книги из ГПНТБ / Горбушина, Л. В. Радиоактивные и стабильные изотопы в геологии и гидрогеологии

изменяется в больших пределах: более 400%0 для 6D и 40%о для 6180, т. е. по меньшей мере в 200 раз превышает погреш­ ность измерений.

Изотопное фракционирование воды вызывается в природе несколькими процессами, в том числе биологической деятель­ ностью и обменом изотопами водорода и кислорода воды с

ков. Самыми малыми значениями 6D обладают снеговые воды Антарктиды и ледниковые воды с ледника Федченко.

Концентрация дейтерия в атмосферных осадках и поверх­ ностных водах изменяется в пределах от 0,88* до 1,13 [12, 13, 46].

* Концентрация D относительно "Стандарта (в качестве стандарта ис­ пользовалась вода Московского водопровода [13]).

20

Наиболее высокое содержание D отмечено в морских во­ дах: Черное море— 1,11, Японское— 1,10, Средиземное— 1,10, Красное— 1,13.

Изотопный состав грунтовых и поверхностных вод (реки, озера) в значительной степени определяется происхождением атмосферной влаги, которая концентрируется над материка­ ми и образует поверхностные водоемы; он зависит также от физико-географических особенностей района.

Содержание D в водах рек среднеевропейской части СССР

примерно соответствует 1,00 (р. Москва— 1,00, Днепр — 1,01, Дон — 1,01), для рек Сибири оно понижается (Енисей—-0,93, Ангара — 0,90, Томь — 0,91); низкое содержание D наблюда­ ется в реках, питающихся за счет таяния ледников (Зеравшан — 0,91, Сырдарья — 0,93, Амударья — 0,94).

Концентрация D в подземных водах колеблется от 0,91 до

1,11 [13].

Значительное различие в изотопном составе вод морских водоемов и бессточных озер, с одной стороны, и пресных ат­ мосферных и поверхностных, с другой, позволяет полагать, что смешение их обусловливает формирование изотопного со­ става подземных вод.

Постоянство термодинамических условий на Земле, обес­ печивающее одинаковый кругооборот природных вод на про­ тяжении всей геологической истории, дает возможность пред­ положить, что изотопный состав вод этих двух типов разли­ чался и в прошедшие геологические эпохи. В настоящее вре­ мя считают возможным утверждать, что изотопный состав водорода вод Мирового океана на протяжении геологической истории Земли менялся в пределах лишь 3% (за счет неоди­ накового количества пресных вод в гидросфере в различные геологические эпохи).

Формирование изотопного состава подземных вод на седиментационном и инфильтрацнонном этапах древних гидро­ геологических циклов, по-видимому, происходило приблизи­ тельно при такой же концентрации дейтерия в молекуле воды в различных частях гидросферы, которые мы наблюдаем и сейчас. Следовательно, процесс смешения вод неодинакового изотопного состава — инфильтрационных, поступающих в пла­ сты за счет инфильтрации атмосферных и поверхностных вод, и седиментационных, т. е. вод бассейнов, в которых происхо­ дило накопление осадков, — является основным процессом формирования изотопного состава подземных вод как в прош­ лые геологические эпохи, так и в настоящее время.

Выяснено, что в пределах одного бассейна или единого водоносного комплекса содержание D увеличивается в под­ земных водах застойных зон по сравнению с водами зон более активного водообмена. В пределах однородных по водообме­ ну зон содержание D выдерживается. Например, в меловом

21

комплексе Ташкентского артезианского бассейна изотопный состав водорода подземных вод закономерно изменяется в зонах с различным водообменом, причем содержание D повы­ шается от зон активного водообмена к зоне весьма затруднен­ ного водообмена. Такая же картина имеет место и для других артезианских бассейнов.

Близость изотопного состава подземных вод верхних гори­ зонтов и поверхностных вод изучаемого района можно объяс­ нить ннфильтрацпонным происхождением этих вод.

Более низкие концентрации D в подземных водах зон ак­ тивного водообмена по сравнению с поверхностными водами позволяют предположить, что инфильтрация связана в основ­ ном с проникновением атмосферных вод, а не речных (так как в речных водах концентрация D больше, чем в атмосфер­ ных осадках). Имеют место случаи, когда в питании крупных рек определенную роль играют воды артезианских бассейнов.

Данные по содержанию D и изотопов кислорода в водах (точнее, 6D и 6180 ) могут быть использованы, как будет по­ казано ниже, не только при выяснении происхождения вод, но и для расчетов пропорций вод разных типов при смешении

всовременных водах артезианских бассейнов. А. Н. Огнльви

иЛ. С. Балашов в своих расчетах учитывали содержание в водах различных ионов (например, CI- ) или H2S [71.

