книги из ГПНТБ / Горбушина, Л. В. Радиоактивные и стабильные изотопы в геологии и гидрогеологии
.pdfпредположении, что накопление радона и радия в водах идет по одному и тому же закону (1). Для большинства природ ных вод практически наблюдается насыщение короткоживу-
щим радоном: Rn = Rn0 пли (п = п0) . |
|
|
адсорбционные |
|||||
Для молодых вод |
(t мало), |
в которых |
||||||
потери радия |
редко бывают |
велики, |
формулу Ra = Ra0 (1—• |
|||||
—е_)Ra* ) можно упростить, |
разложив e-xRa* |
в ряд и огра |
||||||
ничившись первым членом его; тогда |
|
|
|
|
||||
|
|
Ra = Ra0XR;/ . |
|
|
|
(2) |
||
В. В. Чердынцев считает, что |
концентрации |
насыщения |
||||||
Rn и Ra (в |
равновесных единицах) |
близки, |
т. |
е. Rno~Rao. |
||||
Тогда |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ra |
Rn0>.Ra2f |
RnXRa^ |
|
|
|
||
и возраст воды |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
t ^ —-— — |
лет ^ |
2300 |
лет. |
(3) |
|||
|
ARa |
Rn |
|
|
Rn |
|
|
|
Очевидно, что этот метод определения возраста не может быть точным, так как различны условия выделения и потерь Rn и Ra и размеры зоны питания воды радием и радоном. Зоной питания воды радием может быть вся область цирку ляции подземных вод, а зоной питания вод радоном являет ся лишь последний участок ее циркуляции.
Однако, по В. В. Чердынцеву, этот способ дает правиль ный порядок величин возраста и представляет интерес для
гидрогеологии [66]. В табл. 1 |
представлены некоторые резуль |
|||||
таты определения |
возраста вод радон-радиёвым способом. |
|||||
В 1927 г. В. И. Баранов и И. Д. Курбатов [8] определили |
||||||
содержание изотопов радия |
(Ra, MsThj, ThX) |
и тория |
||||
(RdTh) в водах и осадках |
Ухтинской |
скважины |
и сделали |
|||
определенные выводы об этих водах. |
|
|
|
|||
|
|
|
|
Таблица 1 |
||
_ Определение возраста вод по формуле (3) |
(по В. В. Чердынцеву) |
|||||
|
|
|
Содержанне |
|
|
|
Тнл вод |
|
Rn, |
Ra, |
Возраст |
||
|
|
|
10 |пкюри/л |
10 —13г/л |
|
|
Поверхностные |
воды |
(Северный |
368 |
7,3 |
170 дн. |
|
Кавказ) |
|
|
45 |
0,5 |
|
|
Пластовые воды (Киргизия) |
3,5 |
0,79 |
100 |
дн. |
||
Термальные воды |
|
|
|
5 лет |
||
Северный Кавказ |
|
П .7 |
9,5 |
19 |
лет |
|
Армения |
(Туркмения) |
0,46 |
7 |
350 |
лет |
|
Нефтяные воды |
3 |
300 |
2300 |
лет |
10
По громадному недостатку RdTh относительно MsThi в этих водах, объясняющемуся разницей в физико-химических свойствах изотопов тория и радия, рассчитано время цирку ляции воды в пласте, оно равно 40 дням, что при таких усло виях может являться верхним пределом возраста воды. По соотношению ThX, RdTh и MsThi был сделан вывод, что име ет место выщелачивание этих изотопов из пород, а не осаж дение их на пути движения воды по породе. И, наконец, по отношению MsThi/Ra в воде и Th/U в породе был сделан вы вод, что источником повышенных концентраций радиоактив ных изотопов в водах являются сами вмещающие горные породы. Эти результаты помогут решить некоторые гидрогео логические вопросы.
