/
Текст
A. M. Никаноров
М. Г. Тарасов Ю. А. Федоров
ГИДРОХИМИЯ и формирование подземных вод и рассолов
Ленинград Гидро.метеоиздат 1983
УДК 551.49: 556.3
Рецензент д-р хим. наук М. Г. В а ляшко.
На основе исследований химического и изотопного состава поверхностных и подземных вод Предкавказья и флюидов, заключенных в минеральном субстрате пород осадочного чехла, определены доминирующие факторы, приводящие к формированию современного облика подземных растворов. Широко использованы материалы экспериментальных исследований в системе вода — порода. Освещены вопросы гидрохимии микроэлементов в подземных водах. Предложена гипотеза образования аномально высокой концентрации иода в рассолах галогенных формаций и сверхгидростатического давления в соляной толще. Рассмотрены некоторые принципиальные вопросы гидрохимии и формирования подземных вод и рассолов глубоко залегающих водоносных горизонтов различных регионов земного шара.
Книга предназначена для специалистов гидрохимиков, гидрогеологов, геохимиков и может быть полезна для студентов вузов.
In the book by Nikanorov A. M., Tarasov M. G., Fedorov Y. A. ’’Hydrochemistry and formation of groundwater and brines" the dominating factors contributing to farmation of present state of groundwater solutes is determined on the basis of investigations of chemical and isotopic composition of surface and groundwater of the Prc-Caucasian area and fluids confined in the mineral substratum of platform mantle rocks. Materials of experimental investigations of the watcr/rock system are broadly used. Problems of hydrochemistry of microelements in groundwater are considered. Hypothesis of abnormally high iodine concentration in brines of halogen formations and abnormally high hydrostatic pressure in them is proposed. Some basic problems of hydrochemistry and formation of groundwater and brines in deep aquifers in different regions of the world.
The book is intended for specialists in hydrochemistry, geochemistry, hydrogeology as well as for students of higher educational establishments.
1903030000-149
H 069(02)-83 52'83
(g) Гмдромстеоиздаг, 1983 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Проблема генезиса, доминирующих факторов и процессов формирования вод и рассолов подземной гидросферы на современном этапе имеет важное научное и практическое значение. В этих растворах заключены огромные запасы щелочных и щелочноземельных металлов, а также редких элементов.
При поисково-разведочных работах на нефть и газ, а также в процессе эксплуатации нефтяных и газовых месторождений попутно извлекаются из недр земли значительные объемы пластовых вод; эти рассолы, в настоящее время являющиеся промышленными отходами, в ближайшем будущем должны стать ценным сырьем. Важность рассматриваемой проблемы определяется еще и тем, что подземные растворы имеют гидродинамическую и гидрохимическую связь с месторождениями углеводородов, а также являются надежным индикатором залежей легкорастворпмых солей. Общеизвестно и то, что определенная часть минерализованных растворов может попадать в поверхностные водотоки и водоемы, почвы, изменяя в них естественный баланс химических элементов. Поэтому знание химического состава подземных вод необходимо также с целью прогнозирования их пагубного воздействия на природу и разработки комплекса мероприятий по охране окружающей среды.
Гидрохимические исследования подземной гидросферы позволяют подойти с новых позиций к решению не только прикладных вопросов, но и одной из важнейших теоретических проблем современной гидрохимии — проблеме генезиса и условий формирования глубокозалегающих вод и рассолов. В последнее время гидрохимические исследования получили широкое развитие как в пашей стране, так и за рубежом. По всем континентам накоплен огромный фактический материал, позволивший сделать широкие обобщения по крупнейшим артезианским бассейнам мира. Написан целый ряд ценных монографий. Целью настоящей работы не являлось изучение общих вопросов формирования солевого и мик-рокомпонентного состава подземной гидросферы. Эти аспекты достаточно детально освещены в работах М. Г. Валяшко, И. К. Зайцева, Л. Н. Капченко, А. М. Овчинникова, Е. В. Посохова, С. И. Смирнова, Н. И. Толстихина, Е. В. Пиннекера, К. В. Филатова, Г. Крейга, Д. Э. Уайта и других ведущих советских и зарубежных исследователей. Наша задача состояла в том, чтобы, опираясь на фундамент накопленных знаний и привлекая в широких масштабах эксперименты, на конкретном регионе попытаться создать стройное представление об эволюции подземных вод и рассолов как части общей теории формирования вод гидросферы. В последние годы в связи с созданием современных приборов и
1*
3
разработкой новых методик появилась- возможность подойти к этому вопросу с новых позиций.
