ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2004, № 1, с. 48-59
УДК 552.5:556.314
ЛИТОЛОГО-ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ ИОНООБМЕННЫХ ПРОЦЕССОВ В СЕДИМЕНТАЦИОННЫХ БАССЕЙНАХ (НА ПРИМЕРЕ ВОЛГО-УРАЛЬСКОГО БАССЕЙНА)
© 2003 г. В. Г. Попов
Южно-Российский государственный технический университет 346428 Новочеркасск Ростовской обл., ул. Просвещения, 132 E-mail: popovvg@novoch.ru Поступила в редакцию 12.04.2002 г.
На базе натурных, экспериментальных и термодинамических исследований обсуждаются вопросы, касающиеся роли ионообменных процессов в формировании литолого-гидрогеохимических систем в различных термобарических обстановках подземной гидросферы. На примере Волго-Уральского седиментационного бассейна показано, что ионообменные взаимодействия в системе "вода-порода" носят зональный характер и дифференцированы по глубине бассейна. Обменно-адсорбционные процессы гидрогеохимически наиболее значимы для верхней части зоны гипергенеза мощностью до 500 м, сложенной терригенными глинистыми породами, где при их участии формируются НСО3-Na и SO4-Na воды с минерализацией до 20 г/дм3. В зонах ката- и метагенеза на глубинах более 10001500 м эти процессы не оказывают существенного воздействия на состав рассольных вод. Здесь главная роль в образовании Cl-Ca рассолов принадлежит метасоматической доломитизации известняков, относящейся к категории обменно-абсорбционных процессов.
ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ.
КИНЕТИКА МАССООБМЕНА
Среди теоретических проблем, в равной степени относящихся как к гидрогеохимии, так и к литологии, одной из наиболее сложных и дискуссионных является проблема эпигенетических преобразований подземных вод и осадочных пород за счет ионообменных процессов. Различные аспекты ее рассматривалась в работах А.Н. Бунее-ва, К.К. Гедройца, Э.Г. Дегенса, Дж. Дривера,
A.Б. Ронова, Е.М. Сергеева, Н.М. Страхова,
B.Н. Холодова, В.М. Швеца, С.Р. Крайнова и других отечественных и зарубежных исследователей. К ионообменным процессам относятся об-менно-адсорбционные и обменно-абсорбционные взаимодействия в литолого-гидрогеохимических системах седиментационных бассейнов, сочетающие поглощение и воспроизводство растворенного вещества. При этом если обменная адсорбция представляет собой главным образом поверхностное явление, то обменная абсорбция протекает во всем объеме твердой фазы, т.е. затрагивает не только поверхность минеральных частиц, но и его внутреннюю структуру (кристаллическую решетку породообразующих минералов). Поэтому ионообменные явления так или иначе вызывают изменение геохимического состава как подземных вод, так и вмещающих их пород.
Кинетика и литолого-гидрогеохимические последствия ионного обмена между твердой и жидкой фазами в осадочных бассейнах контролиру-
ются изменяющимися с глубиной гидрогеодина-мическими и термобарическими РТ-условиями, вследствие чего и сами процессы, и образующиеся в результате их геохимические типы подземных вод носят зональный характер.
Механизм обменной адсорбции заключается в эквивалентном стехиометрическом замещении ионами свободного раствора ионов двойного электрического слоя глинистых минералов, в результате чего последние переходят в раствор. Среди целого ряда физико-химических и геолого-гидрогеологических факторов, определяющих интенсивность и направленность обменно-ад-сорбционных процессов между водой и породой, главными являются энергия поглощения (адсорбционная способность) ионов и их концентрация в растворе и поглощенном комплексе (ПК) пород. Экспериментальным путем установлено [Або-ренко, 1985; Гедройц, 1975], что энергия поглощения катионов снижается с уменьшением их валентности, а для равнозарядных ионов - с сокращением атомного радиуса. Исключение представляет ион водорода, адсорбционная активность которого выше не только одновалентных, но и двух-, трехвалентных элементов: Н+ > А13+ > Бе34" > Mg2+ >
> Са2+ > > К+ > КИ+.
Наиболее высокими адсорбционными свойствами обладают высокодисперсные породы с размером частиц менее 0.001 мм. Поэтому максимальный гидрогеохимический эффект обменно-адсорбционные процессы имеют в пористых тер-
ригенных существенно глинистых отложениях, ПК которых является основным вместилищем обменных катионов. Способность глинистых минералов к обмену ионами с раствором определяется их двумя главными особенностями, связанными с составом и структурой: удельной поверхностью и кристаллохимическим строением базальных поверхностей [Сергеев и др., 1971].
Алюмосиликаты групп хлорита, галлуазита и каолинита (кроме каолинита в нее входят накрит и даккит) имеют жесткую кристаллическую решетку типа 1 : 1 с небольшим межслоевым расстоянием (~0.7 нм), что препятствует внедрению гидратированных катионов в межпакетные пространства их структуры. Вследствие этого они не участвуют в ионном обмене. Слабо участвуют в нем и базальные поверхности. Основная масса обменных катионов локализуется на боковых сколах кристаллической решетки, где главным образом и протекают адсорбционные процессы. Явления изоморфного замещения, создающие некомпенсированные электрические заряды, не свойственны минералам группы каолинита. Удельная поверхность их, доступная для взаимодействия с раствором, составляет 8-20 м2/г, а емкость ПК - 3-15 ммоль/100 г.