Произведены попытки определить возраст вод по соотно
шению изотопов радия (ThX и Ra). Очевидно, |
что этим мето |
|||||
дом можно определять возраст вод не старше |
15 000 |
лет. |
|
|||
Учитывая |
разницу |
в |
константах распада ThX |
(Гтьх |
= |
|
= 3,64 дня) и Ra (7фа = |
1620 лет), можно предположить, |
что |
||||
за t ~ 1 месяц |
количество |
ThX достигает насыщения |
(ThX = |
|||
= ThXo), в то время как количество Ra через 1 |
месяц составит |
|||||
|
Ra = |
|
Ra0( l — e - W ). |
|
|
(4) |
Если предположить, что ThX0^ R a0 (активность ThX — в еди ницах радия), то относительная активность за счет ThX будет очень большой:
ThX __ |
ThX„ _ |
1 |
Ra |
Ra0*Ra^ |
^'Ra^ |
Следовательно, по соотношению этих изотопов радия .можно рассчитывать возраст:
J ____Ra_
(5)
*Ra ThX
В настоящее время выяснено, что адсорбционные процес сы по-разному влияют на концентрацию ThX и Ra, поэтому использование этих изотопов радия для определения возраста вод не перспективно.
Опубликованы работы, посвященные использованию дан ных по изотопу 14С, для определения возраста глубинных вод. К их числу относится сообщение в работе [77] об опре делении возраста глубинных вод южной части Тихого океана (под возрастом таких вод понимают время, прошедшее с того момента, когда водные массы находились в последний раз в контакте с атмосферным воздухом и обогатились изотопом 14С) — он оказался равным примерно 1000 лет. С использова нием данных по содержанию изотопа 14С и трития опреде лялся возраст глубоких артезианских вод Аравийской пусты ни и др. [79]. Большое число работ посвящено использованию
и
данных по содержанию природного трития в водах для оцен ки водопритоков п возраста «молодых» вод.
Тритий 3Н образуется в атмосфере под действием косми ческого излучения и имеет период полураспада 12 лет. Ин тенсивность образования трития на Земле изучена, известно соотношение между изотопами водорода 3Н и ‘Н в атмосфере и в водах рек, озер и морей. Подсчитано, например, что да 1954 г. на Земле было 12 кг 3Н. Содержание трития в осад ках (дождь)— 25 атомов 3Н на 1018 атомов ЧТ, в водах Ат лантического океана— (3,1—0,8) атомов 3Н иа 1018 атомов 'ТЕ Определяя уменьшение количества трития, можно вычислить возраст воды. По тритию было определено, что глубинные во ды Атлантического океана имеют возраст около 25 лет.
В период с 1960 по 1965 гг. в связи с испытаниями ядерного оружия количество трития за Земле удвоилось и соотноше ние 3Н/'Н в атмосфере и поверхностных водах перестало быть постоянным. Однако и при отсутствии постоянства в со отношении 3Н/1Н по имеющемуся в воде тритию можно су дить о молодости вод (возраст до 50 лет).
Вопросу использования трития, искусственно введенного в
подземную воду, посвящено большое число работ по изуче нию динамики вод.
3. Гелий-аргоновый способ определения возраста подземных вод
Наиболее разработанным является гелий-аргоновый спо соб определения возраста вод.
Воснове гелиевого способа, предложенного В. П. Савченко
в1936 г., лежит положение, что газ п воды в недрах Земли представляют единую систему. Проникая в глубину, воды по степенно обогащаются гелием, образующимся при распаде радиоэлементов урано-радиевого и торцевого рядов. Такое обогащение пропорционально времени пребывания воды в по роде, в течение которого вода циркулирует в недрах. Таким образом, допускается, что весь гелий имеет радиогенное про исхождение.
Если известны содержание урана и тория в породе, по ко торой проходит вода, и доля выделения гелия из породы в воду (/еотд), то по соотношению между количеством гелия (растворенного или свободного) в воде и содержанием радио активных элементов в породах можно определить возраст га за (и воды) [71]:
7 = ---------------------- |
—----------------------- |
лет, |
(6) |
(11 ■10-8U + |
2,4- 10-sTli) /готд (1 - D) — |
|
|
где Не — концентрация |
Р |
Th — содер |
|
гелия, см3/см3 воды; U, |
|||
жание урана и тория в |
породе, г/г; /готд — коэффициент |
от |
12
дачи гелия из пород в воду; D — параметр, определяющий потерю гелия водой через подстилающие и покрывающие по
роды; р— плотность пород, г/см3\ |
р — пористость пород. |
В этой формуле полагаем, что |
имеет место состояние ра |
диоактивного равновесия в ряду уран — радий. Коэффициент отдачи принимали первоначально равным 0,6, а коэффи циент D — 0,75.