Для решения указанной задачи авторами впервые в мировой практике применен комплекс методов, в который входили: термометрические исследования газово-жидких включений в галите; термографические и ИК-спектроскопические исследования включений в галите, ангидрите и кристаллизационной воды в гипсе; исследования химического состава растворов включений с помощью замораживания, валовых вытяжек и вытяжек из индивидуальных вакуолей; изотопные исследования водорода соляных минералов и кальцита, дейтерия и кислорода-18 пластовых вод и рассолов, поверхностных вод и рапы современных соляных озер, изучение содержания органического вещества в соленосных породах. Выполнены эксперименты по взаимодействию в системе вода — порода, выращиванию искусственных кристаллов галита, преобразованию включений в условиях температуры и давления, максимально приближенных к природным, замораживанию растворов синтезированного галита, изучению поведения изотопов кислорода и водорода при испарении пластового раствора и фракционирования изотопов водорода в системе включения галита — маточный рассол. Изучены разрезы большого количества скважин, проанализированы результаты многочисленных измерений пластовой температуры, давления и данные химического анализа подземных вод.
В процессе сбора материалов, отбора проб воды и керна содействие авторам было оказано В. Н. Голозубовым, Г. П. Волобуевым, Л. И. Шалаевым, С. И. Блпзииченко, А. А. Клименко, Л. И. Блощицыпым, К- И. Воробьевой, В. С. Котовым, А. Н. Марковым, В. И. Кашиным, И. Ф. Кочетковым и многими другими. В проведении экспериментальных исследований важную помощь авторам оказали В. Е. Ветштсйн, М. Ш. Кавиладзс, О. И. Петриченко, Н. С. Прокопов, А. В. Якубовский, Большая работа по оформлению результатов исследований и рукописи сделана Г. В. Лопатиной, А. В. Середой, Т. Е. Резвановой. Всем им авторы глубоко признательны. Особую благодарность авторы выражают проф. М. Г. Валяшко за ценные замечания, сделанные им при подготовке рукописи к печати.
Глава 1
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕЗОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИИ ПРЕДКАВКАЗЬЯ
Предкавказье является одной из наиболее изученных областей Советского Союза. Несмотря на сложность геологического строения, сильную литолого-фациальную изменчивость мезокай-нозойских отложений и большое разнообразие гидрогеологических условий, значительные объемы глубокого бурения, геофизических и лабораторных исследований позволили расшифровать многие вопросы геологии и гидрогеологии этого района.
Границами региона на юге являются складчатые сооружения Большого Кавказа, на севере — зона сочленения молодой Скифской плиты с докембрийской Русской платформой, па востоке и западе— Каспийское и Азовское моря.
Геологические особенности рассматриваемой территории наиболее полно приведены в работах И. О. Брода, А. Д. Бпзнигаева, М. С. Бурштара, А. Я- Дубинского, А. И. Дюкова, Б. Ф. Крымова, Б. К. Лотиева, А. Л. Лунева, Е. Е. Мплановского, М. Ф. Мпрчин-ка, М. Р. Пустыльникова, Б. Г. Сократова, В. Д. Талалаева, Н. Ю. Успенской и Г. Т. Юдина, В. Е. Ханна, А. А. Хуциева, А. И. Ца-турова, А. Н. Шарданова, Б. С. Черноброва и др.
1.1. Современное тектоническое районирование
Предкавказье отличается разно выраженной структурной расчлененностью фундамента и осадочного покрова. Выделяются относительно пологие и обширные впадины и прогибы, разделяющие платформу на отдельные зоны поднятий, валы и выступы различных очертаний и размеров, осложненные в свою очередь локальными структурами (рис. 1, табл. 1).
На территории Западного Предкавказья выделяются разнородные тектонические элементы. На севере прослеживается Ростовский выступ Украинского щита Русской платформы, южнее протягивается молодая Скифская плита, затем краевые прогибы и окраинная часть альпийского складчатого сооружения Большого Кавказа.
В пределах Ростовского выступа Украинского щита на кристаллических породах докембрия полого залегают меловые отложения. На выступе фундамента установлен ряд антиклиналей, приуроченных в основном к разрывным нарушениям фундамента.
