Изотопы кислорода и водорода природных вод СССР

По химическому составу все рассматриваемые рассолы (за исключением рассола месторождения Величко) относятся, по классификации М. Г. Валяшко и др. [1966 г.], к хлоридному типу и характеризуются высокой степенью минерализации (табл. 32). Рассол месторождения Величко имеет минерализацию около 340 г/л и принадлежит к сульфатно-магниевому подтипу сульфатного типа.

На графике изменения отношения в зависимости от концентрации Сl [Валяшко М. Г. и др., 1966 г.] фигуративные точки состава рассолов Солотвиновского, Артемовского, Стебникского и Калушского месторождений каменной и калийной солей располагаются вдоль кривой испарения морской воды. Это позволяет утверждать, что исследуемые рассолы являются реликтовыми маточными седиментационными морскими водами, метаморфизованными в прямом направлении. Фигуративная точка отношения для рассола из месторождения каменной соли Величко ложится намного ниже кривой сгущения морской воды, что указывает на относительную бедность магнием этого рассола (табл. 32). В то же время отношение для этого рассола приближается к единице.

Таблица 32

Содержание дейтерия и кислорода-18 во включениях каменных и калийных солей [29]

Следовательно, геохимические данные указывают на то, что он является типичным рассолом выщелачивания.

По изотопному составу все исследуемые рассолы (кроме рассола из месторождения Величко) существенно отличаются от морских, метеорных, «ювенильных» и магматических вод (табл. 32). Поэтому естественно предположить, что изотопный состав исследуемых рассолов, так же как и химический, претерпел изменения в процессе галогенеза, а именно при испарении морской воды.

На рис. 33 в координатах представлены изотопные составы маточных рассолов из соляных месторождений Украины и Польши, воды Черного моря в процессе испарения [34] и современные поверхностные рассолы зал. Кара-Богаз-Гол [32], из которых происходит кристаллизация галита, астраханита и глауберита. Как видно из рис. 33, по мере испарения воды Черного моря наблюдается закономерное возрастание значений и от -25 и -4 до +16 и +6,9‰ соответственно. При этом максимальное обогащение тяжелыми изотопами в процессе испарения совпадает с началом садки гипса, когда остаточный объем жидкости составляет 11 %. При дальнейшем испарении наблюдается инверсия изотопного состава -- уменьшение значений и . Можно заметить, что снижение значений и в процессе солнечного испарения морской воды от 11 до 3,6 % не носит закономерного системного характера, как того следовало бы ожидать, исходя из лабораторных экспериментов. По всей вероятности, это связано с вполне естественными колебаниями во времени в процессе испарения (на указанной стадии) параметров окружающей природной среды, главным образом с изменениями изотопного состава атмосферной влаги в сторону снижения значений и . Дальнейший процесс солнечного испарения воды Черного моря до стадии садки галита и калийных солей (до 2,6 и 0,8 % остаточной рапы) сопровождается закономерным снижением значений и (рис. 33) и приблизительно аппроксимируется уравнением прямой

(55)

Справедливость уравнения (55) подтверждается в определенной степени и характером соотношения величин и в процессе солнечного упаривания воды Каспийского моря в естественной природной обстановке в зал. Кара-Богаз-Гол (рис. 33).

Важно подчеркнуть, что наклон прямой, равный 8,0 в уравнении (55),описывающем изменение концентрации дейтерия и кислорода-18 в остаточном растворе воды Черного моря после инверсии ее изотопного состава, соответствует наклону прямой в уравнении Крейга для метеорных вод [72]. В настоящее время трудно дать однозначное объяснение установленному факту. Как известно,тангенс угла наклона в уравнении Крейга означает, что конденсация паров атмосферной влаги (см. гл. II) протекает в условиях, близких к равновесным. Последнее в свою очередь может свидетельствовать, что взаимодействие системы высокоминерализованный раствор - атмосферный пар протекает в условиях динамического равновесия со стабилизацией изотопного состава во времени. При этом взаимодействие фаз протекает при непрерывном поступлении свежих порций атмосферного пара, выступающего в виде донора изотопов водорода и кислорода, высокоминерализованный раствор - в виде акцептора.

Анализ полученных данных по природным системам и экспериментальному моделированию [34] позволяет полагать, что при испарении морской воды и хлормагниевых растворов до высоких стадий сгущения - садки галита, калийных и магниевых солей - наклон прямых на диаграмме после инверсии изотопного состава есть величина сравнительно постоянная, составляющая около 8,0. Свободный член в уравнении (55) характеризует степень отклонения от динамического равновесия, или скорость испарения рассолов, т. е., по существу, кинетический фактор. Эта величина переменная, зависящая, судя по экспериментальным данным (см. гл. II), главным образом от скорости ветра, относительной влажности воздуха и изотопного состава атмосферной влаги.

Таким образом, проведенный выше анализ позволяет сделать вывод, что при солнечном испарении морской воды или хлормагниевых растворов до высоких стадий сгущения после инверсии изотопного состава характер соотношения значений и в остаточном растворе будет всегда выражаться серией прямых, параллельных прямой Крейга и располагающихся ниже ее на различном удалении в зависимости от условии взаимодействия системы.

Значения и исследуемых рассолов (рис. 33) попадают в область инверсии изотопного состава морской воды в процессе испарения. Кроме того, изменение величин и рассматриваемых рассолов хорошо согласуется с изменением изотопного состава воды Черного моря, что подтверждается близким расположением точек к прямой II или на параллельной к ней (прямая III). Это со всей очевидностью может свидетельствовать о том, что исследуемые рассолы являются реликтовыми маточными морскими седиментациониыми водами, подвергшимися процессам солнечного испарения до стадий садки из них каменных и калийных солей.