Взяв породы средней радиоактивности, В. П. Савченко подсчитал, что скорость накопления гелия в 1 см3 среды рав на 3,4- 10~12 см3/год.
Усовершенствованием способа расчета возраста вод явля ется определение концентрации не одного газа— -гелия, как
в формуле (6), |
а отношения гелия к аргону (В. П. Савченко |
и А. Л. Козлов, |
1950 г.). Принимая, что весь аргон, содержа |
щийся в воде, — атмосферного происхождения и что концен трация его (3,9- 10-4 см31см3) постоянна, В. П. Савченко рас считал формулу, по которой можно определить возраст вод /:
Не |
_ |
3 ,4 -10~12 ^ |
|
Аг _ |
3,9-10-* |
|
|
откуда |
|
|
|
t = |
11е ■•11510е лет |
(7) |
|
|
Аг |
|
(Не и Аг — содержание гелия и аргона в растворенном газе). Взяв несколько иные, чем в формуле (7), значения кон центрации урана и тория в породах и считая, что в воду по ступает не 60, а 20% гелия, В. П. Савченко предложил не
сколько иную формулу:
t — -^ --7 7 -1 0 ° лет. |
(8) |
Аг
При определении возраста вод по содержанию гелия и аргона в свободно выделяющемся, а не в растворенном газе следует учитывать различие в коэффициентах растворимости (а) гелия и аргона в воде (ане =0,0091, а аг =0,0418). Отно шение их коэффициентов растворимости равно 0,218. Форму ла (7) при расчете возраста вод по свободно выделяющимся газам приобретает вид:
t = |
115-10п-0 ,2 1 8 |
------25-10° лет. |
(9) |
Аг |
|
А г |
|
Возраст подземных вод некоторых районов, рассчитанный В. П. Савченко по формуле (8), приведен в табл. 2.
А. М. Овчинников использовал формулу (7) при опреде лении возраста вод источника Цхалтубо (100— 150 тыс. лет), терм Казахстана (около 1 млн. лет), сероводородных вод
13
Т а б л и ц а 2
Возраст подземных вод некоторых районов (по В. П. Савченко)
Место отбора проб |
Возраст пород |
Возраст вод, |
|
лет |
|||
|
|
Ст. Сортировочная |
(Лешш- |
Межледниковые |
9,1 ■103 |
град) |
|
|
|
Бекрез № 3 (Сев. Дагестан) |
Апшеронские |
3.5- 105 |
|
«Черные камни» (Дагестан) |
Верхний сармат |
1,2- 10G |
|
Ратншковнч (Чехословакия) |
Палеоген |
1,2- 107 |
|
Семнгорье, ист. Аджи-су |
Юра-триас |
2,3- 10s |
|
(Крым) |
|
|
|
Мацесты (11—35 млн. лет). Б. Ф. Маврнцкий рассчитал та ким же образом .примерный возраст вод, заключенных в тол ще пород мезо—кайнозоя Западно-Сибирского артезианского бассейна и сделал вывод об интенсивности процессов водо обмена в условиях менявшейся палеогеографической обста новки [28]. Л. С. Балашов подсчитал возраст подземных вод разных горизонтов Сурхан-Дарышского артезианского бас
сейна, |
который изменяется в пределах от 21 590 000 до |
59 367 |
000 лет [6]. |
Попробуем проанализировать значения различных вели чин в формуле (6).
В последние годы получено большое количество данных о содержании урана и тория в различных породах разных гео логических образований. Эти данные говорят о том, что со держание радиоактивных элементов очень непостоянно даже в однотипных породах и меняется от района к району. Оче видно, что при определении возраста вод не следует пользо ваться средними значениями для однотипных пород. Для каждого конкретного бассейна подземных вод рекомендуется брать фактические значения содержания урана и тория, ха рактерные для вмещающих подземную воду пород исследу емого района.
Далее, коэффициент отдачи |
был |
взят в 1936 г. равным |
0,6 и не изменился в формулах |
А. |
Л. Козлова и В. П. Сав |
ченко до настоящего времени, хотя с тех пор получены новые сведения.