Южнее и восточнее Ростовского выступа располагается эпп-герцинская платформа, в основании которой залегает складчатый комплекс палеозоя. С юга Ростовский выступ отделяется Ейским прогибом от Каневско-Березанского вала. Каневская зона имеет
5
Таблица 1
Обозначение районов и изученных площадей на обзорной карте (рис. 1)
Площадь № площади на рис. 1 • Площадь № площади на рис. 1
I. Ростовский ВЫ( Тузловская Синявская Ростовская Багаевская Пешковская Маргаритовская Александровская Каисловская Северо-Кущевская Кущевская Екатерииовская II. Кропоткинская в Ново-Петровская Краснополянская Ульяновская Покровская Ново-Покровская Привольненская Южно-Радыковская Красногвардейская Северо-Расшеватская Гаевская Расшеватская III. Восточно-Кубапскг Воронцовская Ново-Щербиновская Ясенская Щсрбиновская Иово-Деревяиковская Станичная Албашинская Ново-Минская Северо-Каневская Мигутинская Старо-Минская Крыловская Уманская Ленинградская Павловская Ленинодарская Южно-Ленинодарская Южно-Леушковская Алексеевская Западно-Малороссийская Малороссийская Митрофановская Кавказская Кропоткинская Северо-Ладожская 2ТуП 1 2 3 4 5 6 7 8 9 К) 11 падина 12 13 14 15 16 17 18 19 19а 20 21 1я впадина 92 22а 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 36а 37 38 39 40 41 42 43 44 Ново-Владимировская Ловлииская Северо-Казанская Казанская Юбилейная Тснгинская Темиргоевская Соколовская Мавринская Южно-Соколовская Отрадо-Кубанская Ново-Кубанская . Кошехабльская Н ово-Ал ексеев ска я Чамлыкская Лабинская Чапаевская Южно-Советская Трехсельская Кузнецовская Западио-Возиесенская Бесскорбненская Солдатская Чайкинская Восточио-Отрадненская Ровненская Бсломечетепская Терновская Родииковская IV. Каневско-Березг Бейсугская Западно-Бейсугская Каневская Чслбасская Сердюковская Березанская Усть-Лабинская Двубратская Ладожская Северо-Некрасовская Некрасовская Великая V. Тимашевская Брюховецкая Платнировская Медведевская Мышастовская Беляевская 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 64а 65 66 67 68 69 70 71 72 щекий вал 73 73а 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 ступень 84 85 86 87 88
6
Площадь № площади па рис. 1 Площадь № площади на рис. 1
VI. Западно-Кубанский прогиб IX. Ставропольское сводовое поднятие
Бжедуховская 89 Безопасненская 139
Джигинская 90 Кировская 140
Адагумская 91 Октябрьская 141
Псифская 92 Тахта-Кугультинская 142
Куколовская 93 Ипатовская 142а
Крымская 94 Северо-Ставропольская 143
Ново-Троицкая 95 Грачевская 144
Абино-Украинская 96 Кугутская 145
Черноморская 97 Петровская 146
Убинская 98 Сухо-Буйволинская 147
Ново-Дмитриевская 99 Благодарненская 148
Г оряче-Ключевская 100 Садовая 149
Суздальская 101 | Кучерлипская 150
Западно-Кутаисская 102 1 Северо-Мирненская 151
Северо-Кутаисская 103 Мирненская 152
Мирная Балка 104 Сингилеевская 153
Лысогорская 105 1 Ставропольская 154
Заречная 106 | Армавирская 155
Арешкинская 107 Советская 156
Хадыженская 108 Александровская 157
Генеральская 109 1 Успенская 158
Нефтяная ПО Первохерсонская 159
VII. Адыгейский выступ Надзорнепская Кочубеевская 160 161
Майкопская 111 Барсуковская 162
Кужорская 112 Невинномысская 163
Апшеронская 113 Дубово-Балковская 164
Восточно-Кубанская 114 Янкульская 165
Курджипская Дагестаио-Курджипская 115 116 X. Минераловодский выступ
Тульская 117 Нагутская 166
Ярославская 118 Суркульско-Кумская 167
Беноковская 119 Кумекая 168
Безводненская 120 Кавмипводская 169
Ширвано-Безводнепская 121 Воронцовская 170
Ширванская 122 Ессентукская 171
Победа 123 Кисловодская 172
Самурекая Дагестанская 124 125 XI. Вал Карпинского
Красно-Дагестанская 126 Манычская 1
Абадзехская 127 Белоглинская 174
Баракаевская 128 Шар-Царынская 175
Восточно-Баракаевская 129 Приозерская 176
Шедокская 129а Юстинская 177
Очарско-Ухватинская 178
VIII. Моноклиналь Большого Кавказ; 1 Долан-Алдынская 179
Урупская Фроловская 130 131 Бсркультннская Пионерская 180 181
Черкесская Баксанская 132 133 Замьяновская Ковыльная 182 183 184 185 186 187 188
Гунделсновская Цернк-Гельская Корннская Кармадонская О Hlf IlWUlirk'fl ст 134 135 136 137 138 Разночиновская Кирикилинская Бешкульская Тииакская || Ульдючинская
7
Площадь № площади па рис. 1 Площадь ] № площади на рис. 1
Вишневская 189 Арбалинская 237
Возпесеиовская 190 Демьяновская 238
Яшкульская 191 Виноградная 239
Таук-Унгурская 192 Левокумская 240
Бузгинская 193 Апрельская 241
Г ородовиковская 194 Ново-Колодезная 242
Западно-Цубукская 195 Совхозная 243
Цубукская 196 Колодезная 244