Рассол из месторождения каменной соли Величко на -диа- грамме попадает в область прямой Крейга для метеорных вод, подтверждая тем самым сделанный ранее по геохимическим критериям вывод о формировании этого рассола в результате выщелачивания залежи каменной соли.

Таким образом, впервые установлено соотношение изотопов водорода и кислорода в реликтовых маточных рассолах в природном процессе галогенеза. На основании изотопного анализа природных реликтовых маточных рассолов из солей показано, что для формирования месторождений каменных и калийных солей в качестве исходной субстанции служит морская вода, а процессом, приводящим к ее сгущению и выпадению солей, - солнечное испарение. Сопоставление изотопных данных показывает, что говорить об участии «ювенильных» и магматических вод в формировании маточных рассолов соленосных формаций нет оснований.

Химически и физически связанные воды

Успехи геохимии изотопов кислорода и водорода свободных (гравитационных) вод позволили расширить круг объектов исследования и подойти с середины 60-х гг. к систематическому изучению методами прецизионной масс-спектрометрии химически (структурно) и физически (гигроскопично или пленочно) связанных вод. В совокупности с данными по изотопному составу серы, углерода и кислорода в сосуществующих минералах, породах и газах и сведениями об абсолютном возрасте вмещающих пород, полученными уран-торий-свинцовым, рубидий-стронциевым, калий-аргоновым и другими методами, эти работы получили широкую известность и признание благодаря своей уникальной информативности (и независимости от традиционных методов) при решении не только теоретических проблем петрологии, минералогии и рудной геологии, но и практических задач поисково-оценочного и разведочного характера. Наибольший интерес в последнее время представляют изотопные исследования, направленные на изучение проблем гидротермального рудообразования и оценки степени равновесности различных типов гранитных пород. В первом случае проведенные эксперименты на природных и модельных системах [Тейлор X. П., 1970, 1977 гг.; Сузуоки Т., Эпштейн С., 1976 г. (Suzuoki Т., Epstein S., 1976 г.); Рей Р. О., 1966 г. (Rye R. О., 1966 г.); Рей Р. О. и др., 1974 г. (Rye R. О. е. а., 1974 г.); Борщевский Ю. А., 1978 г.; Аревадзе Д. В. и др., 1976 г.; Ветштейн В. Е. и др., 1978, 1981 гг.; Щербак Н. П. и др., 1980 г.] с использованием ОН-, О-, Н-, С- и S-содержащнх минералов, пород и ГЖВ показали возможности и ограничения метода. В частности, было установлено, что комплекс стабильных и радиогенных изотопов может быть успешно использован для исследования природы рудообразующих флюидов и самого рудного вещества, определения рН растворов, фугитивности кислорода и количества воды разного происхождения, вовлеченной в гидротермальный рудообразующий процесс, температурного и временного интервалов его протекания, а также для оконтуривания рудных месторождений и т. д. Во втором случае И. Куродой с соавторами [47] предложен метод* В связи с новизной и перспективностью метода для решения ряда геологических задач, в частности возможной расшифровки несходящихся абсолютных возрастов по некоторым минералам, мы специально более подробно останавливаемся на этом вопросе определения равновесности или неравновесности типов гранитных пород.

Метод основан на различном распределении изотопов водорода между сосуществующими биотитом и амфиболом и апробирован на ряде разновозрастных гранитных пород Японии (горный массив Китаками), Западной Европы (граниты массива Бержель во Франции, Рапакиви в Финляндии) и Африки. В породах равновесного типа отношение D/H в сосуществующих биотите и амфиболе согласуется с экспериментальными данными Т. Сузуоки и С. Эпштейна [91], тогда как для неравновесного типа отношение D/H обнаруживает расхождение. Согласно указанным авторам [91], коэффициент распределения отношения D/H для условия равновесия между биотитом и амфиболом в интервале температур 450-850 выражается уравнением вида

(56)

где - отношение /X - атомная доля катионов в шестерной координации.

В большинстве случаев - величина пренебрежимо малая как для биотита, так и для амфибола. Поэтому допускается, что . Тогда уравнение (56) может быть представлено так:

. (57)

Из этого уравнения следует, что тангенс угла наклона на графике в системе биотит - амфибол равен -64 при установлении изотопного равновесия для данной температуры. Кривые, соответствующие биотиту и амфиболу в породах неравновесного типа, проходят почти перпендикулярно к оси .

Для пары биотит - амфибол можно рассчитать при . Исходя из соотношения (39) и исключая , получаем

(58)

где - значение пары биотит - амфибол (при условии изотопного равновесия), экстраполированное для (или).

Уравнение (58) позволяет оценить температуру равновесия биотит - амфибол по содержанию дейтерия в сосуществующих с ними водах, или, напротив, воды, если температура равновесия известна по другим данным. Однако, как отмечают авторы, этот вывод справедлив лишь в тех случаях, когда количество сосуществующей воды значительно превышает ее количество в водосодерщащих минералах.

Результаты проведенных исследований позволили отнести японские граниты мелового и третичного периодов, за исключением гранитов пояса Риоке, к равновесному типу. Альпийские третичные граниты массива Бержель являются также равновесными. Что касается гранитного массива Рапакиви, то отношение D/H между сосуществующими биотитами и амфиболами указывает на отсутствие равновесия между этими минералами. Сосуществующие флогопит и рихтерит из слюдяных модулей южноафриканских кимберлитов также относятся к неравновесному типу.

Нами изучался изотопный состав ОН-содержащих минералов Украинского щита, а также поровых растворов маастрихт-четвертичных отложений Обь-Иртышского междуречья и глубинных океанических осадков.

ОН-содержащие минералы докембрийских ультрамафитов Украинского щита

Ультрамафиты и продукты их метаморфизма - серпентиниты в последнее время привлекают все большее внимание геологов, геохимиков и геофизиков главным образом по двум причинам.