Очевидно, что на современном уровне исследований расчет пропорции смеси вод лучше проводить по содержанию изото­ пов, входящих в состав молекулы воды — D или 180, а не по нонам млн ионным группам, содержание которых зависит от многих трудно учитываемых факторов. Формула для оценки

пропорции смешения р = (С—С2)/(С,—С), где С — измерен­ ная величина 6D (или б,80 ) в исследуемой пробе воды; С2 и Ci — измеренные величины 6D (или б180 ) в инфильтрационной и седиментационной водах данного бассейна.

Формула для расчета долей вод (например, инфнльтрационной Й1 и седиментационной а2), входящих в состав совре­

Доля седиментационной воды в смеси в современной воде

В сочетании с данными по «эффективному возрасту» во­ ды, расчет которого дан выше, знание долей седиментацион­ ной и инфильтрационной воды позволяет решить еще один вопрос, а именно, рассчитать либо время инфильтрации по­ верхностных вод в воды артезианского бассейна (возраст ин­ фильтрационной воды), либо возраст седиментационной воды

[20] (см. гл. 2).

22

например, гелий-аргоновым способом; a i и а 2— доли инфильтрационной и седиментациоиной вод соответственно; Ч, t2—

В некоторых случаях представляет интерес оценка коэф­ фициента пропорции смешения вод. Используя'данные по D, с помощью формулы А. Н. Огильви мы провели такую оцен­ ку и построили карту пропорций смешения вод Ташкентского артезианского бассейна (см. гл. 2, раздел 6).

Использование данных по содержанию естественно радио­ активных изотопов в водах при решении вопроса об их про­ исхождении рассматривалось выше.

Присутствие короткоживущих изотопов в водах (напри­ мер, ТИХ и АсХ) в больших количествах, чем 226Ra, позволя­ ет сделать вывод о небольшом сроке подземной циркуляции вод. Такой же вывод можно сделать при обнаружении в под­ земных водах изотопа водорода — трития, особенно если ис­ точником его являются атмосферные осадки, не несущие до­ бавочных количеств трития как продукта деления.

Некоторые сведения о гидрогеологической обстановке можно получить из анализа распределения какого-либо эле­ мента в пласте. При этом следует иметь в виду, что содержа­ ние химического элемента в природных водах еще не харак­ теризует интенсивность его водной миграции, поэтому А. И. Перельман [40] для характеристики миграционной спо­ собности элементов предложил коэффициент водной миграции (kx), равный отношению содержания данного элемента х з минеральном остатке воды к его содержанию в горных поро­ дах, дренируемых этими водами. Так как содержание элемен­

ется из пород, тем интенсивнее его водная миграция в раство­ ре. Используя данный коэффициент, можно сравнивать меж­ ду собой интенсивность миграции химических элементов, обладающих резко различными кларками. Ниже описаны при­ меры изучения регионального распределения к ,.,рассчитан­ ного на примере урана.

23

5. Использование отношения 234у/2зву в подземных водах при выяснении роли разломов

По мере разработки и совершенствования методов анали­ за радиоактивных изотопов накапливается все больше дан­ ных, указывающих на отсутствие равновесия между изотопа­ ми урана во многих природных образованиях.

Эффект разделения изотопов урана в природе был обна­ ружен В. В. Чердынцевым, И. Е. Стариком и другими, и, как выяснилось в дальнейшем, он широко распространен [65, 69]. Большие работы по определению изотопного состава урана в природных водах выполнены Н. Г. Сыромятниковым [50].

Основной механизм разделения изотопов урана в природе обусловлен большей миграционной способностью 234U, чем 238U. Атомы 238U находятся в узлах кристаллической решет­ ки; атомы 234U образуются при распаде атомов 238U и вслед­ ствие радиоактивной отдачи находятся в капиллярах п нару­ шениях решетки минерала. Естественно, что изотопы 234U легче мигрируют, чем 238U. В. В. Чердынцев и Дж. Рошолт предположили, что химические связи, стабилизирующие U4+ в породе, обычно разрываются в процессе распада 238U [67, 78].

Разделение изотопов урана отчетливо проявляется при выщелачивании изверженных пород, урано-фосфатных и метасоматических урано-молибденовых руд. В этих случаях удается добиться извлечения 234U в количестве, равном десят­ кам процентов от исходного. При выщелачивании урана из настурана не обнаружено различия в значении изотопного отношения урана в минерале и вытяжке. Длительные водные вытяжки из вторичных урановых минералов обогащаются изотопом 234U. Ряд авторов указывает на некоторую связь выщелачивания с коэффициентом эмалирования, который яв­ ляется показателем степени разрушенности минерала.