Эджинская 197 Величаевская 245
Сайгачья 198 Правобережная 246
Тингутинская 199 Зимнеставкинская 247
Межевая 200 Щукинская 248
Бударинская 201 Плавненская 249
Ново-Георгиевская 202 Поварковская 250
Полдпевская 203 Байджановская 251
Бурульская 204 Надеждинская 252
Нки-Бурульская 205 Бакресская 253
Шарыигольская 206 Солнечная 254
Меклектииская 207 Профильная 255
Салхииская 208 Северо-Кочубеевская 256
Джа и а иска я 209 Курунтинская 257
Кеке-Усунская 210 Зурмутинская 258
Красиокамышанская 211 Урожайпеиская 259
Ермолинская 212 Пушкарская 260
Каспийская 213 Приграничная 261
XII. Мапычский прогиб Восточная Восточно-Безводпси- 262
Касеновская 214 ска я 263
Чабанская 215 Безводная 264
Рагулинская 215а Ново-Кумская 265
Приманычская 216 Подсолнечная 266
Комсомольская 217 Кумекая 267
Закумская 218 Камыш-Бурупиая 268
Прику мекая 219 Долинная 269
Камышовая 220 Правокумская 270
Светлоярская Буйнакская Артезианская 221 222 223 Владимирская Ачикулакская Нефтекумская Белозерская 271 272 273 274
XIII. Арзгирская зона поднятии Филиповская 275
Голубинская Арзгирская 224 225 Озск-Суатская Острогорская Южная 276 277 278
Каменская Синебугровская Сельская Серафимовская 220 227 228 229 Краевая Суходольская Полевая Южно-Озексуатская 279 280 281 282 283 284 285 286 287 9R8
Гороховская Давсунская Южио-Спасская Выгонная Ново-Александровская zoo 231 231а 232 233 Сарсазанская Молодежная Курган-Амурская Волынская Култайская
XIV. Прикумская зона поднятий Ковыльная Русский Хутор Южный Русский Хутор Северный 289
Шангрыкская 234 290
Приозерская 235 030 Восход 291
8
Площадь № площади на рис. 1 Площадь № площади па рис. 1
Леваневская 292 Александровская 344
Агасиевская 293 Южпо-Чернолесская 345
Сухокумская 294 Наримановская 346
Южно-Сухокумская 295 Бортовая 347
Мартовская 296 Архангельская 348
Западно-Майская 297 Отказненская 349
Майская 298 Георгиевская 359
Восточно-Сухокумская 299
Октябрьская Перекрестная 300 301 XVI. Кизлярская ( ступень
Даходаевская 302 Орловская 351
Нагайская 303 Каясулинская 352
Равнинная 304 Соломепская 353
Степная 305 Степновская 354
Солончаковская 306 Сизовская 355
Дагестанская 307 II Сухопадииская 356
Уллубиевская Таловская 308 309 Лысогорская Советская 357 358
Юбилейная 310 Бсрезкииская 359
Кумухская Кочубеевская Чкаловская Прасковейская Новомирская Андрей-Курганская 311 312 313 314 315 316 | Вольская Марьинская Куркужин-Заюково Прохладпенская Курская Уваровская Г Я ЛЮГЯРВСКЛ я 360 361 362 363 364 365 366
Южно-Ачикулакская Лесная 317 318 Бурунная 367
Западно-Мектебская 319 XIII. Терско-Каспийский прогиб
Мектебская 320
Союзная 321 Avlli. Херская зона
Махач-Аульская 322 Арак-Далаторесская 368
Ямапгойская 323 Ахловская 369
Кунайская 324 Северо-Малгобекская 370
Бажиганская 325 Малгобск-Вознесснская 371
Стальская 326 Алхазовская 372
Граничная 327 Али-Юртовская 373
Капиевская 328 Горская 374
Тюбипская 329 Эльдаровская 375
Кумбаторская 330 Орлииовская 376
Соляная 331 Хаяи-Кортская 377
Тереклинская 332 ^Минеральная 378
Тарумовская 333 Правобережная 3/9
Ястребиная 380
XV. Чернолесская впадина Брагунская 381
Сергеевская 334 Гудермесская Суворовская (Западно- 382
Журавско-Благодарнен-ская 335 Гудермесская) 383
Журавско-Мирненская 336 XVI12. Сунженская зона
Пошолкннская Северо-Журавская Северная Журавско-Северная Журавская ЗЗоа 337 338 Заманкульская Карабулак-Ачалукская 384 385
339 340 341 Серноводская Закан-Юртовская Старогрозненская 386 387 388
Круглолесская 342 Октябрьская 389
Северо-Нагутская Плло плплг/о а 343 Гойт-Корт 389а
о
Площадь № площади на рис. 1 Площадь № площади на рис. 1
ХУПз. Кабардинская впадина Талгинская 402
Нальчикская 390 Карабудахкент 403
Чегемская 391 Эльдама 404
Иальчик-Долинская 392
Аргудаиская 393
Харбиджинская 394 л¥11б. Южно-Дагестанская зона
Змейская 395
Аргудан-Урухская 396 Махачкалинская 405
XVII4. Черногорская моноклиналь Ачи-Су Избербаш 406 407
Орджонпкндзевская 397 Гаша 408
Датыхская 398 Селли 409
Бенойская 399 Берикей 410
XVII5. Дагестанский клип Дузлак Дагогни 411 412
Миатлинская 400 Хошмензил 413
Истисынская 401 Рубас 414
широтное положение и на юго-востоке смыкается с Березанским валом, вытянутым в субмеридиональном направлении. Складки Каневской зоны вытянуты вдоль Бейсугского разлома, секущего породы фундамента, триаса, юры и, возможно, низы мела. Березанский вал является поперечной структурой и приурочен к системе поперечных разломов, хорошо обоснованных южнее, где они разделяют Западно-Кубанский прогиб и Адыгейский выступ.
