ГЕОХИМИЯ, 2015, № 8, с. 720-733
РАВНОВЕСИЕ АЗОТНЫХ ТЕРМ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ С МИНЕРАЛАМИ ВОДОВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД КАК ОСНОВА ДЛЯ ВЫЯВЛЕНИЯ МЕХАНИЗМОВ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
© 2015 г. С. Л. Шварцев*, ****, Л. В. Замана**, А. М. Плюснин***, О. Г. Токаренко****
* Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН
634055, Томск, просп. Академический, 4 e-mail: tomsk@igng.tsc.ru **Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН 672090, Чита, ул. Недорезова, 16а e-mail: l.v.zamana@mail.ru ***Геологический институт СО РАН 670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а e-mail: plyusnin@gin.bscnet.ru ****Национальный исследовательский Томский политехнический университет 634050, Томск, просп. Ленина, 30
e-mail: tokarenkoog@yandex.ru Поступила в редакцию 20.02.2014 г. Принята к печати 07.05.2014 г.
Рассчитаны равновесия азотных терм Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) с комплексом вторичных минералов (карбонатных, фторидных, глинистых, цеолитных и др.). Показано, что система азотные термы—горная порода является равновесно-неравновесной. В отличие от других вод она развивается в условиях непрерывного связывания заимствованных из горных пород химических элементов образующимися вторичными минералами. Это обеспечивает динамическую стабильность системы без роста солености, несмотря на продолжение взаимодействия вода—порода. Главная причина такого состояния системы — дефицит кислот, т.е. высокие значения рН. При этом нарушается соотношение химических элементов в воде по сравнению с исходными растворенными водой минералами. Все это обеспечивает в растворе дефицит одних элементов (Ca, Mg, Fe, Al и др.) и избыток других (Na, Si, F и др.).
Ключевые слова: Байкальская рифтовая зона, азотные термы, вторичное минералообразование, природа низкой солености, модель формирования.
DOI: 10.7868/S0016752515060084
Азотным термальным водам посвящено много работ (Плюснин и Ломоносов, 1978; Michard, 1990; Поляк и др., 1992; Minissale et al., 1995; Yum, 1995; Ульзетуева и Хахинов, 2011; Чудненко и Павлов, 2013 и др.), однако вопрос формирования химического состава вод остается нерешенным, как и низкая их минерализация при отсутствии зависимости от температуры. А между тем его решение является важнейшим звеном в понимании механизмов эволюции состава подземной гидросферы в целом (Алексеев и др., 2011). Решение этой проблемы невозможно без детального изучения состояния термодинамического равновесия азотных терм с ведущими минералами вмещающих пород.
В предыдущей работе (Плюснин и др., 2013) мы подробно рассмотрели особенности химического, газового и изотопного состава азотных терм БРЗ. Поэтому основной целью данной работы является выявление основных особенностей равновесия в системе азотные термы — горная порода и на этой основе разработка новых геохимических механизмов их формирования.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АЗОТНЫХ ТЕРМ
Данные по составу, температуре, рН и солености некоторых типичных терм региона приведены в табл. 1. Прежде всего, обращает на себя внимание исключительно низкая их общая минерали-
Таблица 1. Химический состав (мг/л) и параметры типовых азотных терм Байкальской рифтовой зоны