В. И. Баранов, В. Д. Виленский, Н. Г. Сыромятников уста­ новили, что выщелачиваемость урана в общем случае зависит от крупности зерен, полученных при измельчении образцов [9]. Эта зависимость существенна для образцов пород и руд, измененных вторичными процессами.

Н. Г. Сыромятников показал, что отношение 234и/2зви в выщелатах зависит от отношения коэффициента эмалирова­ ния к коэффициенту выщелачивания [50].

Большое влияние на выщелачивание изотопов оказывает химический состав воздействующего агента.

Многочисленными измерениями установлено, что в водах рек отношение 234U/238U изменяется от 1,09 до 4,00*. В водах современного океана (234U/238U) = 1,15; в морских водах оно

* При равновесии ( ^ U ^ U ) = 1.

24

может быть несколько больше. Наибольшие значения отно­ шения U234/238U обнаружены в закрытых водоемах (Большое соленое озеро в Америке, озеро Гель в Армении).

П. И. Чалов показал, что отношение 234и/238у МОжно ис­ пользовать для определения возраста озер. Так как период полураспада 234U равен 2- 105 лет, то можно определять воз­ раст озер в диапазоне 100 тыс. лет— 1 млн. лет.

Поскольку поведение изотопов урана в системе порода Z Г) вода исследовано недостаточно, использование отношения 23‘iU/238U для расчетов возраста подземных вод в настоящее время связано с большими трудностями. Данные по отноше­ нию 234U/233U в водах могут помочь при выяснении происхож­ дения вод и при решении других задач.

Использование отношения изотопов урана в водах при ис­ следовании их происхождения рассмотрено на примере неко­ торых артезианских бассейнов.

В гл. 4 и 5 показана возможность использования данных по изотопам урана при решении других конкретных задач.

Рассмотрим пример использования отношения изотопов урана для оценки роли разломов в одном из районов СССР. С помощью методов только гидрогеологии этот вопрос в дан­ ном районе не был решен.

Воды исследуемого района приурочены к осадочным по­ родам мела, залегающим непосредственно на складчатом па­ леозойском фундаменте. Осадочные породы мела перекрыты песчано-глинистыми палеогеновыми и четвертичными отложе­ ниями. В бассейне выделяют два водоносных горизонта — ме­ ловой и палеогеновый, — разделенных региональным водоупором. Локальной областью питания этих горизонтов являются граниты, метаморфизованные сланцы и известняки палеозоя, выходящие на поверхность в своде локальных антиклиналей на востоке — юго-востоке. Породы разбиты на структурные блоки разрывными нарушениями субмеридионального и суб­ широтного направления. Соответственно блочной структуре бассейна (рис. 3) гидрогеологи выделяют зональное строение в меловом комплексе. Однако роль разломов до сих пор была не совсем ясна. При изучении распределения отношения изогопов урана в подземных водах выяснилось, что отношение 234U/238U в водах бассейна изменяется от 1,2 до 6,1.

Исследования изотопного состава урана показывают, что воды метаморфических и изверженных пород данной зоны ха­ рактеризуются -наиболее высокими изотопными отношениями, что объясняется, по-видимому, относительной молодостью этих вод (предполагаемая зона питания). По мере поступле­ ния вод с высоким изотопным отношением в породы блока I величина отношения снижается. Воды этого блока заключены между разломами и относятся к сульфатно-гидрокарбонатно­ натриевому типу. Изотопное отношение урана равно 1,1— 1,2.

25

Исключение составляет одна скважина, в водах которой име­ ется повышенное отношение изотопов урана — 3,7. Это связа­ но с поступлением молодых вод с изотопным отношением бо­ лее 4 и смешением их с местными водами, имеющими отно­ шение, близкое к 1,0. Факт такого смешения подтверждается и данными химического состава вод.

Рис. 3. Схема блокового строения бассейна (в числителе — отно­ шение 234LJ/23eU, в знаменателе — 6D; в скобках — среднее значе­ ние 6D по блоку):

/ — граница пород палеозоя (предполагаемая зона питания); 2 — тектони­ ческие нарушения; 3—скважина; 4—направление движения подземных вод.

Воды блоков II и III, приуроченные к западной и север­ ной частям бассейна, близки по гидродинамическим и гидро­ химическим признакам. Изотопный состав урана изменяется от 1,2 до 2,1, довольно четко отличается от изотопного со­ става вод блока / и особенно от вод зоны питания. Различное отношение изотопов урана указывает на экранирующую роль

26

тектонического нарушения, вызвавшего относительное смеще­ ние блока и нарушение гидравлической связи отдельных уча­ стков водовмещающих горизонтов. Это нарушение проявля­ ется как в резко различных гидрохимических характеристи­ ках вод блоков / и II, так и в изотопных отношениях в водах блоков. Наряду с изотопным отношением урана в водах этого района изучалось распределение дейтерия.