Адыгейский выступ в тектоническом отношении является западной частью Адыгейско-Карачаевского массива, выделяемого на северном склоне Большого Кавказа. Отдельные складки, осложняющие Адыгейский выступ, относятся к структурам промежуточного типа (от геоспнклипального к платформенному) и проявляются в мезозойской и кайнозойской толщах.
К востоку от Березанского вала и к северо-востоку от Адыгейского выступа располагается крупная и глубокая Восточно-Кубанская впадина. На востоке ее ограничивает Ставропольское сводовое поднятие. Центральная зона Восточно-Кубанской впадины, где фундамент погружен на глубину около 8000 м, располагается между городами Армавиром и Усть-Лабинском. На того востоке впадина протягивается до Минераловодского выступа, па с вере постепенно выполаживается, сливается с Ейской впадин через Песчанокопскую седловину соединяется с Манычским I гибом. На юго-западе через перемычку между ^сть-ЛаОпнск Адыгейским выступами она соединяется с Западно- \у ПР°Кропо'ткипская впадина расположена между Ставропольским •сводовым поднятием и Каневско-Березанским валом. Jtot ст1Ук турный элемент был намечен в альбе, а сформирован в осповпоа-верхнемеловой и- палеоцен-эоценовый этапы развития.
Южнее Каневской зоны располагается Тимашевская ступень.
10
на которой породы чехла полого погружаются к югу; в ее пределах установлены лишь единичные погребенные антиклинали северо-западного простирания. Южным ограничением Тимашев-ской ступени является Новотатаровская зона разломов.
Западно-Кубанский прогиб представляет собой глубоко погруженную структуру, фундамент которой, по данным геофизических исследований, опущен на 10—12 км. На севере прогиб ограничен Новотатаровским разломом, на юге — Ахтырским, на востоке— Цицинским и Курджипским, на западе — Джигинским, за которым следует впадина Азовского моря. Западно-Кубанский прогиб имеет сложное строение, в пределах этого прогиба выделяется ряд антиклинальных и синклинальных зон.
Основную часть Центрального Предкавказья занимает Ставропольское сводовое поднятие, являющееся самым крупным в Предкавказье положительным поперечным структурным элементом. Собственно Ставропольский свод представляет собой выступ палеозойского складчатого основания. Он отчетливо вырисовывается в осадочном чехле в виде обширной платформенной структуры, несколько вытянутой в субмеридионалыюм направлении. Наиболее приподнятая зона фундамента наблюдается в пределах южной части свода в районе пос. Надзорного. Склон Ставропольского сводового поднятия, обращенный в сторону Азово-Кубанской впадины, крутой, восточный склон относительно пологий. В пределах Ставропольского сводового поднятия развиты локальные структуры типично платформенного строения: больших размеров, с пологими крыльями и изометричпой формы, в то время как структуры южной части свода несут черты, переходные от платформенного к геосинклинальному типу; они узкие, вытянуые, с довольно крутыми крыльями. Ставропольский свод отделен от Большого Кавказа узким, высоко приподнятым и относительно пологим прогибом, который на востоке замыкается и переходит в западное крыло Минераловодского выступа.
Минераловодский выступ, так же как и Адыгейский выступ в Западном Предкавказье, является поперечным поднятием и характеризуется неглубоким залеганием древних пород. Поверхность палеозойского фундамента вскрывается на глубинах до 900 м. В пределах выступа известно несколько пологих брахиантиклиналь-ных складок.