Во-первых, с ультрамафитами генетически связан ряд важных рудных и нерудных полезных ископаемых (хром, никель, медь, титан, асбест и др.). Во-вторых, до последнего времени слабо изучены процессы метаморфизации ультрамафитов, в частности серпентинизация (источники воды, температурный режим и т. п.).

В ИГФМ АН УССР на основе разработанных масс-слектрометрических методик и аппаратуры (см. гл. I) автором совместно с Н.П.Щербаком, А.Б.Фоминым и др. [1980 г.] систематически проводится исследование изотопного состава минералов группы серпентина докембрийских ультрамафитов из различных районов Украинского щита (рис. 34). В частности, в северо-западной части щита изучалось распределение изотопов водорода в серпентинизированных оливинах габбро-анортозитового комплекса Коростенского плутона, в юго-западной - в ультрамафитах коматиитового (Тарноватское тело) и гипербазитового (Капитановское хромитоносное тело) комплексов, в центральной - в ультрамафитах гипербазитового комплекса и раннепротерозойского Девладовского габбро-норит-гипербазитового комплекса. Пробы отбирались в интервале глубин от 55 до 608 м по кернам глубоких скважин, возрастные границы от раннего архея до раннего протерозоя. В качестве объектов исследований использовались хризотилы, серпентины, антигориты, их смеси, магнетиты и т. п.

Цель работы состояла в установлении по соотношению изотопов водорода в ОН-содержащих минералах природы воды, вовлеченной в процесс гидротермального минералообразования, а по соотношению изотопов кислорода в сосуществующих парах минералов (например, хризотил - магнетит) - условий протекания этих процессов. Таким образом, для решения проблем минерало- и рудообразования предполагалось получить сведения об источнике воды выступающей в качестве одного из основных компонентов, и температуре (давлении), характеризующих условия протекания процесса. Результаты исследований распределения концентрации дейтерия в минералах группы серпентина из ультрамафитов различного возраста и разных комплексов Украинского щита (табл. 33) показывает, что вариации значений характеризуются большой пестротой, которая вместе с тем позволяет установить определенные закономерности в распределении изотопов и выявить причины их обусловливающие.

Таблица 33

Распределение содержания дейтерия в серпентизированных минералах из ультрамафитов Украинского щита

Общий интервал изменения отношения D/H в изученных ОН-содержащих минералах колеблется от -189 до 59‰.

Все изученные минералы по соотношению изотопов водорода и соответственно в зависимости от предполагаемого источника воды участвующей в процессе серпентинизации, можно условно разделить на две группы. Причем одна из них, например группа I с изотопно-водородно-легким составом включающая в себя серпентины Голованевской и Девладовской зон, может быть разбита на две подгруппы (Iа и Iб). В подгруппу Iа включены минералы с низким содержанием дейтерия - от , установленные в пределах коматиитового и дунит-гарц-бургитового комплексов Голованевской зоны, в подгруппу Iб - серпентины из ультрамафитов габбро-норит-гиперстенового комп- 1 лекса Девладовской зоны глубинных разломов ‰. К группе II относятся минералы с относительно высоким содержанием дейтерия , представленные серпентинами из ультрамафитов габбро-анортозитового комплекса Коростенского плутона и дунит-гарцбургитового комплекса Днепровской зоны (Сурский зеленокаменный пояс).

Помимо распределения минералов по группам в зависимости от источника воды, поддерживающей процесс серпентинизации, наблюдается также связь (более слабая) с минеральным составом пород, интервалом опробования и анализируемым минералом. Четкой зависимости с возрастом пород не отмечается.

Наиболее низкое значение установлено в образце хризотила № 2040 ( -189‰), отобранного с глубин 210-212 м (скв. 15013) в пределах Тарноватского тела Голованевской зоны, представленного гипербазитами коматиитового комплекса, перидотитовыми и пироксенитовыми базальтовыми коматиитами, которые слагают многочисленные покровы. Последние переслаиваются с типичными морскими (океаническими) осадками - кварцитами, кальцифирами, гнейсами различного состава (пески, известняки, песчано-глинистые породы). Здесь же по вскрытому разрезу (скв.15013,15014) в интервале глубин от 210 до 608 м наблюдается последовательное увеличение содержания дейтерия с глубиной (табл. 33).

Аналогичная тенденция выявлена при изучении серпентинизированных гарцбургитов, связанных с платформенными гипербазитами габбро-норит-гипербазитового комплекса и локализованных в Девладовской зоне разломов, а также в пределах серпентинизированных дунитов и гарцбургитов Восточно-Липовеньковского, Капитановского и Первомайского тел Голованевской зоны. При этом практически повсеместно отмечается уменьшение содержания дейтерия в системе хризотил<серпентин<антигорит, отражая, видимо, температурный и флюидный режимы процесса серпентинизации ультрамафитов. Наблюдается и другая особенность. Минералы, связанные с серпентинизированными гарцбургитами, характеризуются более низким содержанием дейтерия, чем дуниты, что, по-видимому, связано с различной концентрацией магния в этих породах - см. уравнение (34).

Наиболее высокие и относительно близкие между собой значения, как уже упоминалось, установлены в минералах группы II, т е. в серпентинизированных оливинтах габбро-анортозитового комплекса Коростенского плутона, залегающих среди анортозитов в виде дайкообразных и в серпентинизированных дунитах из гипербазитов дунит-гарцбургитового комплекса Верховцевского и Сурского поясов Днепровской зоны .

Чем можно объяснить наблюдаемые отличия в изотопном составе водорода ОН-содержащих минералов? О некоторых из них речь шла выше. Главная же причина, по нашему мнению, состоит в различных условиях протекания процесса серпентинизации и мобилизации для этих целей разных типов вод.