Номер п/п Название родника Т, °С М рН К+ Са2+ МБ2+ НСО- со2- бо4- С1- 8Ю2
1 Верхнеангарский 30.0 239 9.0 57 3.0 4.6 1.5 57 3.8 69.9 8.2 30.3 3.5
2 Котельниковский 48.5 278 9.0 76 3.8 1.8 1.5 6 30.0 21.8 5.9 72.0 40.0
3 Ангаракан-Сартинский 43.0 283 9.8 69 3.0 2.0 0.4 49 22.9 70.7 7.8 52.7 4.8
4 Былыринский* 44.3 293 9.1 70 1.4 0.7 0.0 92 12.0 16.7 10.4 80.4 10.4
5 скв. Дзелинда 51.7 314 9.4 78 2.0 7.6 0.6 50 11.3 104.9 9.6 42.7 8.3
6 Кыринский 43.5 327 9.5 81 1.8 0.7 0.0 92 18.0 28.9 14.9 80.4 10.0
7 Толстихинский 29.2 338 9.6 86 1.1 5.8 0.3 79 9.9 79.2 15.9 54.3 7.2
8 Сеюйский 50.6 340 9.8 99 0.6 0.9 0.0 63 18.3 71.1 14.1 67.3 5.3
9 Умхейский 48.4 379 9.9 106 0.8 0.9 0.0 74 26.4 59.2 23.5 72.0 15.8
10 Большереченский 74.0 390 10.2 106 3.2 1.8 1.6 35 43.0 128.2 2.0 104.0 16.0
11 Аллинский 76.7 402 9.7 98 1.7 3.8 0.0 101 20.4 45.5 25.1 95.8 10.9
12 Баунтовский 46.2 428 8.9 103 2.7 3.0 0.1 147 12.0 21.0 20.9 96.7 22.5
13 Кулиные Болота 60.0 489 9.5 135 1.8 2.0 0.1 114 9.0 117.3 32.2 60.4 16.4
14 Горячинский 52.8 491 9.7 129 2.0 8.1 0.1 21 6.6 245.7 14.8 60.9 3.0
15 Могойский 83.7 510 8.9 128 4.1 2.1 0.1 180 15.0 32.8 23.9 98.8 24.9
16 Солнечный 51.6 517 10.1 157 8.0 0.5 0.3 56 79.5 44.6 19.9 105.0 46.8
17 Бусанский 55.2 542 8.7 145 2.4 2.8 0.1 250 7.5 20.0 32.3 60.4 21.6
18 Шуриндинский 70.6 639 8.9 179 4.2 6.1 0.2 143 9.0 175.0 42.0 61.8 19.0
19 Питателевский* 65.5 1837 9.2 471 14.0 111.0 2.0 32 4.0 974.0 188 33.2 8.0
20 Нилова Пустынь* 40.5 1053 8.2 240 8.3 56.1 3.2 67 0.7 601.0 23.5 47.5 6.0
М — общая минерализация, * — источники за пределами указанной территории.
Таблица 2. Средний состав азотных терм Байкальской рифтовой зоны, мг/л
№ типа Кол-во анализов Химический тип вод Т, °С М рН К+ Са2+ МБ2+ НСО- Со2- бо4- С1- 8Ю2
1 23 НС03-№ 46.2 425 9.1 102 3.5 5.6 2.9 163 14 28 19 78 17
2 4 НС03-Р-№ 51.6 401 9.3 112 4.1 1.8 0.9 77 30 29 14 91 32
3 10 НС03-£04-№ 43.8 356 9.1 99.1 2.4 3.0 0.5 80 22 74 17 70 11
4 23 £04-НС03-№ 49.0 420 8.6 114 3.6 7.7 0.8 90 12 129 18 51 10
5 30 48.5 795 8.0 205 7.6 28.6 1.1 66 4 374 48 50 9
Всего 90 Среднее 47.7 538 8.6 139 4.8 13.3 1.4 99 12 174 31 61 13
М — общая минерализация (мг/л).
зация, которая за редким исключением не превышает 1 г/л, а чаще составляет <0.5 г/л. На это обстоятельство и ранее обращалось внимание (Барабанов и Дислер, 1968; Ломоносов, 1974; Gemici и Filiz, 2001; Плюснин и др., 2008), но природа этого явления остается нераскрытой.
Как видно из табл. 1, маломинерализованные воды с соленостью <0.6 г/л являются в основном гидрокарбонатными, реже гидрокарбонатно-суль-фатными натриевыми. Термы с более высокой соленостью (>0.6 г/л) являются сульфатно-гидрокар-
бонатными или сульфатными натриевыми. Максимальная минерализация таких вод достигает 2.1 г/л (Питателевский родник). Мы разделили все имеющиеся анализы вод на химические типы по С.А. Щукареву и получили пять их разновидностей, включая экзотический НС03—F—На (табл. 2). По данным таблицы в регионе резко преобладают гидрокарбонатные, сульфатные и переходные между ними типы. По катионному составу все они относятся к натриевым.
10
о
и
О
о
о о я
Ъ
А 1
с 2 лУ о о о. ж!
\ ^щт к у* Д /17°° АО * дАо а/ж А 1* 1
12 Минерализация, г/дм3
Рис. 1. Зависимость содержаний карбонатных (1) и сульфатных (2) ионов от солености терм.