В 1956 г. М. Н. Митин рекомендовал определять к 0ТА ге лия по коэффициенту эманирования для радона (из-за труд ности прямого определения потери гелия). Предлагалось рас считывать /готд для гелия путем увеличения коэффициента эманирования по радону во столько раз, во сколько интенсив ность образования гелия больше интенсивности образования радона [31].
14
К настоящему времени имеются работы по изучению соот ношений коэффициента эманирования по радону и коэффи циента отдачи гелия. Полученные результаты нельзя исполь зовать непосредственно для определения возраста вод, но их следует учитывать. Они говорят об отсутствии параллелизма между эманированием и потерей гелия. Поэтому пользоваться коэффициентом эманирования при расчете потери гелия нельзя. Очевидно, следует исправить принятый в настоящее время /готд для определенных бассейнов, воспользовавшись имеющимися данными, пли получать новые данные по соот ношению коэффициентов эманирования по радону, торону, актинону и отдачи гелия.
Параметр D в рассмотренной формуле (6) был принят рав ным 0,75. Поправка на диффузию имеет большое геологиче ское значение, так как должна учитывать размеры и величи ну диффузионных потоков и в некоторой мере характеризует тектоническое строение и гидрогеологию изучаемого района. Указанный параметр зависит от условий залегания подзем ных вод, температуры и характера пород, поэтому принятый ориентировочно коэффициент D = 0,75 не внесет принципиаль ного улучшения в формулу определения возраста вод.
При выводе расчетных формул (7) и (8) предполагалось,
что весь |
аргон поступает в |
воду только |
из атмосферы, что |
не всегда справедливо. При |
расчете возраста вод в районах |
||
развития |
кислых пород с повышенным |
содержанием калия |
надо учитывать долю радиогенного аргона (40Аг), поступив шего в воду при распаде 40К. Например, исследования изотоп ного состава аргона в газах Амударьинского бассейна пока зали, что доля радиогенного аргона в наиболее застойных участках бассейна может достигать 30—50%, а в горизон тах, где развиты соленосные отложения, иногда превышает 70%. Таким образом, неучет доли радиогенного аргона в этих случаях приводит к резкому занижению гелий-аргоново- го отношения и соответственно возраста подземных вод.
Колебания радиоактивности водовмещающих отложений и процессы миграции газов и вод также искажают результаты расчета возраста вод как в сторону его завышения, так и за нижения.
В настоящее время при использовании формул (7) — (9) получают лишь ориентировочное значение возраста вод, ко торое можно сравнивать с возрастом вод бассейна, располо женного в других геологических условиях.
С учетом сказанного формула для расчета эффективного возраста вод примет вид [2, 38]:
t — 3,9-10—> |
Не лет, |
( 10) |
N |
Аг„СПр |
|
15
где Не — суммарная концентрация |
гелия в |
водах |
от |
всех |
||
толщ; Агпспр |
— концентрация аргона с учетом 40Аг; |
|
|
|||
|
П |
|
|
|
|
|
N = |
V ( i 2 . 1 0 - 8UAp4-3,13-10-8Th)/jOTJl^ - |
, |
(11) |
|||
|
— 1 |
|
|
р |
|
|
|
1 |
|
|
|
|
|
где U, Th — концентрация урана и |
тория |
в |
породах, |
г/г; |
||
/гр — коэффициент радиоактивного |
равновесия |
между |
ради |
ем и ураном в породах; р — плотность породы, г/см3; р — по ристость; 3,9- 10~4—содержание атмосферного аргона в 1 см3
воды, см3; |
12 •10-8 — количество |
гелия, образующееся |
за |
|
1 год из 1 |
г урана, см3; |
3,13- 1 |
s — количество гелия, обра- |
|
|
|
|
П |
|
зующееся за 1 год из 1 |
г тория, |
у |
что |
|
см3. Знак ^_j показывает, |
||||
|
|
|
1 |
|
следует учесть радиоактивность и другие параметры не толь ко водовмещающих, но и подстилающих пород.
Раздельные определения содержания урана, радия, тория и калия в породах в настоящее время целесообразно произ водить радиометрическим методом на спектрометрических ус тановках (по |3- или у-нзлучению). При очень низких (ниже кларка) концентрациях урана и тория точное определение этих элементов следует производить по продуктам их спон танного распада после облучения пробы потоком нейтронов (по методу И. Г. Берзиной [11]).
