Четвертый семестр / Четвертый семестр / Гидрогеология / Шварцев С.Л. Общая гидрогеология

Как только донные осадки оказываются гидродинамически изо-

лированными от вод исходного морского бассейна, начинается процесс перераспределения воды между глинами и песчаниками вследствие того,

что скорость уплотнения тех и других неодинакова (см. рис. 3.7). В силу

этого связанные воды из глин поступают в песчаные горизонты — коллекторы. В результате чего развивается процесс элизии, т.е. геостатическое

выдавливание вод из одних отложений (водонепроницаемых) в другие (водопроницаемые). Элизионные воды глин в коллекторах смешиваются с

исходными седиментационными. Другим фактором, определяющим потерю воды глинами, является их минеральная трансформация: на разных

термодинамических уровнях зоны катагенеза осуществляются процессы преобразования монтмориллонита в гидрослюду, железистых хлоритов в

магнезиальные хлориты, каолинита в диккит, глауконита и гидрослюд в хлорит и т.д. Часть воды при этом участвует в химических реакциях (см.

раздел 5.2.4). Поэтому важно в каждом конкретном случае разобраться, сколько воды отжимается из глин и сколько участвует в геохимических

процессах.

В процессе поступления воды из глин в песчаники, она несет в составе органическое вещество, СО2, H2S, CH4, тяжелые углеводороды, многие

металлы, т.е. глинистые отложения осадочных бассейнов являются генераторами газоводных растворов сложного состава. Общая генетическая

схема их формирования показана на рис. 5.22. Из всех компонентов осадочных пород органическое вещество

Рис. 5.22. Кривые образования газов

на разных глубинах при

метаморфизации сапропелевого (а) и гумусового (б)

органического вещества. По Д ж.

Хант у.

233

изменяется наиболее интенсивно. На стадии диагенеза процессы его изменения носят микробиальный характер, окисляясь, некоторая доля РОВ

расходуется на восстановление SO42- и других соедине ний с переменной валентностью. В результате в водах накапливается сероводород, а в осадках — сульфиды металлов (пирит и др.). С другой стороны, продукт окисления

органики — СО2 растворяется в воде и реагирует с минеральным комплексом пород, особенно с алюмосиликатами и карбонатами.

О масштабах выделения различных химических компонентов в процессе метаморфизации органического вещества можно судить по данным табл. 5.24. Из приведенных данных нетрудно видеть, что

Таб лица 5 . 2 4

Летучие продукты метаморфизма рассеянного органического вешества, выделяющиеся на стадии катагенеза , % (по A.3 . Конторовичу и Е.А. Рогозиной)

органическое вещество образует огромные количества СО2, H2S, тяжелых углеводородов. Среди последних особое место принадлежит метану. При отсутствии окислителей метан преобладает в газовой фазе подземных вод. Поэтому последние в осадочных, в первую очередь, нефтегазоносных бассейнах, всегда являются метановыми [14,28].

Применение балансовых методов позволило С.Г. Неручеву, А.А. Трофимуку, А.Э. Конторовичу рассчитать общие потери РОВ

234

при погружении осадков на глубину 5-9 км. При этом выяснилось, что более 65% РОВ, сохраняющегося после протекания процессов диагенеза, разлагается при погружении до глубин 5-6 км.

В целом, по В.Н. Холодову, формирование состава газоводных растворов в

морских глинистых толщах элизионных бассейнов можно представить в следующем виде. В зоне диагенеза от поверхности осадка до глубины около 2

км и температуры до 50° С в составе газовой фазы повсеместно преобладают биогенные СО2 и H2S. Эту стадию литогенных преобразований можно назвать

углекисло-серо-водородной.

При погружении нефтематеринских осадков на глубины 2-4 км ведущим становится процесс формирования жидкой нефти, растворенной в воде и газообразных углеводородов. Процессы, протекающие в этой зоне, Н.Б. Вассоевич предложил называть главной фазой нефтеобразования. На глубинах 4-5 км, по мнению С. Г. Неручева, А.Э. Конторовича и др., главным становится процесс газообразования углеводородов и поэтому с этими глубинами связывают главную фазу газообразования. Наконец, на глубине 5-7 км и ниже глинистая толща снова становится генератором СО2, частично H2S, тяжелых углеводородов и растворенной H4SiO4. Наступает углекис-ло-

сероводородно-кремнекислая стадия (см. рис. 5.22).

