Формирование состава вод в условиях эпигенеза

Хлоридно кальциевые и магниевые рассолы.

Воды, которые более концентрированы, чем морская вода, так называемые рассолы, повсеместны на больших глубинах. Пример концентраций Na⁺ vs. Cl^- в поровых водах Юры, Мела и третичных отложений на территории Галф Гост показана на рисунке 10. Жирная линия на этом рисунке показывает тенденцию испарения морской воды; концентрации Na⁺ и Cl^- совместно пока не наступит насыщение галитом (NaCl). Затем концентрация Cl^- продолжает увеличиваться с увеличением испарения, тогда как концентрация Na⁺ уменьшается с тех пор как отношение Cl^-/Na⁺ в исходной воде больше 1 (сравни с рис. 8.4). К тому же показанна на рисунке линия смешивания для вод, в которых галит растворорен, которая очень близка к линии испарения. Однако рассолы имеют гораздо более высокие отношения Ca²⁺/Cl^-, чем ожидаются для испарения морской воды, которая показывает, что имеет место обширное взаимодействие вода-порода. Так как эти процессы могли изменить отношение Na⁺/Cl^- также хорошо, осторожность оправданадля слишком простого объяснения, основанного только на испарении (Collins, 1975). Существуют гидрологические аргументы, которые выступают против простого испарения как главного процесса, объясняющего содержание солей в глубоких подземных водах. Рассолы испарения являются признаком фильтрации воды к поверхности (разгрузка вверх). При таких гидрологических условиях нет вод левее которых могли быть опробованы затем как реликтовые, и только осажденные соли являются свидетелями аридных условий. Подземные рассолы с концентрацией выше, чем в морской воде, вероятно получили свои высокие концентрации от растворения минералов или солей.

О значении испарения для глубоких соленых вод можно судить по изотопному составу молекул воды. Большинство рассолов в глубоких слоях имеет изотопный состав, который указывает на местные атмосферный источник (Clayton et al., 1966; Kharaka and Carothers, 1986). Рисунок 11 показывает график ²H (= D) против ^O в рассолах из осадочных бассейнов Америки. Оба изотопа молекул этих вод выражены по отношению к морской воде, которая поэтому имеет ²H и ^O == 0. Данные рассолов из каждого бассейна попадает на линию, которая может быть экстраподлирована в сторону линии метеорных вод, подсказывая единый общий источник вод из местных осадков. Смещение изотопов кислорода рассматривается как результат изотопного обмена между кислородом в воде и в породе. Водород не является компонентом породы образующим минералы (за исключением гидроксильных групп глинистых минералов и гидроокисей), и ²H показывает не обменили, по крайней мере, не такой явный сдвиг как кислород. Пробы Галф Кост ближе всего к составу возможному для реликтовой морских вод, без большого испарения.

Рисунок 0‑21. Концентрации натрия относительно хлора для некоторых пластовых вод Третичных (T), Меловых (C), и Юрских (J) осадков, в сравнении с испарением морской водой (modified from Collins, 1975).

Хлориды в этих рассолах должны поэтому поступать от растворения солей. В осадочных бассейнах обильные количества солей доступны для растворения и увеличения растворенных концентраций. Однако, рассолы в изверженных породах Канадского щита имеют подобный состав, а источник для Cl- здесь не так доступен (Frape и Fritz, 1987). Глубокие соленые воды показывают здесь увеличение Ca²⁺, которое параллельно увеличению Cl^-, как показано на рисунке 12. Увеличение концентраций Ca²⁺ является настоящим показателем взаимодействия воды-породы, для которого могут быть предложены разные объяснения. Доломитизация кальцита может быть возможностью, и подсказывается относительными потерями Mg²⁺ в рассолах (Collins, 1975). Растворение гипса или ангидрита и сопутствующее восстановление SO^2- также может дать подъем до высоких концентраций Ca²⁺ (De Boer, персональное сообщение). Другое объяснение подсказывает просеивание солей (также называемое мембранной фильтрацией, или сверхфильтрацией, в главе 5) как наиболее вероятную причину относительно высокой концентрации Ca²⁺ (Kharaka и Berry, 1973; Graf, 1982). Рост в глубоких рассолах Канадского щита приписывается анортитовым реакциям (Frape и Fritz, 1987). (Анартит является кальциевым полевым шпатом, он может превращаться в каолинит при освобождении Ca²⁺ в раствор, или в альбит, Натриевый полевой шпат, пока поглощает Na⁺).

Рисунок 0‑22. Изотопные составы рассолов в осадочных бассейнах Северной Америки. Линия «метеорных вод» служит местоположением величин метеорных вод всего мира (из Clayton et al., 1966. Copyright by the American Geophysical Union).

Важно, что высокая концентрация катиона препятствует присутствию аниона, с которым он образует соль, мешает присутствию высоких концентраций CO₃^2- в рассолах с высоким Ca²⁺. Это, в свою очередь, показывает низкое давление CO₂, которая может также быть главной переменной. Многие гидротермальные системы в Новой Зеландии, Кении и Европе дегазируют CO₂ и в этом случае концентрации Ca²⁺ низкие. Высокое давление CO₂ в гидротермальных районах часто имеет отношение к кальцинированию карбонатных пород при температурах выше 500°C. Так как карбонатные породы повсеместны на земле, могло быть, что температура определяла относительное изобилие Ca²⁺ в пластовых водах. Высокие концентрации Ca²⁺ наблюдаемые в соленых водах, как показано на рисунке 12, ограничены площадями (осадочные бассейны, кратоны) с низкими температурами на всем протяжении.

Наконец, отметим, что относительно низкие концентрации Mg²⁺ в рассолах, рассмотренные ранее как признак доломитизации, могут также быть результатом формирования Mg-силикатов. Это является реакцией на более обильных количеств H₄SiO₄⁰, полученной из кварца, так как этот минерал становится более растворимым, когда температура увеличивается. Это еще пример обратной зависимости между растворенными веществами и обстановкой, которая регулирует состав воды.

Рисунок 0‑23. Концентрации Ca/Cl в подземных рассолах Канадского щита (Reprinted with permis­sion from Frape and Fritz, 1987. Copyright Geological Association of Canada).

Свойства и состав

Минерализация 300-600 г/л и более

K до 40 г/л

Br до 10 г/л

Sr до 8 г/л

H₂S до 2 г/л

NH₄ + N₂

pH 4-5

Гипотезы их происхождения:

1. атмогенные

2. седиментогенные (талассогенные)

3. седиментогенно - инфильтрогенные

4. магматогенные

Атмогенное