ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2014, том 454, № 2, с. 200-203
= ГЕОЛОГИЯ =
УДК 550.46:551.49
ИЗМЕРЕНИЯ IN SITU СКОРОСТЕЙ РАСТВОРЕНИЯ АЛЮМОСИЛИКАТОВ ВЕНДА © 2014 г. А. И. Малов
Представлено академиком В.И. Осиповым 15.10.2012 г. Поступило 22.10.2012 г.
DOI: 10.7868/S0869565214020194
Введение. Фундаментальная задача геохимии — определение скоростей реакций в системе вода-порода — решается главным образом на основе лабораторных экспериментов, которые показывают значительно более высокие (до 6 порядков) значения по сравнению с измеренными in situ. В природных условиях наиболее широко применяются определения скоростей выветривания по подземному химическому стоку, сформированному за счет взаимодействия воды с водовмещаю-щими породами. Однако эти оценки касаются значительных водосборных площадей, т.е. дают усредненные региональные значения. Исследования выветривания минералов в почве и элювии, напротив, характеризуют локальные специфические условия зоны аэрации. Число оценок скоростей реакций минерал—жидкость в полностью насыщенных природных системах без тесного контакта с атмосферой крайне невелико, несмотря на большое количество выполненных геохимических исследований таких систем [1].
В данной статье рассмотрена возможность оценки скоростей объемного растворения алюмосиликатов венда с использованием информации о распределении изотопов 234U, 238U в подземных водах и горных породах. Возможности таких оценок вытекают из свойств этой изотопной системы: два нуклида находятся в одной и той же цепочке радиоактивного распада. Поэтому их отношение обратно отношению постоянных распада в ненарушенной, закрытой системе, находящейся в радиоактивном равновесии:
N1 = (i)
N2 Xi'
где N1 и N2 — количества атомов соответственно 238U и 234U, к1 = 1.551 ■ 10-10 лет-1 и =
Институт экологических проблем Севера Архангельского научного центра Уральского отделения Российской Академии наук, Архангельск
= 2.835 • 10 6 лет 1 — константы распада этих изотопов.
Горные породы и минералы сохраняют равновесное отношение активностей 234и/238и (у), равное единице: у = —-2 = 1, если они не были за-
• N1
тронуты в последнее время физическими или химическими процессами, такими как измельчение или выщелачивание, т.е. являются монолитными. Поэтому породы водоупоров во многих случаях практически однородны по этому показателю.
Отложения водоносных горизонтов частично теряют промежуточные продукты распада урана из-за эффекта а-отдачи, заключающегося в том, что при распаде атома 238и происходит выброс а-частицы, а в противоположную сторону отбрасывается образующийся атом отдачи 234ТЬ. Если распад осуществляется вблизи границы раздела порода—жидкость, то этот атом переходит в воду и достаточно быстро преобразуется в 234и. В результате в горной породе происходит снижение отношения активностей 234и/238и по сравнению с равновесным значением, а в подземных водах появляется избыток 234и [2, 3], т.е. наблюдается процесс фракционирования изотопов.
В твердой фазе этот эффект наиболее проявляется на стадии осаждения осадка и диагенеза в слаболитифицированном состоянии, когда пористость этого осадка составляет порядка 0.7 [4] и он представляет идеальную пористую среду. Для зерен размерностью ила и глины (65—1 мкм) порядок потерь 234и при фракционировании составляет от нескольких до 50% [5]. Однако для крупных зерен и их агрегатов относительная потеря 234и мала и равновесное отношение активностей, равное 1, практически сохраняется в осадке, а затем и в водовмещающей породе.
Возрастание отношения активностей 234и/238и в подземных водах, контактирующих с любым по размерам зерна материалом горных пород, намного заметнее, ввиду того что концентрации урана в
H, 80
40
-40
-80
-120
-160
-200
-240
^ i 36 6
\ 4
1
glIms qI 56-79
52-55
\
О
Vpd
4
10
Vmz
37
39
— ----15.
Рис. 1. Разрез вкрест Северо-Двинской впадины. 1 — гидрогеологические границы; 2 — изолинии общей минерализации подземных вод, г/л; 3 — точки отбора проб подземных вод и их номера.
0
5
воде обычно на 2—4 порядка ниже, чем в породе, и появление "дополнительного" атома 234U вызывает в 100—10000 раз более заметный рост этого отношения. Для водоносных горизонтов алюмосили-катных отложений характерны значения 234U/238U, достигающие 10—20 [6]. Если твердая фаза одновременно растворяется, в процессе растворения в жидкость поставляется U с низким 234U/238U, обычно равным ~1, в результате чего отношение активностей снижается до 5—2 и ниже.
Таким образом, изотопный состав воды отражает баланс между эффектами а-отдачи и скоростью растворения горных пород. Чем выше 234U/238U, тем ниже скорость растворения пород и наоборот. Чем ниже концентрация урана в воде, тем ниже скорость растворения пород или короче время взаимодействия вода—порода. Чем выше концентрация урана в воде, тем выше скорость растворения пород или продолжительнее время взаимодействия вода—порода.
Объекты и методика. Для измерения in situ скоростей растворения пород необходима информа-
ция об отношениях активностей 234и/238и и концентрациях урана в подземных водах и горных породах. С помощью этих параметров, определенных ранее и приведенных в опубликованных работах по распределению урана в водоносных горизонтах на территории Северо-Двинской впадины, расположенной в зоне сочленения Балтийского щита и Мезенской синеклизы [6], проведена оценка времени взаимодействия вода—порода и скоростей растворения алевролитов венда. На рис. 1 показаны места отбора проанализированных проб воды.