Основную часть Восточного Предкавказья занимает обширная Терско-Кумская впадина. В ее пределах па общем фоне регионального погружения палеозойского основания в южном и юго-восточном направлениях выделяется система тектонических ступеней, поднятий и прогибов.
Одним из наиболее крупных структурно-тектонических элементов Терско-Кумской впадины является Прикумская зона поднятий. Данная структурная единица па севере, юге и западе ограничена разломами. Разломы установлены также и внутри этой зоны; они рассекают ее па ряд ступенчато расположенных блоков, погружающихся па юго-восток. Поверхность фундамента в Озек-
11
Суатском районе вскрыта на глубине 3400—3500 м, в районе Кизлярского залива Каспийского моря — 4500—5000 м. Прикумская зона поднятий осложнена куполовидными и брахиантиклинальны-ми складками. В южной части зоны отдельные структуры размещены линейно и имеют субширотное общекавказское простирание. Северо-восточная часть Прикумского поднятия включает значительное количество куполов, которые группируются в две параллельно расположенные тектонические зоны, простирающиеся с северо-запада на юго-восток.
Ставропольское сводовое поднятие и Терско-Кумская впадина отделяются от расположенного на севере вала Карпинского системой Манычских прогибов. Последняя прослеживается от западного побережья Каспийского моря до северной оконечности Ростовского выступа. Манычская система прогибов погружается в юго-восточном направлении; в этом же направлении происходит и нарастание глубин фундамента от 1000—1400 м на северо-западе до 4500 м и более на юго-востоке.
На северо-западе Прикумская зона через Арзгпрское поднятие сочленяется с северо-восточной оконечностью Ставропольского сводового поднятия. Мощность осадочного чехла поднятия 3000—3500 м.
Черполесская впадина представляет собой глубоко погруженную депрессиоиную зону, отделяющую Ставропольское сводовое поднятие от Прпкумской зоны поднятий. В северо-восточном направлении Черполесская впадина постепенно теряет своп очертания и переходит в платформенный склон (Кизлярскую ступень). Кизлярская ступень по своему строению может быть сопоставлена с Тпмашевской ступенью Лзово-Кубанекой впадины.
К югу от Прпкумской зоны поднятий выделяется Терско-Каспийский передовой прогиб, в пределах которого развит ряд протяженных складчатых зон. Наиболее крупная из них — полоса передовой складчатости Кавказа, отчетливо подразделяющаяся на три тектонические зоны: Терско-Сунженскую, Южно-Дагестанскую и Дагестанскую зону прибортовых третичных складок, или Дагестанский клин.
В пределах Терско-Суиженской зоны выделяются две крупные, параллельно расположенные антиклинальные зоны Сунженская и Терская. Они состоят из цепи линейно и кулисообразно расположенных антиклиналей и брахиаитиклиналей, осложненных серией крупных профильных и диагональных разрывных нарушении с амплитудами от сотен до 2—2,3 тыс. м. Особенностью строения локальных структур Терской и Сунженской тектонических зон является дисгармоничная складчатость с наличием целою ряда структурных этажей.
Дагестанский клин представляет собой сложнопостроеипы тектонический выступ, характеризующийся резким изменением простирания складчатости структур с широтного (Терско-Суи-женская зона) на субмеридиоиальиос (Южно-Дагестанская зона) .
12
Южно-Дагестанская зона включает две антиклинальные зоны — Западную и Восточную, которые отличаются от Терской и Сунженской более ранним заложением и сравнительно простым глыбовым строением верхнеюрско-мелового структурного этажа.
Внешняя часть Терско-Каспийского прогиба изучена слабо. В целом эта область характеризуется развитием промежуточной складчатости, более тяготеющей к прерывистому платформенному типу. В этой части прогиба по данным сейсморазведки выделяются Притеречная антиклинальная зона и Терско-Сунжеискпи наложенный прогиб. В Притеречной зоне выявлены обособленные локальные поднятия, которые представляют собой куполовидные структуры с амплитудами от нескольких десятков до 200—300 м. Терско-Сунженский прогиб сложен мощной толщей мезокайнозой-ских отложений — около 10 км. Здесь сейсморазведочными работами выявлен ряд локальных поднятий.
Вдоль южной границы Предкавказья протягивается моноклиналь северного склона Кавказа, осложненная глубинными разломами, дополнительной складчатостью и поперечными выступами. В этой области наболее широко развиты юрские и меловые отложения, которые слагают различные морфологические типы структур: структурные выступы, тектонические террасы и флексуры, столовидные структуры и брахиантиклинали.
Таким образом, современный структурый план Предкавказья сформировался в результате сложных преобразований, в которых важнейшую роль сыграли глубинные и региональные дизъюнктивные нарушения.