Нетрудно видеть, что соленость первых четырех типов терм практически одинакова — около 0.4 г/л, растет она только в пятом (0.8 г/л) типе, но состав вод при этом меняется существенно: от первого типа к пятому содержание сульфат-иона
непрерывно растет, тогда как содержания НСО- и
СО^ в том же направлении растут только до солености 0.6 г/л, а затем достаточно интенсивно падают (рис. 1). Поэтому наиболее содовые воды являются пресными (М < 0.5 г/л), соленость их растет только при наличии сульфатов натрия. Содержания F- и 8Ю2 а также значения рН при пе-
реходе от второго типа к пятому уменьшаются, хотя температура терм, с которой обычно связывают эти параметры, существенно не меняется (табл. 2). Разное поведение сульфатных и карбонатных ионов в рассматриваемых термах позволяет говорить о наличии двух разных путей формирования гидрокарбонатных и сульфатных типов вод.
Вторая важная особенность азотных терм заключается в том, что все они являются щелочными, реже слабощелочными (рН от 7.9 до 10.1, среднее 8.6). Зависимость между рН и соленостью терм достаточно сложная, но общая тенденция состоит в том, что с ростом солености рН вод несколько уменьшаются, т.е. наблюдается зависимость, нетипичная для подавляющей части пресных и соленых вод (Шварцев, 1998; ВЪуагЬзеу, 2008).
Чтобы разобраться в причинах этого явления мы построили отдельно графики зависимости карбонатных (рис. 2а) и сульфатных (рис. 2б) ионов от рН. С ростом содержания сульфатов в термах значения их рН уменьшаются, а с ростом карбонатов — увеличиваются. При росте тех и других поведение рН становится более сложным.
Такая зависимость рН от ведущих ионов объясняется довольно просто. При гидролизе алюмосиликатов, например, альбита, который доминирует в гранитах и гранито-гнейсах, широко развитых в изучаемом регионе, образуется гид-роксил ОН- по реакции (1) или по любой другой:
2ША181308 + 11Н20 = А1281205 (ОН)4 +
+ 2Ш+ + 20Н- + 4НЛБЮЛ
(1)
<ч
М 4 т 4
I
г
О
О
о о я
2 -
(а)
10
А1
л2 у-3 о4 • 5
рН
20 г
15
<ч м
т
2 10 -
(Чт^
О
11
(б)
10
11 рН
Рис. 2. Зависимость содержаний карбонатных (а) и сульфатных (б) ионов разных типов вод от значений рН азотных терм.
Химические типы терм: 1 - НСО3-Ыа; 2 - НСО3-Р-Ыа; 3 - НСО3-8О4-Ыа; 4 - 8О4-НСО3-Ыа; 5 - 8О4-Ыа.
1
0
5
3
5
1
0
6
7
8
9
6
7
8
9
Даже незначительные количества CO2 взаимодействуют с OH— по реакции
CO2 + OH- = HCO-
(2)
При этом чем ниже Рсо , тем выше рН раствора. Значение последнего растет и по мере увеличения содержаний катионов в растворе (в данном случае №+). Поэтому связь между рН и содержанием
— 2-
НС03 + С03 достаточно сложная, но в целом положительная, что и следует из рис. 2а. Более подробно о рассматриваемых связях можно познакомиться в работах (Шварцев, 1998; Шварцев, 20126).
Природа зависимости между 80^ и рН иная. Дело в том, что сера в магматических и метаморфических породах находится преимущественно в сульфидной форме (пирит) или частично самородной (80). Для перевода ее в сульфат нужен окислитель (наиболее часто кислород), источники которого мы в данной работе не рассматриваем. Частично они рассмотрены ранее (Замана, 20006). Сера окисляется по реакции
+ 1
св
О
• • •
- о • \ • \ • t И А
-
12 3 4
HCO— + CO32—, мг-экв/дм3
Рис. 3. Зависимость содержаний Са2+ и Mg2+ в термах
количества
карбонатных
FeS2 + 3.502 + Н20 = Fe2+ + 2802- + 2Н+, (3)
в результате протекания которой рН раствора уменьшается. Поэтому с увеличением содержаний сульфат-иона в термах значения рН в них падают. В метаморфоге
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.