Таким образом, седиментационные воды на всех этапах захоронения и погружения претерпевают глубокие изменения ионного, газового и

органогенного состава, вызванные неравновесностью, а значит и непрерывной эволюцией системы вода — порода — газ — органическое вещество. Наряду с метаморфизацией состава растет и общая минерализация воды до 50-70 г/л. И это в условиях, когда формирование пластовых вод происходит под влиянием непрерывного перехода части связанных (включая кристаллизационные и конституционные) их видов в свободные.

Метаморфизация концентрированных рассолов в бассейнах с галогенными формациями обусловлена тесной связью с сульфатными и хлоридными солями. При общей минерализации менее 280-350 г/л рассолы имеют обычно хлоридный натриевый состав, при более высокой минерализации — хлоридный кальциевый или магниевый. И те и другие содержат мало сульфатов, но богаты кальцием, калием, бромом, стронцием и многими другими элементами. В табл. 5.9 приведен усредненный типичный

состав таких рассолов.

Хлоридные натриевые воды соленосных толщ формируются в результате выщелачивания (растворения) галогенных минералов инфильтрационными водами и называются рассолами выщелачивания. Естественно, что в формировании их ионно-солевого состава принимают участие и другие породы, но растворение галита резко доминирует.

Гораздо сложнее представляется происхождение хлоридных кальциевых и магниевых рассолов, так как по составу они отличаются от вмещающих пород и солей. Из-за высокой степени минерализа-

235

ции (от 290 до 700 г/л), которая превышает растворимость галита в воде, Е.В. Пиннекер предложил эти рассолы именовать концентрированными. В повышенных количествах они содержат калий (до 40 г/л), бром (до 10 г/л), сероводород (до 4 г/л), а также литий, барий, бор и другие элементы.

Широко распространены концентрированные рассолы в кембрийских соленосных отложениях Сибирской платформы [21]. Развиты они также во

многих других регионах, сложенных галогенными формациями.

Проблема формирования состава столь уникальных рассолов давно привлекает внимание гидрогеологов. В последнее время их генезис неоднократно был предметом обсуждения и, хотя общепринятого мнения не существует, большинство исследователей относит их к седиментационным [18]. В этом случае за исходный продукт концентрированных рассолов принимается морская вода солеродных бассейнов, сгущенная до минерализации 300-400 г/л (см. табл. 5.24). Попав в земные недра, маточная рапа в течение длительного геологического времени находится в состоянии "покоя" и приходит в движение только под влиянием процессов отжатия воды из глинистых водоупоров. Таким образом, концентрированные рассолы в основной своей массе должны быть сингенетичны вмещающим породам.

Как же образовался их ионно-солевой состав, столь отличный от состава

исходной рапы? Одни исследователи (Е.В. Посохов) считают его унаследованным от "хлор-кальциевых" морей прошлых эпох, другие — и

таких большинство (Л.С. Балашов, М.Г. Валяшко, И.К. Зайцев, Е.А. Басков) — предполагают ионный обмен магния рапы на кальций породы, третьи (В.И. Лебедев, А.Е. Ходьков, Г.Ю. Валуконис) — основную роль отводят не ионному обмену, а метасоматозу известняков с превращением их в доломиты и выделением в раствор кальция, четвертые (С.Л. Шварцев) — непрерывному растворению сульфатов (гипса и ангидрита) вследствие неравновесности этой системы и осаждения вторичных доломитов с одновременным гидролизом алюмосиликатов и ионным разложением воды. Имеются

идругие точки зрения.

Спозиций равновесно-неравновесного состояния системы рассол — порода решение нам представляется в следующем виде. Захо-роняющаяся морская рапа, коль скоро из нее осаждались сульфатные (гипс) и хлоридные (галит) соли, в любом случае была насыщена относительно не

только отмеченных минералов, но и карбонатов (см. табл. 5.23). Поэтому без изменения термодинамической и физико-химической обстановки эти

рассолы не способны к растворению ни карбонатов, ни сульфатов, ни хлоридов.