В противоположность каолиниту трехслойные (2 : 1) глинистые минералы группы смекти-тов (монтмориллонит, бентонит, бейделлит, нон-тронит, соконит, сапонит) обладают подвижным характером кристаллической решетки с размером межслоевых расстояний до 15-20 нм. В связи с этим, а также благодаря наличия в структуре минералов группы смектитов некомпенсированных зарядов, вызванных явлениями гетерова-лентного изоморфизма (814+ —► А13+ - в тетраэд-рических сетках, А13+ —► Mg2+, А13+ —»- Бе2+ - в октаэдрических), сорбция катионов из раствора происходит не только на сколах и базальных поверхностях, но и в межслоевых пространствах. Именно в них и размещается основная масса (до 80%) адсорбированных ионов. Удельная поверхность смектитовых минералов достигает огромной величины (600-800 м2/г), а емкость их ПК -150-200 ммоль/100 г.
Гидрослюды по обменно-адсорбционным свойствам занимают промежуточное положение между минералами групп каолинита и смектитов: удельная поверхность их - 30-180 м2/г, емкость ПК - 10-40 ммоль/100 г. Они имеют не набухающую кристаллическую решетку типа 2 : 1, в которую не способны проникнуть молекулы воды. В структуре гидрослюд широко развиты гетерова-лентные замещения, вследствие чего боковые сколы приобретают отрицательный заряд. Поэтому основными активными поверхностями гидрослюдистых минералов, способными к ионообменному взаимодействию с водой, являются разо-
рванные связи краевых частей кристаллов и их внешние базальные плоскости.
Состав поглощенных осадочными породами ионов в первую очередь определяется катионным составом вод бассейна седиментации. По этому признаку выделяются два основных типа ПК -морской и континентальный, в первом из которых преобладает натрий и калий (Ша + гК > гСа), а во втором - кальций (гСа > г№ + гК). При смене гидрохимического режима осадконакопления, а также при внедрении в осадочные породы, насыщенные седиментационными (талассогенными) растворами генетически чуждых им инфильтра-ционных (метеогенных) вод, обменно-адсорбци-онные процессы в общем случае идут в направлении насыщения ПК катионами с высокой энергией поглощения (Са2+, Mg2+) и накопления в растворе ионов с меньшей адсорбционной активностью (№+, К+).
Обменная адсорбция является одним из наиболее быстропротекающих гидрогеохимических процессов в гетерогенной системе "вода-терри-генная порода". В суспензии обменно-адсорбци-онное равновесие между катионами ПК и раствора достигается через очень короткий промежуток времени, исчисляемый минутами [Гедройц, 1975; Попов и др., 1992]. Поэтому при оценке гидрогеохимической значимости ионного обмена между твердой и жидкой фазами в различных гидродинамических обстановках осадочного слоя литосферы нет никакой необходимости привлекать фактор геологического времени.
В природных условиях кинетика обменной адсорбции в значительной степени контролируется процессами конвективно-диффузионного переноса растворенного вещества к поверхности ионо-обменника и вывода продуктов реакции из литоло-го-гидрогеохимической системы, т.е. гидродинамической ситуацией в области взаимодействия твердого и жидкого компонентов. Тем самым будет поддерживаться неравновесный характер системы за счет градиентов концентраций катионов как в самом растворе, так и между раствором и двойным электрическим слоем глинистых минералов. Из этого следует, что гидродинамически подвижные среды зоны гипергенеза, открытые для обмена веществом и энергией с внешней средой, наиболее благоприятны для протекания об-менно-адсорбционных процессов в глинистых породах и метаморфизации заключенных в них подземных вод.
Емкость ПК глинистых минералов зависит не только от их кристаллохимических особенностей, но и от кислотно-щелочных и РТ-условий подземной гидросферы. В осадочных бассейнах с ростом Т и Р с глубиной, сопровождающемся снижением величины рН подземных вод, уплотнени-
Рис. 1. Количество адсорбированных ионов С, поступающих в раствор в зависимости от емкости ПК и пористости п породы.
ем и литификацией пород емкость их ПК, как правило, неуклонно уменьшается.
В конечном итоге масса катионов, которые могут потенциально поступить из ПК в подземные воды, регламентируется емкостью ПК и пористостью терригенной породы. Влияние емкостных свойств твердой фазы на состав подземных вод очевиден. Не столь ясен вопрос, касающийся количественной оценки роли пористости (п) в ме-таморфизации подземных вод. Это связано с тем, что увеличение степени дисперсности осадочных пород ведет одновременно к росту как емкости их ПК, так и п. Поэтому в ряду песок-алеврит-глина емкость ПК увеличивается от 5 до 100 ммоль/100 г, а п от 20 до 80%.
Возьмем два крайних члена этого ряда. Предположим, что в обводненных песках с емкостью ПК С1 = 20 ммоль/100 г, п1 = 25% и глинах с емкостью ПК С2 = 100 ммоль/100 г, пористостью п2 = 70% происходит "завершенный" катионный обмен, при котором все адс
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.