В общих чертах процесс серпентинизации ультраосновных пород коматиитового и дунит-гарцбургитового комплексов Голованевской зоны и габбро-норит-гиперстенового комплекса Девладовской зоны протекал при непосредственном участии морских и метеорных вод при взаимодействии с эффузивами и магматическими интрузиями. Этот механизм приводит в действие, согласно образному выражению X.П.Тейлора, «.. .гигантские „тепловые машины", вызывая функционирование длительно существующих гидротермальных конвективных систем, развивающихся во время кристаллизации и в ходе охлаждения раскристаллизированной интрузии» [62]. Что касается вовлечения в гидротермальный конвективный процесс метеоинфильтрогенных вод, ресурс которых огромен, то это в настоящее время не вызывает сомнений. В природе отсутствуют какие-либо другие типы вод, которые имели бы столь низкие значения как установленные в данном исследовании. В прошлые эпохи они могли характеризоваться даже более низкими значениями , чем найденные в современных атмосферных осадках Украины . Однако этот вопрос пока остается невыясненным до конца. Можно лишь полагать, что в раннем докембрии концентрация дейтерия в океане была ниже современной. Возможно, что это явление связано с процессом равновесной или неравновесной кристаллизации серпентиновых минералов, температурой, химическим составом раствора и особенно, как показано в работе [91], с влиянием железо-магниевого отношения. X.П.Тейлор [62] не исключает также постмагматический или метаморфический изотопный обмен с метеорными водами, сопровождающийся фракционированием изотопов. При этом он считает, что критерии фракционирования пока отсутствуют. И.Курода с соавторами [Kuroda I. е. а., 1979], изучив водосодержащиеие силикаты - пектолиты (HNaCa2Si3О9), нашли для пяти образцов из жильных серпентиновых и сиенитовых тел Японии и США еще более низкие значения чем установленные нами. Они считают, что столь малые концентрации дейтерия обусловлены не процессом равновесия с водой, а связаны с особенностями кристаллической структуры минералов и что конфигурация вокруг атома водорода в кристалле влияет на обогащение или обеднение дейтерием минералов с водородной связью. Пектолиты как бы представляют один из экстремальных случаев.

Заканчивая рассмотрение особенностей формирования изотопного состава минералов группы I, нельзя не обратить еще раз внимание на интересный факт закономерного увеличения содержания дейтерия с глубиной, которое особенно отчетливо проявляется на примере группы серпентинитов коматиитового комплекса Голованевской зоны (Тарноватское тело; табл. 33). Установленное распределение дейтерия, по нашему мнению, обязано участию различных типов вод на разных стадиях в процессе серпентинизации этих ультрамафитов. Так, представляется, что на самых первых стадиях процесс протекал под воздействием магматических паров воды, но их количество было невелико. Затем в конвективно-циркуляционный процесс «тепловой машины» вовлекались региональные метаморфогенные воды морского (либо континентального) происхождения с примесью метеорных вод. На конечной стадии определяющее значение имели метеоинфильтрогенные воды. Однако нисходящее проникновение последних, как это видно из табл. 33, с глубиной затухает. Полученные данные позволяют достаточно легко оценить вклад метеорных вод в пределах изученных разрезов, если с известным приближением принять значения для метеорных, магматических и метаморфогенных вод. Следовательно, изотопный состав водорода является своего рода индикатором глубины внедрения метеорных вод и степени вовлечения их в гидротермальный процесс серпентинизации (и рудообразования).

В то же время, если природу воды минералов с низкими значениями можно установить с достаточно большой достоверностью, то определить происхождение источника воды в серпентинизироваиных ультрамафитах с содержанием дейтерия в серпентинах, от -70 до -30‰ очень сложно. Уверенно можно лишь говорить, что это воды не метеорного происхождения. Дело в том, что в указанном диапазоне значения могут соответствовать изотопному составу серпентинита в океанических ультрабазитах, как это видно на примере изученного нами образца из впадины Аименто, разлом

Элтанин, Тихий океан, характеризующегося значениями (автор коллекции Г.Б.Рудник). Близкие к этим значениям могут иметь также магматические и метаморфические воды. Поэтому для правильной диагностики природы источника воды в этих случаях следует проводить комплексное изотопно-геохимимическое и петрологическое исследование.

Температуры серпентинизации изученной части разреза и территории были относительно невысокими (не выше 280). При этом сам процесс серпентинизации протекал не в глубинных и закрытых условиях, а в относительно близких к дневной поверхности.

Поровые воды маастрихт-четвертичных отложений Обь-Иртышского междуречья

Поровые воды глинистых пород (поровые растворы) представляют собой воду, физически связанную с тонкодисперсным минеральным веществом. Связанная в огромных количествах вода в последующем принимает активное участие в различных геохимических процессах и в то же время является основным источником питания глубоких водоносных горизонтов.

Находясь в непосредственном контакте с минеральными и органическими частицами (на границе твердой и жидкой сред) и играя роль связующего звена между породами и пластовыми водами, поровые растворы способствуют перераспределению между ними минеральных, органических и газовых компонентов (и изотопов) и формированию рудных, нефтяных и газовых месторождений, первичных и вторичных ореолов рассеяния и т. п. Естественно, что при этом состав поровых растворов не остается постоянным, а изменяется в процессе лито- или эпигенеза, отвечая в целом определенной стадии преобразования пород. Представляется существенно важной проблема исследования распределения изотопов в поровых растворах осадочных артезианских бассейнов с целью выяснения природы «изначально» захороненных подземных вод и возможности их сохранения в неизмененном виде в осадочных отложениях. Особый интерес к этой проблеме был вызван еще тем, что здесь до сего времени существуют различные точки зрения [58 и др.], а изотопные исследования к разрешению этих вопросов, имеющих принципиальное значение, практически не привлекались.

