подземных вод наиболее глубоких структур (не только нефтегазоносных) сейчас стали очевидными особенности этих двух основных направлений эволюции рассолов в глубоких структурах.
Кальциевое (хлоридное) направление эволюции,
когда исходные С1-№ (С1-№-М§) рассолы трансформируются в рассолы С1-№-Са, С1-Са-С1-Са-М§ и даже в С1-Са геохимических типов. Минерализация таких рассолов может достигать максимальных для подземной гидросферы величин 300—750 г/л. При высоких концентрациях кальция (>200 г/л) и хлора (250—350 г/л) такие рассолы в ходе геохимической эволюции сохраняют лишь минимальные концентрации натрия и магния (обычно от нескольких г/л до 20—30 г/л). Геохимическая эволю-
ция этих рассолов вследствие взаимодействия с породами происходит таким образом, что увеличение их минерализации приводит к осаждению из них карбонатных и сульфатных анионов, и рассолы приобретают чисто Cl-Na-Ca, Cl-Ca-Na состав при минимальных концентрациях карбонатных и сульфатных анионов (n х 100 мг/л). При формировании кальциевых рассолов направленно снижается их рН — в наиболее кальциевых и минерализованных рассолах рН уменьшается до 4 и менее.
Максимальное распространение такие рассолы имеют в древних (особенно палеозойских) седимен-тационных артезианских бассейнах, содержащих галогенные формации, а также в сопредельных с ними массивах кристаллических пород. Такая парагенети-ческая ассоциация типична для рассолов Мичиганского бассейна и Канадского щита (Frape, Fritz, 1982; Fritz, Frape, 1982). В пределах России характерными структурами, содержащими подобные кальциевые рассолы, являются Ангаро-Ленский бассейн и бассейны Восточной Сибири (Тунгусский и др.), а за пределами России — Припятский бассейн (Белоруссия), бассейны Цехштейна (Германия, Польша), Миссисипский бассейн, бассейн Парадокс (США).
Содовое (карбонатное) направление эволюции, когда исходные Cl-Na рассолы трансформируются в менее минерализованные (минерализация n х 10 г/л) высококарбонатные рассолы Cl-Na, Cl-HCO3-Na и HCO3-Cl-Na геохимических типов. Высококарбонатные рассолы отличаются от рассолов кальциево-
— 2—
го типа высокой концентрацией HCO3 + CO3 , достигающей 30 г/л и более, и минимальным содержанием Са (n х 100 мг/л) и SO4. Важной геохимической особенностью карбонатных рассолов является увеличение концентрации CO2 и НСО3 при увеличении глубины их формирования. Рассолы содового (карбонатного) типа наиболее распространены в седи-
mHCO~ + 2m co2- , моль/л
10
10
10
10
10
II У.
в □
1 2
О 3
А 4
i4-
Л
ч А л*^ л а Ч А
\ А
ч
\
\
Ч А
Ч
ч А Ч
10
10
10-
10-
100 2m
I
101
Ca2+, МОЛЬ/Л
Рис. 1. Положение фигуративных точек подземных вод альпийских артезианских бассейнов на диаграмме Харди-Эг-стера (Hardie, Eugster,1970).
Использованы данные по химическому составу подземных вод Западно-Туркменского, Северо-Крымского, Предкавказ-
ского, Куринского, Северо-Сахалинского, Камбейского бассейнов. Химический состав минерализованных подземных вод
- 2 - - 2 -и рассолов: 1 - Cl-Na(HC O- + CO2 < 5% мг-экв.); 2 - Cl-Na(HC O- + CO2 > 5% мг-экв.); 3 - Cl-HCO3-Na, HCO3-Cl-
Na; 4 — Cl-Na-Ca, Cl-Ca-Na. Направление геохимической метаморфизации подземных вод: I — кальциевое; II — содовое (карбонатное).
ментационных структурах альпийского возраста — краевых прогибах и межгорных впадинах, особенно нефтегазоносных.
В России такими структурами является система Предкавказских бассейнов (Восточно-Предкавказ-ский, Азово-Кубанский и др.), а за пределами России — Западно-Туркменский, Ассам-Араканский, Камбейский и другие, а также многие Западно-Американские и Южно-Американские бассейны. Подобные содовые (карбонатные) рассолы и минерализованные воды формируются также в пределах массивов кристаллических пород альпийского возраста (массивы Большого и Малого Кавказа), Чешский массив, Центрально-Французский массив, массивы Западных штатов США. Типичной разновидностью таких минеральных вод являются углекислые С1-НС03-№ и НС03-С1-№ воды. Такие высокоминерализованные углекислые воды могут находиться и формироваться как в парагенетической ассоциации с рассолами в смежных седиментацион-
ных бассейнах, так и вне такой парагенетической ассоциации за счет только автохтонных процессов. В итоге содовое (карбонатное) направление геохимической эволюции минерализованных подземных вод завершается формированием высокощелочных вод НС03-С1-№ состава с максимальными значениями рН, достигающими 12 и более. Особенно активно образование высокощелочных вод происходит при разгрузке высококарбонатных (с ранее накопленными концентрациями НСО3) подземных вод в верхние водоносные горизонты, характеризующиеся низкими парциальными давлениями Рсо (атмосферное
парциальное давление равно 10-34 бар).