Данные по дейтерию хорошо согласуются с гидродинами­ ческой характеристикой бассейна. Совокупность данных по дейтерию и изотопам урана в водах блоков// и III , отличие их от вод блока I и особенно от вод зоны питания позволяют не ограничиваться выводом об экранирующей роли разломов, ной предположить иную область питания подземных вод данных

жений.

Сопоставление отношения 234U/238U и содержания дейтерия указывает на корреляцию этих величин и на возможность применения их в сочетании с другими гидрохимическими по­ казателями при решении аналогичных задач гидрогеологии.

Г Л А В А 2

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВОЗРАСТА И ПРОИСХОЖДЕНИЯ ВОД АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ ИЗОТОПОВ. ПРОПОРЦИИ СМЕШЕНИЯ ВОД

СОЧИ-АДЛЕРСКИИ АРТЕЗИАНСКИМ БАССЕЙН

1. Общие сведения о бассейне

Сочи-Адлерский курортный район международного значе­ ния расположен в центре Черноморского побережья Кавказа. Район издавна славится сульфидными и углекислыми мине­ ральными водами, целебные свойства которых использовались жителями Черноморского побережья с глубокой древности. Сульфидные воды широко известны под названием мацестинских. До настоящего времени сульфидные воды в основном определяют профиль Сочи-Адлерского бассейна, хотя имеют практическое значение и воды других типов (углекислые, ще­ лочные и йодо-бромные).

Первое упоминание о сероводородных источниках Мацесты появилось .в печати в 1867 г. Планомерное изучение райо­ на началось с 1909— 1910 гг. С тех пор составлено представ­

27

ление о геологическом строении бассейна, изложенное иссле­ дователями в Трудах Сочинской бальнеологической экспеди­ ции ГИН АН СССР и в других работах [15, 25, 29, 35, 36', 39, 54]. Однако до сих пор гидрогеологическая обстановка Со- чи-Адлерского бассейна изучена 'недостаточно. Очевидно, по­ этому о генезисе сульфидных вод бассейна до сих пор суще­ ствуют несколько гипотез, иногда взаимоисключающих друг друга.

Геологическое строение района определяется его располо­ жением в зоне тектонического сопряжения Большого Кавказа с Черноморской впадиной. Наиболее характерные особенно­ сти геологии и тектоники Черноморской впадины заключают­ ся (по М. В. Муратову [34]) в следующем. Черноморская впадина расположена внутри Альпийской геосииклннальной зоны и характеризуется крутыми уступами материкового склона, осложненного дополнительными ступенями и плос­ ким дном, опущенным на 2—2,2 км ниже уровня моря. Боль­ шинство исследователей (Н. И. Андрусов, Б. Л. Личков и др.) относят образование Черноморской впадины к концу неогена и началу четвертичного периода. А. Д. Архангельский и Н. М. Страхов считали, что впадина существовала с миоцена.

Области Большого Кавказа и Черноморской впадины раз­ вивались одновременно и сопряженно, но в противоположных направлениях: региональным поднятиям в Кавказской геосин­ клинали соответствовали во времени опускания Черноморской суши и наоборот.

С начала палеогена в Кавказской геосинклинали нараста­ ли положительные движения земной коры, а область Черно­ морской суши интенсивно погружалась. В конце четвертич­ ного периода образовалась горная система Большого Кавка­ за. Полагают, что существовавший на месте Черного моря бассейн во второй половине четвертичного периода превра­ тился в глубоководную морскую впадину современного обли­ ка. Рассмотренная схема геотектонического развития Кавказ­ ско-Черноморской области определяет его геологическое строение, описанное подробно в названных выше работах.

На рис. 4 показан гидрогеологический разрез (схема) Со- чи-Адлерского бассейна вдоль побережья Черного моря (по Ю. Н. Пастушенко). Всю толщу развитых здесь пород разде­ ляют на три обособленных водоносных комплекса, различаю­ щихся по 'Водообилию, а также по химическому составу за­ ключенных в них вод [25]. К первому комплексу относятся песчано-глинистые отложения палеогена, ко второму — кар­ бонатные и терригенные породы мела и верхней юры, к треть­ ему — песчано-глинистые и вулканогенные юрские толщи.

Породы бассейна в основном слабо водопроницаемы. Степень водообильиости пород определяется интенсивностью тектонического дробления и объемом карстовых пустот. Наи-

28