Автором совместно с А. Д. Назаровым и В. Г. Артемчуком комплексно изучены поровые растворы, отжатые по методу А. Крюкова, с определением изотопного, ионно-солевого, органического и микрокомпонентного составов и пластовые воды морских пиритизированных маастрихт-олигоценовых (региональный водоупор) и континентальных олигоцен-четвертичных отложений бассейна р. Чижапки (правый приток р. Васюгана, Обь-Иртышское междуречье) [17]. Результаты изотопно-гидрогеохимических иследований (табл. 34, 35) показывают, что поровые растворы, как и пластовые воды континентальных отложений (до 150 м), являются пресными (0,3--0,8 г/л) гидрокарбонатными азотными с pH = 6,47,2, содержанием дейтерия -117-106, кислорода-18 -15,7-14,4‰, жирных кислот 5-30 и сульфатов до 14 мг/л.

В морских эоцен-нижнеолигоценовых отложениях чеганской свиты (170-270 м) пластовые воды оказались пресными гидрокарбонатными с содержанием дейтерия -117, кислорода-18 -15,8‰, сульфатов до 14 мг/л, а поровые растворы - солоноватыми (до 2,5 г/л) сульфатными с рН=6,47,2, содержанием дейтерия -117-107, кислорода-18 -15,8-14,6‰ и сульфатов до 1410 мг/л.

Таблица 34

Изотопный состав водорода и кислорода поровых растворов бассейнаР. Чижапки [17]

Таблица 35

Гидрохимическая характеристика поровых растворов бассейна р. Чижапки [17]

Поровые растворы палеоцен-эоценовых отложений (270-320 м) повсеместно сульфатные и хлоридно-сульфатные с минерализацией 2-5 г/л, содержанием дейтерия -124, кислорода-18 - 17,2‰, жирных кислот до 50 и сульфатов до 3 г/л.

Поровые растворы маастрихтских отложений (320-350 м) хлоридно-натриевые соленые (3-5 г/л) с рН=7,58,5, содержащем дейтерия -110, кислорода-18 -15,7‰. жирных кислот до 76 и сульфатов до 288 мг/л.

Таким образом, возможность сохранения первичных седиментогенных вод в эоцен-верхнемеловом водоупоре, предполагаемая С.И.Смирновым [58], не подтверждается. Ясно прослеживается окисляющее (до 300-320 м) и опресняющее (>350 м) воздействие метеоинфильтрогенных вод не только в песчаных, но и в глинистых отложениях, на что указывают низкие по сравнению с захороняющимися морскими водами концентрации в поровых растворах дейтерия, кислорода-18 и минеральных солей, а также высокая концентрация сульфатов.

Вновь убедительно подтверждаются единство и тесная взаимосвязь всех видов связанных и свободных вод, из чего явствует современная недооценка роли регионального инфильтрационного потока (с учетом фактора времени) в преобразовании глинистых пород и содержащихся в них растворов и в формировании гидрогеохимической зональности водоупоров.

Поровые воды глубинных океанических осадков

В соавторстве с А.Е.Бабинцом [2] изучался изотопный состав кислорода в поровых водах океанических осадков из двух пунктов экваториальной зоны Атлантического океана: района впадины Романш (3530 м) и Сьерра-Леоне (4900 м). Образцы донных осадков отбирались из прямоточной трубки после ее поднятия с пробой грунта (научно-исследовательское судно «М. Ломоносов», 1963 г.). Результаты изотопных исследований (табл. 36) показывают, что концентрация кислорода-18 в поровой воде изученных впадин имеет более низкое содержание, чем в современной океанической. В частности, для впадины Сьерра-Леоне при одинаковой солености (36,7‰) на отметках 0,3-0,4 и 7,7-8,0 м наблюдается уменьшение содержания кислорода-18 на 0,5‰. В районе Гуадалупе (Тихий океан) И.Фридменом [Friedman I.,1965] изучалось распределение дейтерия в поровых водах донных осадков в интервале глубин от 28,7 до 131,0 м от уровня дна океана (табл.37). Вода из илистых осадков экстрагировалась при внесении керна в вакуумную систему, в которой на несколько секунд поддерживалось давление ниже атмосферного, а затем при 60 вода перегонялась в ловушку с жидким азотом. Дистилляция проводилась до тех пор, пока осадок не становился сухим. Содержание дейтерия определялось также и в сухом остатке при нагреве до 1400.

Таблица 36

Содержание кисдорода-18 в поровых водах Атлантического океана [2]

Таблица 37

Содержание дейтерия в поровых водах глубинных океанических осадков

[Friedman I., 1965 г.]

Как следует из табл. 37, все поровые воды обеднены содержанием дейтерия от -56 до -9‰ без особой связи с горизонтом или природой осадка. Придонная вода имела содержание дейтерия ниже, чем SMOW на 5‰. Анализ сухого илового осадка показал, что остаточная вода обогащена дейтерием по отношению к первичным порциям экстрагированной воды. По мнению И.Фридмена, количественно этот остаток воды мал по сравнению с поровой водой и может изменить конечное значение лишь на несколько промилле, поэтому для правильной трактовки результатов необходимы повторные эксперименты с изучением фракционирования изотопов при уплотнении осадков и фильтрации воды в процессе отжатия и т. п. Следует отметить, что в дальнейшем исследования в этом перспективном направлении должны быть продолжены

Глава IV. ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ОСНОВНЫХ ТИПОВ ПРИРОДНЫХ ВОД ПО ДАННЫМ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА

На основе анализа изотопных данных рассмотрены вопросы происхождения основных типов природных вод, круговорота их в природе и активности поступления магматических («ювенильных») вод из верхней мантии.