И так, из природных наблюдений следует, что в земной коре реализуются две ветви изменения химического состава минерализованных вод и рассолов — хлоридно-натрий-кальциевая, кислая, и кар-бонатно-натриевая, щелочная. Направленность геохимической эволюции этих геохимических ти-
Таблица 1. Химический состав (формула Курлова) водной фазы, формирующейся в закрытых и открытых (PCOl = 10-34 бар) системах чистая вода—гранит при различных значениях R/W отношений, 25°C, мг/л
Отношение порода/вода (R/W)
Система
закрытая
открытая
0.01 0.1 1.0 10 50 100
M,
0.06
M,
0.15
M
Si57HCO319SO419Cl5
Na 98 Ca2 HCO335Cl30Si24SO411
Na 97 Ca3 HCO380Cl13Si5SO42
0.47
M
M
25
M
Na93Ca7 Cl63 H CO33 7 Na 58 C a 42 Cl 90 H CO3 1 0
Ca70 Na30 Cl 96 H CO34 Ca80Na20
51
M
0.95
M
2.1
M
2.3
M
HCO398SO42Cl0.1
Na 99 Ca0. 3 HCO390SO47Cl3
N a99K0.1 SO453HCO315Cl2
N a9 9K0.1 SO 72Cl27
12
M
58
M
83
Na99Ca0.5 SO4 67 C l33 Na 97C a2 .7 Cl 66 S O43 3 Na 99C a0 .5
пов вод и нарастание их геохимической удаленности друг от друга при увеличении минерализации хорошо видны на диаграмме (рис. 1).
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ
Работами по компьютерному моделированию систем вода—порода установлено (Шваров, 1999; Крайнов и др., 2004), что геохимическое преобразование подземных вод определяется физико-химическими параметрами, из которых главные: (а) отношение между взаимодействующими массами пород и подземных вод (Rock/Water); (б) открытость-закрытость системы вода—порода—газы относительно СО2 и О2; (в) петрохимический тип пород, особенно формы нахождения летучих элементов в породах; (г) температура-давление существования. Эти физико-химические параметры задаются реальными природными ситуациями и оказывают определенное влияние на состав природных вод. При моделировании составы изверженных пород приняты по монографии (Богатиков и др., 1987), составы осадочных пород по (Розен и др., 2000).
С ростом отношения порода/вода (R/W) увеличивается минерализация природной воды. Открытость-закрытость системы по СО2 влияет на геохимический тип минерализации. Например, в закрытой системе Н20-гранит формируется хло-ридно-кальциевый состав, а в открытой (по C02) системе — хлоридно-натриевый (табл. 1). Петрохими-ческий тип пород определяет первичный катион-ный состав водной фазы. А концентрации и формы нахождения летучих элементов в породах — первичный анионный состав. Например, составы озерных вод (экв%) отчетливо показывают зависимость гид-
рогеохимического типа воды от петрохимического
R „ HCO386SO48
типа пород: оз. Байкал M0.09 - т - „ - - , оз. Се-
ван M,
HCO376Cl20
Na58Mg28 ;. Температура-дав-
066 Mg43( Na + K) 41Ca16 ление оказывают опосредованное влияние на формирующийся состав водной фазы, главным образом, через скорость протекания химических реакций между компонентами в разных фазах системы, через изменение растворимости минералов и газов в водной фазе и Eh состояние водной фазы.
Кальциевое (хлоридное) направление эволюции.
Хлоридные воды (Cl > HCO3 + SO4) являются естественным продуктом более глубоких взаимодействий в системах вода—порода (Крайнов, Рыженко, 1997; Рыженко, Крайнов, 2001). Хлор становиться преобладающим анионом в водной фазе систем вода—порода при увеличении времени взаимодействия породы и воды. Моделирование показывает (табл. 2), что в зоне гипергенеза при R/W = 1 в алев-ропесчаных породах формируется водная фаза со-Cl76SOJ3
pH 7.26; в глинистых породах
става М
2.3
состава M
Na76Ca17 Cl73SO424
3.1-
рН 7.64. В карбонатных по-
Na73Ca26
родах хлор становиться преобладающим анионом водной фазы только при R/W > 10 Cl67SO432
М,97- рН 6.92; в кристаллических
127 Na67Ca2
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.