Контрольные определения на радий проводят радиохими ческим методом (по радону) с использованием чувствитель ных эманацнонных установок для измерений количества ра дона.
К настоящему времени гелий-аргоновым способом оценен эффективный возраст вод многих артезианских бассейнов. Некоторые данные этих определений приведены ниже, в описаниях отдельных бассейнов. Многократные определения концентрации гелия и аргона, проведенные в различных бас сейнах, показывают, как .правило, стабильность отношения ге лия к аргону в водах, следовательно, при расчетах возраста получаются устойчивые значения возраста вод.
Исключение из этого правила составляют артезианские бассейны, которые находятся в пределах очагов землетрясе ния. На примере Ташкентского артезианского бассейна будет показано, что в период, непосредственно предшествующий землетрясению, и во время землетрясения концентрация гелия и аргона в водах бассейна возрастала, изменилось отношение гелия к аргону.
Через два года после землетрясения отношение гелия к аргону вновь восстановилось до значений, характерных для вод этого бассейна. Подробно причины этого явления рас сматриваются ниже. Что же касается возможности использо-
16
вания инертных газов для датирования подземных вод арте зианских бассейнов, в которых протекают активные тектони ческие процессы, то, хотя аномальные концентрации газов сами представляют большой научный интерес, использовать их для расчетов возраста затруднительно. Необходимо при влекать данные по концентрации инертных газов, соответству ющие периодам тектонического покоя.
4. Использование стабильных и радиоактивных изотопов при решении вопроса о происхождении подземных вод
В последнее десятилетие проводятся широкие исследова ния распределения стабильных изотопов в поверхностных и подземных водах с целью решения различных задач гидрогео логии. Этот интерес объясняется тем, что существующие гид рохимические методы исследования подземных вод, основан ные на изучении их минерального и газового состава, не всег да дают однозначное решение того или иного вопроса. Осно вываясь на одних и тех же результатах гидрогеохимических исследований вод, различные исследователи по-разному трак туют вопрос о происхождении этих вод.
Данные по содержанию стабильных и радиоактивных изо топов помогают решению подобных спорных вопросов.
Значительное развитие в исследованиях получили работы по определению содержания изотопов, входящих в состав мо лекул воды, а именно: изотопов 2Н (дейтерия D) и 180. Ис пользование этих данных основано на эффекте фракциониро вания тяжелых и легких изотопов водорода и кислорода в процессе переноса влаги в гидрологическом цикле. Средняя распространенность наиболее важных изотопных компонентов воды: Нг160, HD160, Н2180 —-характеризуется приблизительно соотношением соответственно 997 680, 320, 2000 частей на миллион.
Предпосылками, определяющими возможность использо вания стабильных изотопов водорода и кислорода в гидро геологических исследованиях, являются: однородность изотоп ного состава океанических вод, повышенная концентрация тя желых изотопов дейтерия и 180 в океанических и морских водах по сравнению с пресными поверхностными водами.
К настоящему времени выяснено, что в глубинных под земных водах концентрация D практически не изменяется со временем, так как в подземных условиях отсутствуют эффек ты фракционирования изотопов водорода. Эти воды насле дуют содержание D, соответствующее поверхностной стадии формирования этих вод, что в большинстве случаев позволя ет отличать воды морского генезиса от вод метеорных даже при сходстве солевого и газового составов, .и-других свойств
ЭТИХ ВОД. |
Гос n;*f:r:v лг |
|
2 Заказ 5957 |
Н‘-.учче-“« |
v |
С"..S': - . VC |
||
|
|
Р |
^ ПА
Концентрация 1S0 в подземных водах менее устойчива и может иногда изменяться против концентраций, соответству ющих поверхностной стадии формирования этих вод, за счет изотопного обмена с водовмещающимн кислородсодержащи ми породами.
Многочисленные исследования позволяют сделать вывод о распределении D и 1S0 в поверхностных водах разных типов: подземные воды некоторых артезианских бассейнов СССР
обследованы на содержание D.