Практически вся верхняя часть земной коры и атмосферы пронизана водными парами, водой и растворами, которые постоянно находятся в круговороте . Движущей силой этого процесса являются солнечная радиация, радиогенное тепло и гравитационные силы. Взаимодействуя с атмосферой, природные воды связывают отдельные звенья в гидросферу. Упрощенная схема круговорота воды в природе представлена на рис. 35. Фактически же круговорот значительно сложнее. Он включает в себя зональность гидрогеологического цикла, расход поверхностных вод на гидратацию минералов горных пород, влияние на водный баланс перехода одних минералов в другие и т. п.

При рассмотрении условий формирования изотопного состава природных вод отдельных звеньев общей цепи показано, что степень изученности их различна. В частности, закономерности фракционирования и распространенность изотопов вод, представленных в верхней части схемы, исследованы лучше других, средней части, особенно генетические характеристики океанических, - хуже. Что же касается природы магматических («ювенильных») вод, то здесь, во существу, имеются лишь общие теоретические представления и очень ограниченное число спорадических исследований. Вместе с тем именно океанические и магматические («ювенильные») воды представляют наибольший интерес для раскрытия механизма формирования гидросферы Земли и изучения изотопного баланса вод в природе в целом. Изучение особенностей формирования этих вод представляет также большой методологический интерес, поскольку именно они являются наряду с метеорными и океаническими водами, по существу, основными типами вод в природе и в то же время реперами во всех изотопно-гидрогеохимических построениях.

Из многих фундаментальных проблем, связанных с Мировым океаном, до сего времени остается одной из самых трудных проблема источника воды в океане и путях его формирования. Дело в том, что различные группы исследователей, приверженцев гипотезы либо «холодного», либо «горячего» начала Земли неоднозначно трактуют проблему происхождения гидросферы Земли вообще и Мирового океана в частности.

Баланс изотопов с учетом геологического времени также пока не дает на этот вопрос. В самом деле, как было установлено многими исследованиями, концентрация тяжелых изотопов в водах различных океанов по разрезу и по площади весьма однородна. Если принять, что воды Мирового океана сформировались за счет разгрузки магматических («ювенильных») и фракционирование изотопов отсутствовало, то океаническая вода должна быть тяжелее по кислороду-18 и легче по дейтерию. Иначе говоря, океаническая вода должна была бы иметь значения от -65 до -85 и от +7 до +9‰,что фактически не наблюдается. Последнее побудило ряд авторов провести специальные исследования по оценке воздействия наиболее мощных процессов на отдельные звенья круговорота вод (фракционирование изотопов водорода при диссипации, роль изотопно-обменных реакций с карбонатами и силикатами и т. д. [14, 53, 64 и др.]). К сожалению, окончательно изотопный баланс вод установлен не был, что послужило поводом для развития новых гипотез.

В. И. Ферронский и др. [53, 64 и др.] в последние годы продолжают развивать конденсационную гипотезу происхождения вещества Земли и ее гидросферы. Суть гипотезы состоит в том, что формирование Земли, как и других планет Солнечной системы, должно было происходить из единого газообразного облака в процессе его гравитационного сжатия. При сжатии облака происходят его разогрев и дифференциация вещества за счет разделения элементов и соединений в гравитационном поле по массам и по летучим. Этот механизм мог привести к геохимической дифференциации вещества первичного облака [Виноградов А. П., 1971 г.], а условия сохранения момента количества движения. массы и полной энергии системы - к выделению из облака планетных газовых (или газопылевых) образований.

Наблюдаемая картина дифференциации вещества планет Солнечной системы по летучести химических элементов и соединений свидетельствует в пользу такого механизма. При гравитационном сжатии земного газового (или газопылевого) облака должны были происходить дальнейший процесс разогрева земного вещества и его дифференциация в гравитационном поле по массам элементов и соединений и их летучести. Этот процесс мог привести к выделению лунного облака и к наблюдаемой картине геохимической дифференциации земного вещества и должен был завершиться температурной конденсацией вещества Земли и Луны

Согласно гипотезе, высказанной К.К.Тюрекяном и С.П.Кларком[Turekian K.K., Clark S.P.,1969г.], предполагается, что процесс формирования Земли протекал последовательно, в порядке, отвечающем температурам конденсации отдельных химических соединений. Соединения железа и никеля с кремнием и магнием имеют наиболее высокую температуру конденсации. Они образовали ядро нашей планеты. Сульфиды и силикаты имеют более низкую температуру конденсации и образовали мантию Земли. Вода, имеющая наиболее низкую температуру конденсации, вероятно, выпала на поверхность Земли на самой последней стадии ее формирования. Несконденсировавшаяся часть газа осталась в виде первичной атмосферы. На основе рассмотрения данных об изотопном составе предполагается, что современная гидросфера (в виде Мирового океана и древних континентальных бассейнов) появилась на завершающем этапе конденсации Земли как планеты. Это означает, что в данном случае средний изотопный и химический состав первичной гидросферы мог оставаться неизмененным и до наших дней.

Разрабатываемая упомянутой группой авторов [53, 64 и др.] гипотеза - новый важный вклад в познание эволюции земных оболочек и ее гидросферы. Однако она не объясняет ряда наблюдаемых фактов, в частности не учитывает роль и масштабы вулканических эксгаляций и активность поступления магматической («ювенильной») воды в различные геологические эпохи.

«ЮВЕНИЛЬНАЯ» ВОДА

Вопрос о «ювенильных» водах, хотя и имеет уже свою историю, однако до сего времени относится к числу наиболее нерешенных и противоречивых в геологии и гидрогеологии и затрагивает, по существу, в той или иной мере практически все смежные области знания и прикладные науки. Автором совместно с А. Е. Бабинцом, Е. А. Басковым, И. С. Ломоносовым, Е. В. Пиннекером, В. К. Гавришем, Л. К. Гуцало, И. А. Меняйловым, В. Г. Артемчуком и другими систематически исследовались различные типы глубинных подземных и поверхностных вод и газов в пределах зон современного вулканизма и глубинных континентальных и островных разломов (в том числе сейсмоактивных зон) с целью выяснения их природы, условий формирования и установления активности поступления магматических («ювенильных») вод из верхней мантии. Определение роли «ювенильных» вод, появление которых обычно связывают с магматическими процессами, представляет особый интерес и рассмотрено нами в работах [14, 36, 37 и др.].