Однако установившееся в бассейне седиментации равновесие рапы с солями не остается постоянным, а на первых же этапах захоронения нарушается вследствие начинающихся уже в иловую стадию процессов восстановления сульфатов с образованием сероводорода и углекислого газа (за счет окисления органики). Это обстоятельство немедленно сказывается на термодинамическом состоянии рас-

236

сматриваемой системы и приводит к растворению гипса или ангидрида.

Следовательно, в случае контакта подземных рассолов с сульфатными минералами и удаления из них сульфат-иона начинается прогрессирующее

растворение указанных минералов и соответственно обогащение подземных

вод ионом кальция. При этом в соответствии с законом действующих масс — чем меньше окажется в рассолах сульфат-иона, тем больше они будут

содержать кальция, что и подтверждается обобщенными нами данными

(рис. 5.23).

Концентрирование таким путем кальция приводит к нарушению карбонатного равновесия, которое было установлено в рассолах до

начала сульфат-редукции. Рост Рсо2, обеспечиваемый окислением

органики, и уменьшение содержаний НСОз- способствуют в растворе, с одной

стороны, концентрированию кальция, а с другой — понижению рН. В этих условиях термодинамически устойчивым оказывается доломит , который и

выпадает из раствора.

Следовательно, та термодинамическая и геохимическая обстановка, которая

складывается в рассолах в процессе сульфат-редукции, окисления органического вещества, растворения сульфатных минералов, роста Рсо2 и

увеличения кислотности, оказывается благоприятной для осаждения доломитов и растворения карбонатов. Все это позволило нам еще в 1973 г.

предложить следующую реакцию для объяснения формирования хлоридных кальциевых рассолов:

В приведенной реакции, которая энергетически выгодна, связываются в единое целое такие известные процессы, как восстановление сульфатов до

сероводорода, обессульфачивание рассолов, растворение сульфатных минералов, замещение кальцита доломитом, кислый характер рассолов, накопление в них кальция, стронция и бария.

Вместе с тем нельзя забывать, что рассолы в своей длительной эволюции контактируют не только с карбонатно-сульфатными, но и с терригенными породами, которые в той или иной мере всегда присутствуют в отложениях солеродного бассейна, а также преобразуются вследствие существенного неравновесия в системе. Как показали наши исследования, крепкие рассолы Сибирской платформы насыщены к кальциту, но всегда ненасыщены, например, к анортиту (рис. 5.24), т.е. и в этом случае мы имеем дело с

равновесно-неравновесной системой. В этих условиях анортит растворяется, а карбонаты (кальцит или доломит) формируются. При этом часть кальция

концентрируется в растворе, чему способствует высокое парциальное

давление СО2 и низкое рН.

Концентрированию элементов в рассолах способствует также химическое разложение воды. Дело в том , что, как уже было сказано, любая реакция гидролиза сопровождается участием воды, количество которой в замкнутой системе должно поэтому умень-

237

шаться (см. раздел 5.2.4). При этом чем больше преобразовано водой горных пород, тем больше разлагается воды. В галогенных формациях степень катагенетического преобразования горных пород обычно весьма высока, поэтому и количество разложенной воды на ионы также должно быть

значительно. К сожалению, масштабы этого явления до настоящего времени не оценивались.

Изложенные представления о взаимодействии солеродной рапы с алюмосиликатными горными породами показывают, что, во-первых, эти породы могут служить источником значительного количества разнообразных элементов, включая Са, Mg, К, Sr, В, Ва, Вг, Li, Rb, T1, часть из которых связывается вторичными минералами, а часть концентрируется в рассолах, во-вторых, — влиять на характер формирующейся геохимической среды и, в-третьих, — определять объемы разложившейся на ионы воды, а значит контролировать рост минерализации рассолов выше того предела, который был достигнут в бассейне седиментации.