Большое развитие подобные работы получили за рубе жом: было показано, что наибольшая эффективность в реше нии гидрогеологических задач достигается при комплексном использовании нескольких изотопов, радиоактивных и стабильных. Учитывая большую перспективность этих работ, Международное агентство по атомной энергии (МАГАТЭ) и Всемирная метеорологическая организация (ВМО) начиная с 1961 г. проводят изучение в мировом масштабе содержания изотопов водорода и кислорода в осадках. За рубежом созда на сеть пунктов режимных наблюдений; в Советском Союзе также имеется пункт режимного наблюдения [60, 61, 75, 76].
Секция гидрологии МАГАТЭ выполняет работы по исполь зованию радиоактивных и стабильных изотопов в водах Тур ции, Кении, на о. Ямайка, в Венском бассейне, причем эти работы часто дают более эффективные результаты, чем обыч ные гидрохимические методы исследования [17, 53]. Напри мер, на Анатолийском плато трудно было определить взаимо связь многочисленных озер, родников и рек для выяснения условий их питания за счет подземных и поверхностных вод. В течение двух лет здесь велись наблюдения за изменением содержания природных изотопов. Происхождение этих вод удалось установить с использованием данных по D и 180.
Интересные опыты проводятся на о. Ямайка в Карибском море, где на сильно заболоченном юго-западном побережье исследуется режим дренирования грунтовых вод и изучается наиболее рациональная система мелиорации. По D и 180 предварительно установлены два направления стока грунто вых вод и определены источники их пополнения. Эти примеры можно было бы продолжить.
Определение содержания D и 180 в водах различных ти пов проводится во многих зарубежных организациях и в не скольких институтах Советского Союза. Первоначально, при мерно до 1968— 1969 гг., определения дейтерия производились частично фотонейтронным методом, обладавшим тогда еще малой для решения гидрогеологических задач чувствитель ностью. В настоящее время измерение содержания D и ,80 в природных водах проводится преимущественно с помощью масс-спектрометрии [19, 20]. Боттеру и Ниру удалось измерить
18
абсолютное содержание дейтерия в воде. Пока неизвестны способы точного определения абсолютного содержания 180 .
Так как экспериментально легче измерить относительную (или абсолютную) разницу в содержании D или IS0 в двух пробах, одна из которых принимается за стандарт, то резуль таты определений D и 180 выряжают в относительных едини цах стандарта. Это тем более оправдано, что наибольший ин терес представляют именно вариации изотопного состава, а
•не абсолютные содержания изотопов в водах.
Формула для расчета относительного отклонения содержа ния D в пробе от стандарта имеет вид:
8D = |
( 12) |
где 6D— относительное отклонение содержания дейтерия в пробе от стандарта, в промилле (%о); Dnp , DCT — содержа ние дейтерия в пробе и стандарте.
Аналогична формула для расчета относительного отклоне ния содержания изотопа 180 в пробе от стандарта 6180:
|
|
(13) |
где (180/160 ) пр и (180/160 ) ст — отношение изотопов |
1S0 к 160 |
|
в пробе и стандарте. |
|
|
Опубликованные в Советском Союзе результаты |
измере |
|
ний 6D и 6180 в водах |
выражались в сравнительных едини |
|
цах разных стандартов |
(вода Щемиловского и Московского |
водопроводов, вода из р. Днепр), поэтому результаты труд но сравнивать. В 1969— 1970 гг. в качестве стандарта был принят Международный стандарт среднеокеанической воды —
SMOW (Standard Mean Ocean Water). Абсолютные содержа ния D и |80 для этого стандарта равны соответственно
0,0158 и 0,19934 ат. % [76].
Если содержание D (или 180 ) в пробе (6 пр) дано относи тельно некоторого произвольного стандарта, который по со держанию исследуемого изотопа отклоняется от SMOW на величину 6 СТ (%„), то содержание D (или 180 ) в этой пробе, выраженное в единицах SMOW (68^ow), будет равно
|
|
(14) |
Зная 6 СТ |
для воды Московского и Щемиловского |
водо |
проводов, мы |
пересчитали, где возможно, значения |
6D и |
6180, поэтому в дальнейшем результаты определений этих ве личин выражаются чаще всего относительно стандарта
SMOW.
Средняя погрешность определения б на масс-спектрометре равна: 6 D = ± 2 % 0, б18О = ± 0 ,2 % 0. Изотопный состав природ ных вод в целом (осадки, поверхностные и подземные воды)
2* |
19 |