1.2. Литологическая характеристика мезозойских отложений
В строении осадочного чехла Предкавказья принимает участие мощная толща (от 2 до 12 км) мезокайпозойских пород. Геологическое строение, история развития и нефтегазоносность региона изучались в естественных обнажениях и по данным бурения глубоких скважин многими авторами. Нами рассматриваются только мезозойские отложения.
Триасовые отложения вскрыты в пределах Восточного (площади Максимокумская, Закумская, Колодезная, Величаевская и др.), Центрального (Северо-Ставропольская) и Западного Предкавказья (Старо-Минская, Каневская, Крыловская и др.). Отложения представлены в основном песчано-глинистыми, песчано-карбонатпыми, а также вулканогенно-осадочными породами. Вскрытая скважинами мощность отложений достигает 2000— 3000 м.
Нижне-среднеюрские отложения' представлены песчаниками, алевролитами и песчано-глинистыми породами. В Западном Пред-’ кавказье наибольшие мощности приурочены к Восточно-Кубанской впадине — около 2000 м — и Западно-Кубанскому прогибу 2500—3000 м (условно, по геофизическим данным). В прогибах
13
накапливались глинистые осадки с подчиненным количеством песчаных пород. Значительное увеличение количества грубозернистого материала в связи с близостью источников снова отмечается в пределах западного и северо-восточного бортов Восточно-Кубанской впадины. Аналогичная закономерность характерна для нижне-среднеюрских отложений в пределах Центрального и Восточного Предкавказья. Мощность их увеличивается с запада на восток от 20 м (р. Кубань) до 2000 м и более (Терско-Кумская впадина). Наиболее полные разрезы нпжне-среднеюрских отложений наблюдаются в геосинклпналыюй области. На территории Чечено-Ингушетии их мощность превышает 9000 м (р. Чанты-Аргун). В Терско-Кумской впадине эти отложения включают песчаные пласты с хорошими коллекторскими свойствами.
Верхнеюрские отложения, несмотря па их большое литологическое разнообразие, расчленяются на терригеппо-карбонатную, карбонатную и соленоспую толщи. Верхнеюрские отложения мощностью до 1300 м обнажаются главным образом в пределах Северо-Кавказской моноклинали. Эти же отложения широко распространены и севернее: в Восточно-Кубанской впадине и в смежной части Западно-Кубанского прогиба. Наибольшую мощность они имеют в центральной части Восточно-Кубанской впадины на площади Лабинской (2100—2200 м). В пределах Западно-Кубанского прогиба развиты преимущественно карбонатно-терригенные осадки платформенного типа мощностью 1000—1500 м.
В пределах Восточного Предкавказья верхнеюрские отложения вскрыты на глубинах до 5800—6018 м (площадь Бурунная). Эти отложения отсутствуют па значительной части территории, где на размытой поверхности средней юры несогласно залегают отложения нижнемелового возраста. В западном и восточном направлениях от Северной Осетии и Кабардино-Балкарии мощность ярусов верхнеюрского возраста заметно сокращается и карбонатные отложения постепенно замещаются терригенными пестроцветными образованиями, часто сильно загипсованными и содержащими линзы гипсов.
Соленосные отложения верхпеюрского возраста выходят па поверхность вдоль всего северного склона Кавказского хребта на расстоянии около 600 км и погружаются в центральных частях крупных прогибов на глубину до 3000 м и более [93]. В современном тектоническом плайе площадь распространения галогенных км2) охватывает в пределах Западного Западно-Кубанского передового прогиба, прогиб, Адыгейский выступ и Северо-Кав-А ’ Т-Т ____хх т^ттттг»Г»ТТПГ-
образований (50 тыс. Предкавказья часть Восточно-Кубанский цг----,
казскую моноклиналь. В Центральном Предкавказье г ные и соленосные толщи развиты на участках восточного о Р леиия Минераловодского выступа. Моноклинали северной) на Кавказа, в Кабардинской и Чериолесской впадинах и £пзл' ской ступени. Далее на восток они установлены в Терско-Касш ском передовом прогибе и выходят в сводах крупных аптпклшп лей в известковом Дагестане. Гипсоносные отложения обнажают
14
ся в юго-восточной части Дагестана и вскрыты в Прикумской зоне поднятий. Наиболее мощные и полные разрезы галогенных пород приурочены к участкам максимального погружения крупных депрессий (Восточно-Кубанская, Чернолесская, Терско-Каспийская) и Кизлярской ступени. В восточной части территории разрез характеризуется постоянным присутствием среди галогенных отложений отдельных пластов и пачек карбонатных пород. На западе территории толща имеет существенно галогенно-терригенный состав. Сульфатно-соляной комплекс достигает глубины 1000—1200 м (площади Шедокская, Лабинская, Элистан-жинская).