Гидрогеохимическая зональность артезианских бассейнов. Платформенные структуры отличаются большими размерами, значительными мощностями осадочного чехла (2-5 км и более), разнообразием вещественного состава слагающих его пород. Значительные расстояния от области питания до

области разгрузки (сотни и тысячи километров) создают большую инерционность гидродинамических условий. Каждый артезианский бассейн

неоднократно испытывал морские трансгрессии и регрессии. При отступлении моря происходила замена соленых вод морского генезиса пресными метеогенного происхождения, а при трансгрессии начинались процессы вытеснения пресных вод солеными. Масштабы этих явлений огромны, а геохимические последствия исключительны: менялась гидрогеохимическая зональность во времени, образовывались мощные зоны смешения вод разного состава, происходило активное взаимодействие воды и породы в процессе литогенеза.

Несмотря на это для всех артезианских бассейнов характерна более или менее типичная зональность: с глубиной растет общая минерализация воды и гидрокарбонатный тип вод постепенно сменяется на хлоридно-натриевый натриево-кальциевый или даже кальциевый. Как правило растет и подавляющая часть микрокомпонентов, газов, органических веществ.

Главная причина этого состоит в смене с глубиной инфильтрационного типа вод седиментационны-ми, который изначально является более соленым.

Кроме того, с глубиной увеличивается время нахождения воды в горных породах, что также приводит к увеличению солености как инфильтрационных, так и седиментационных вод.

Кроме генетического типа вод огромная роль принадлежит горным породам. В этой связи обратим еще раз внимание на исключительную роль галогенных пород. Их наличие или отсутствие в разрезе определяет тип гидрогеохимической зональности. Там, где не встречены соленосные отложения, крепкие рассолы отсутствуют.

239

Наибольшая минерализация в таких бассейнах не превышает 60-80 г/л. И наоборот , в артезианских бассейнах, чехол которых сложен соленосными отложениями, широко распространены крепкие рассолы с минерализацией более 270 г/л (Сибирская, Американс кая, Восточно-Европейская, Китайская и другие платформы).

Несколько иная картина в газовой зональности. Можно наметить два пути преобразования газового состава вод с глубиной. Первый из них характерен для краевых частей артезианских структур, а также для центральных их частей, в разрезе которых отсутствуют битуминозные породы. В этих случаях не происход ит накопление в водах метана и тяжелых углеводородов, а, газовый пояс представлен в основном двумя

зонами: кислородно-азотной (сверху) и азотной (внизу).

В тех случаях, когда в осадочном чехле значительное место занимают битуминозные породы, изменение газового состава идет по другой схеме. Катагенетическое преобразование органического вещества приводит к накоплению в газовой фазе метана, азота, тяжелых углеводородов, сероводорода, углекислого газа, водорода. Поэтому газовый пояс рассматриваемых структур содержит 3-5 газовых зон (сверху вниз): кислородно-азотную, азотную, азотно-метановую, метановую [12].

5.4.4. Формирование состава подземных вод вулканогенно-гидротермального цикла

В областях активного вулканизма, характеризующихся интенсивной газогидротермальной деятельностью и повышенными тепловыми потоками,

создаются особые гидрогеологические условия и возникают специфические природные термальные растворы, не существующие ни в каких других геохимических обстановках земной коры.

Специфика гидрогеологической обстановки вблизи вулканических очагов определяется сложными взаимоотношениями рыхлых и связанных продуктов вулканической деятельности, своеобразием возникающих в результате ее структур (кальдеры, вулкано-тектонические депрессии и т.д.) и наличием на глубине (иногда незначительной) магматического расплава, из которого возможно выделение летучих компонентов. Тем не менее, главные особенности состава гидротерм сходны во всех районах современного

вулканизма. Анализ полученного в последние годы обширного гидрогеохимического материала позволяет выделить несколько типов

термальных и минеральных вод, различающихся прежде всего газовым составом. Это — сероводородно-углекислые, углекисло-водородные ("водородные"), углекислые, азотно-углекислые, метановые (азотно-мета-новые) и азотные термы [13].

Общие представления о составе каждого из выделенных типов гидротерм, расположенных в убывающем порядке от жерла вулканов, дает табл. 5.25. Сероводородно-углекислые и углекисло-водо-

240