Существование притока «ювенильных» вод в земную кору не вызывает сомнений и признается многими исследователями. Однако нет единства взглядов на масштабы их миграции во времени и в пространстве, а также на их долю в общем балансе природных вод земной коры. Не ясно, какие критерии следует использовать для диагностики «ювенильных» вод, каковы их отличительные особенности в изотопном составе растворителя, минеральной или газовой фазе и пр. Все это объясняется гипотетичностью самого понятия «ювенильная» вода, недостаточной разработанностью проблемы в целом и ограниченными возможностями получения этих чистом виде. Поэтому ранее существовала даже точка зрения, что вообще нет показателя для надежной диагностики «ювенильных» вод [Уайт Д.Е., 1965 г.].

Под «ювенильными» обычно понимают [25 и др.] подземные воды, которые образуются из паров и диссоциированных атомов Н и О, выделяющихся из магмы и ранее не участвовавших во внешних круговоротах вод. Иногда к «ювенильным» относят воды, образовавшиеся из водорода, выделившегося из магмы, и кислорода атмосферного происхождения, а также кристаллизационную и конституционную воду, входящую в состав гидратных минералов, и др. По нашему мнению [14], термин «ювенильные» воды следует понимать в его первом определении. Часто «ювенильную» воду отождествляют с магматической, что в принципе неверно, так как последняя - это вода, выделяющаяся нз магмы независимо от первоисточника (происхождения) [White D. Е.. 1974 г.]. Некоторая ее часть, по-видимому, является «ювенильной», но значительная часть могла быть связана с возвратом в магму океанических и метеорных вод при полном или частичном переплавлении осадочных и вулканических пород или вследствие адсорбции воды внедрявшейся магмой.

По современным представлениям одним из наиболее достоверных отличительных признаков «ювенильности» (в системе природных вод) является изотопный состав растворителя - молекулы воды. Предложенное здесь значение , равное +7+9‰ для «ювенильных» вод [90], согласуется с теоретическими представлениями и экспериментальными данными и у большинства исследователей возражений не вызывает. Некоторое сомнение связывается с несколько повышенным средним значением для «ювенильной» воды и положительным значением ее определения +20‰ приведенным С. Шеапардом и С.Эпштейном [90]. На основании исследований Р.О.Рея с соавторами [Rye R. О., 1966 г.; Rye R. О. е. а., 1974 г.], И.Куроды и др. [Kuroda I. е. а., 1977 г.] и наших работ [14,36,37] можно заключить, что наиболее приемлемым для «ювенильных» вод должно быть значениеЧто касается возможных путей движения «ювенильных» вод и мест их разгрузки, то предполагается, что основными путями миграции «ювенильных» и магматических вод являются глубинные разломы - глубоко заложенные и длительно развивающиеся зоны интенсивного тектонического перемещения и дробления горных масс. К ним обычно приурочены многочисленные интрузивные и эффузивные магматические проявления, свидетельствующие о том, что разломы играли роль магмоподводящих каналов, служили проводниками эманаций магмы и различных флюидов.

С целью обнаружения возможного поступления «ювенильных» и магматических вод по зонам разломов нами были отобраны (выборочно) для исследования изотопного состава поверхностные и подземные воды, приуроченные к зонам разновозрастных глубинных разломов в различных по геотектонической активности областях: на о. Сахалин, п-ове Камчатка, в Днепровско-Донецкой впадине, на Украинском щите и Белорусском массиве [14]. С этой же целью детально проанализированы ранее полученные данные [37 и др.] по изотопному составу термальных вод в районе активного современного вулканизма - Курило-Камчатской вулканической области.

Формирование изотопного состава вод Земли представляет собой сложный процесс, протекающий в разнообразных природных условиях в геологических масштабах времени. Поэтому определение генезиса природных вод по содержанию стабильных изотопов водорода и кислорода в каждом конкретном случае требует совместного рассмотрения условий формирования их изотопного, солевого составов и процессов взаимодействия в системе вода - порода - газ (пар).

Сопоставление полученных результатов с изотопным составом метеорных, океанических и «ювенильных» вод показывает (рис. 36), что только изотопный состав вод каптированных холодных () углекислых мышьяковистых источников вблизи г. Синегорска на о. Сахалин близок к составу «ювенильных» и магматических вод. В то же время воды источников в зоне Туинского разлома имеют значения и характерные для поверхностных вод и атмосферных осадков. Соотношения и описываются уравнением Крейга, т. е. отвечают водам метеорного генезиса, не подвергавшимся испарению. Это позволяет считать,что воды источников из зоны Туинского разлома имеют атмосферное происхождение, а их изотопный состав соответствует таковому метеорных вод исследуемого района.

Рассмотрим возможные пути формирования изотопного состава вод Синегорских углекислых мышьяковистых источников. Довольно значительные отклонения как, так и свидетельствуют о том, что эти воды не являются метеорными, измененными в результате обменных реакций с породой или газовой фазой. Их изотопный состав мог сформироваться в результате проникновения в пласт метеорных вод с изотопным составом А и смешивания их с захороненными морскими водами изотопного состава В (рис.36). Тогда изотопный состав смешанных вод будет лежать на прямой АВ и иметь наблюдаемое значение но соответствующее ему значение будет намного меньше измеренного (+4,9‰). Последующее же обогащение этих вод кислородом-18 из вмещающих пород при низких температурах маловероятно.