Оценки выполнены на основе уравнений массового баланса урана в закрытой системе водоносного горизонта, в которой переход урана в воду начинается с момента поступления воды в водоносный горизонт [7, 8]. Для учета изотопов урана, находившихся в воде до ее проникновения в водоносный горизонт, и их соотношений при необходимости определяется "транспортное" время, эквивалентное времени создания соответствующих концентраций и изотопных отношений в условиях водоносного горизонта, а затем оценки времени взаимодействия вода—
202
МАЛОВ
Taблица 1. Характеристика выделенных типов подземных вод с результатами определений их возраста и скорости растворения пород
Тип воды № пробы Тип водо-пункта Индекс водоносного горизонта Концентрация урана в воде, с1вод, мкг/л 234и/238и, У? вод Минерализация воды, г/л ЕЙ, мВ Возраст воды ?, тыс. лет Скорость растворения пород, Яа
лет 1 моль 2 с • м
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
1 1—9 Скважина Урё 8.3 5.6 5—10 +238 130 2.31 • 10—9 1.13 • 10—18
2 10—13 » Урё 2.47 3 1—5 +201 14.3 6.25 • 10—9 3.05 • 10—18
3 16—23 Источник QIIIvd 0.35 3.3 1.6—4.9 + 188 2.3 5.51 • 10—9 2.69 • 10—18
4 14, 15 Скважина Урё 0.61 2.4 0.1—0.3 +305 2.4 9.2 • 10—9 4.49 • 10—18
5 24—34 Колодец QIIIvd 0.36 1.7 0.2—1.3 +230 0.7 1.86 • 10—8 9.09 • 10—18
6 35—39 Скважина Урё, тг 0.13 8.4 10—27 —6 — — —
7 40—51 » Урё 0.26 3.2 0.1—0.3 +216 1.6 5.88 • 10—9 2.87 • 10—18
8 52—55 » Урё 0.51 11.36 0.3 — — — —
9 56—79 » Урё 1.81 4.1 0.3—5 +213 16.3 4.02 • 10—9 1.96 • 10—18
порода в водоносном горизонте и скоростей растворения пород корректируются.
Время взаимодействия вода—порода (время пребывания подземных вод в водоносном горизонте) (?) определено по формулам
1п(к
г = •
к 2
где
к = 1 -
Йвод ' (У гвод 1). Мз ' с1пород ' Р
(2)
(3)
М = Рм( 1 п) п; с1вод, С1пород - концентрации ура-
Рвод п
на в воде и породе соответственно; у(вод — отношение активностей 234и/238и в воде; р — вероятность выхода 234и в воду при распаде 238и в породе.
0.235 • £ • Ь 1 - п '
(4)
где Б — площадь взаимодействия вода—порода (см2/см3), Ь — длина пробега атома отдачи 234ТЬ, п — пористость.
Для использования приведенных уравнений необходимо, чтобы в водоносном горизонте имели место окислительные для урана условия: ЕЙ более 100 мв, присутствие в достаточных количествах растворенных карбонатов.
Скорость растворения определена по формуле
Ъ =
Чвод
. (5)
М$ ' ^1пород ' г
Результаты исследования и обсуждение. В табл. 1 дана характеристика выделенных типов подземных вод. Опробованные водопункты сгруппированы по изотопному и химическому составам и
величине окислительно-восстановительного потенциала подземных вод. Оценку времени нахождения подземных вод в водоносном горизонте (возраст подземных вод) производили по этим типам вод.
Значения ЕЙ, минерализации (М), концентрации и (с1вод) и отношения активностей 234и и 238и (У^вод) в подземных водах водоносного комплекса алевролитов и песчаников венда приняты на основании данных, приведенных в ранее опубликованных работах. Помимо водоносного комплекса венда выполнены расчеты для нескольких источников и колодцев, дренирующих водоносные горизонты плейстоцена.
Расчетная плотность минеральной части (рм) и пористость (п) алевролитов определены как средние по 52 значениям: рм = 2.75 г/см3; п = 0.23.
Расчетные значения концентраций и и отношений активностей 234и и 238и в горных породах приняты как средние по 22 определениям: с1пород = = 3 мг/кг; упород = 1.
Для определения площади взаимодействия вода—порода использованы данные о гранулометрическом составе отложений. При Б = 0.5 м2/см3, Ь = 3 • 10—6 см значениер (4) составило 0.45%.
Как видно из табл. 1 и рис. 2, скорость растворения максимальна (1.86 • 10—8 лет—1) для пород, вскрываемых колодцами, в которых циркулируют наиболее молодые и агрессивные воды типа 5, и снижается до 2.31 • 10—9 лет—1 по мере увеличения возраста воды, повышения ее минерализации и снижения степени неравновесности с вмещающими породами (воды типа 1). В водах типов 6 и 8 возраст по (2), (3) и скорость растворения по (5)
определять нельзя, так как восстановительная обстановка вызвала интенсивное осаждение урана.
В табл. 1 также показаны результаты перевода
значений Rd в моль. Для расчетов были приняты с • м
значения S = 0.236 м2/г и молекулярного веса пород 275 г/моль.
Обращает на себя внимание отсутствие в данном районе подземных вод с возрастом 130—16.3 тыс. лет (табл. 1). На рис. 2 видно, что для этого интервала времени пребывания подземных вод в водоносном горизонте характерны минимальные скорос
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.