Ранее [Gutsalo L. К., Vetstein V. Е., 1974 г.] представлялось приемлемым предположение, что внедряющаяся по разлому в осадочный чехол «ювенильная» вода изотопного состава С вначале смешивается с захороненными метаморфизованными морскими водами (по прямой СВ). Затем образовавшаяся смесь «ювенильных» и морских вод при движении к земной поверхности смешивается с локальными метеорными водами (по прямой ОА). Таким образом, фигуративная точка изотопного состава вод Синегорских источников располагается на прямой OA совместного изотопного смешивания «ювенильных», морских и метеорных вод и отражает процесс слабого изотопного разбавления «ювенильных» вод захороненными морскими и современными метеорными водами. Такая трактовка оказалась ошибочной.

Как показали детальные исследования солевого, газового и изотопного составов вод Синегорских источников, а также процессов взаимодействия системы вода-порода-газ [Гуцало Л. К., Ветштейн В. Е., 1976 г.], они являются преимущественно захороненными морскими водами, обогатившимися 18О за счет обменных процессов с силикатными породами при агрессивном воздействии на них СО2.

Представляет интерес исследование изотопного состава вод в районах современной вулканической деятельности, где, естественно, следует ожидать притока «ювенильных» и магматических вод. Расположение на диаграмме-треугольнике данных изотопного состава термальных вод Курило-Камчатской вулканической области [37] показывает, что они близки к локальным метеорным водам и тяготеют к прямой Крейга [72]. Такой факт установлен ранее [Craig Н., 1963 г.; Ветштейн В. Е. и др., 1971 г.; White D. Е., 1974 г.] во многих геотермальных системах мира и отвечает современным представлениям о формировании терм областей современного вулканизма в основном за счет инфильтрации метеорных вод [Craig Н., 1963 г.; Бабинец А. Е., Ветштейн В. Е., 1966 г.: Басков Е. А. и др., 1973 г.].

На островах Парамушир, Кунашир и п-ове Камчатка встречены воды, изотопный состав которых существенно отличается от такового метеорных, океанических и «ювенильных» вод. Это прежде всего воды из котла на втором сольфатарном поле действующего вулкана Эбеко представляющие, по существу, естественный водный раствор соляной кислоты [37], а также Верхнеменделеевских источников действующего вулкана Менделеева . Так, для вод вулкана Эбеко значения на 27‰ и на 10‰ превышают соответствующие величины для локальных метеорных вод, а для вод вулкана Менделеева -- на 13 и 5‰ соответственно. Несостоятельным является объяснение [Gutsalo L. К., Vetstein V. Е., 1974 г.], что воды вулканов Эбеко и Менделеева представляют собой тройные смеси, т. е. результат смешивания «ювенильных», морских и метеорных вод.

Проведенные исследования показали, что изотопный состав кислых термальных вод вулкана Эбеко и Верхнеменделеевских источников соответствует установленному по экспериментальным данным [Craig Н., 1963 г.] изотопному равновесию системы пар -- жидкость при определенной температуре (100 для Эбеко и 94 для Верхнеменделеевских источников). Наблюдаемое обогащение вод дейтерием и кислородом-18 обусловлено процессом неравновесного испарения метеорной воды при указанных температурах. Аналогичная картина наблюдается для кислых геотермальных вод районов Лассен-Парк, Гейзеры, Иеллоустонский национальный парк в США, имеющих метеорное происхождение [Craig Н., 1963 г.].

Своеобразный изотопный состав () имеет конденсат фумарольного газа из кратера вулкана Авача на Камчатке. Однако при высоком значении он имеет значение близкое к таковому метеорных вод, что свидетельствует, по-видимому, о метеорном происхождении исследуемых вод и об их обобщении кислородом-18 в результате обменных процессов. Рассмотрение фигуративных точек изотопного состава вод из районов глубинных разломов Камчатки, Украинского щита и Днепровско-Донецкой впадины показывает (рис. 36), что все они расположились вдоль прямой Крейга и линии АВ, т. е. являются водами метеорного, морского или смешанного (морского и метеор- происхождения, которые не подвергались процессам испарения и практически лишены «ювенильной» составляющей. По изопным данным вода термального источника в зоне Паратунского разлома на Камчатке является метеорной. Ее соотношение / лежит на линия регрессии метеорных под, не подвергающихся испарению.

Можно было ожидать подтока «ювенильных» и магматических вод на Украинском щите, на южном борту и в центральной части Днепровско-Донецкой впадины в зонах глубинных разломов, которые по гидрогеохимическим данным служат иногда путями разгрузки вод. Однако их изотопный состав не свойствен «ювенильным» и магматическим водам. Так, даже на оз. Соленый Лиман на Орехово-Харьковском субмеридиальном разломе изотопный состав высокоминерализованных (99,4 г/л) вод близок к таковому захороненных морских вод каменноугольных и девонских отложений (рис. 36). Это доказывает, что формирование рассолов оз. Соленый Лимаи происходит за счет проникновения высокоминерализованных вод по разлому из каменноугольных или девонских отложений и их последующей метаморфизации.

Таким образом, докембрийские глубинные разломы Днепровско-Донецкой впадины не способствуют притоку «ювенильных» и магматических вод в осадочный чехол, а, скорее всего, служат каналами разгрузки вод осадочной толщи морского и метеорного происхождения. На привнос «ювенильных» и магматических вод не влияют и продольные глубинные разломы девонского заложения. Об этом свидетельствует изотопный состав подземных вод девонских и нижнекаменноугольных отложений из скважин, пробуренных в зоне Барановичско-Астраханского разлома на Новотроицкой, Борковской и Великобубновской площадях. Не обнаружен «ювенильный» компонент в составе подземных вод каменноугольных и девонских отложений, вскрытых скважинами в зоне Припятско-Манычского разлома на Решетняковской и Пролетарской площадях, а также в зоне его пересечения с Болтышско-Обоянской глубинной структурой на Петривцевской площади.