Соленосные отложения, включающие легкорастворимые соли, выполняют преимущественно центральные части наиболее крупных депрессий Предкавказья. Ближе к периферийным зонам отрицательных структур эти образования сменяются сульфатными, сульфатно-карбонатными, карбонатными, карбонатно-терригенными и терригенными породами.
Соленосные породы в Восточно-Кубанской впадине вскрыты редкими скважинами в полосе неглубокого залегания верхнеюрских отложений в междуречье Фарс — Большая Лаба и на нефтегазопоисковых площадях. Отложения представляют собой чередование пластов и прослоев гипсов, ангидритов и каменной соли с редкими пропластками мергелей и глии.
Строение и вещественный состав эвапоритов детально изучен на Моноклинали Большого Кавказа при разведке Шедокского месторождения каменной соли. К северу от описанного участка галогенный комплекс погружается па глубину 3000—4000 м и более.
В Восточно-Кубанской впадине и на Адыгейском выступе соль вскрыта в пределах Лабинской, Кужорской, Ярославской и других нефтегазоразведочных структур. В осевой части Восточно-Кубанской впадины максимальная мощность галогенной толщи достигает 1200 м.
В Центральном и Восточном Предкавказье галогенный комплекс отложений перекрывается повсеместно пачками сульфатных и карбонатных пород. Он вскрыт на многочисленных площадях: Вольской, Лысогорской, Марьинской, Гунделеновской, Сухо-•падинской и других (см. рис. 1), Моноклинали северного склона Кавказа и Кизлярской ступени. Наиболее четко прослеживается западная и юго-западная граница площади развития галогенных отложений, которая проходит вдоль Северо-Кавказского краевого массива. На юге и юго-востоке галогенные отложения замещаются карбонатными и сульфатно-карбопатными породами северного склона Моноклинали Большого Кавказа и области третичных складок Чечено-Ингушетии и Дагестана. На севере линия выклинивания соленосных отложений, вероятно, проходит в непосредственной близости от зоны краевых мезозойских антиклинальных поднятий (Курское, Галюгаевское, Брагунское и др.). И действительно, материалы бурения на некоторых площадях Киз-
15
лярскоп ступени, расположенных севернее этой зоны дислокаций свидетельствуют об отсутствии соляных пород в разрезе верхней юры. Восточная граница развития галогенного комплекса ориентировочно проводится по западному окончанию Терско-Сулакско-го прогиба^ Состав галогенных отложений не остается идентичным по всей территории их распространения.
Сульфатно-соляной комплекс большой мощности (около 1000 м) вскрыт в юго-восточной части эвапоритового бассейна, в районе западного окончания Варандийской антиклинали, осложняющей Черногорскую моноклиналь (структура Элистанжинская).
Соленосные отложенпя верхней юры обнаружены бурением на глубинах более 4000 м под террпгенно-карбонатными породами беррпаса в пределах Черногорской моноклинали на Датыхской структуре и в центральной части Терско-Каспийского прогиба вдоль Терской и Сунженской антиклинальных зон (структуры Малгобек-Вознесенская, Карабулак-Ачалукская и Заманкуль-ская).
Область распространения соленосных пород с запада и севера окаймляется сульфатно-терригенным комплексом отложений, слагающих прпбортовые части Кизлярской ступени, Чернолесской впадины, восточный и юго-восточный склон Минераловодского выступа и моноклиналь Большого Кавказа в междуречье Малый Зеленчук — Баксан.
Нижнемеловые отложенпя развиты на всей платформенной территории Западного Предкавказья и представлены терригенной формацией. В Западно-Кубанском прогибе отмечаются наиболее полные разрезы формации начиная от готерпва, а в ряде мест — валанжина, и кончая альбом. В готерпве, барреме и нижнем апте границы бассейна расширяются, охватывая центральные части Западно-Кубанского прогпба и Восточно-Кубанской впадины. Средпе-верхпеаптские осадки широко развиты на территории Западного Предкавказья и имеют в основном песчано-алев-рито-глинистый состав. Особенностью пород верхнего апта, развитых в северной (Ейско-Березанскпй) и восточной (Армавирский) частях района, является распространение вулканогенных образований, представленных эффузивами и их туфами. Начало альбского века знаменуется широкой трансгрессией в связи с опусканием почти всей территории Западного Предкавказья. Формируются песчаники и алевролиты с глауконитом.
Нижнемеловая толща Центрального и Восточного Предкавказья представлена карбонатными, террпгенно-карбонатными и терригенными отложениями. Валанжинские отложения (доломиты, известняки, мергели) развиты только на северном, Кавказа и в районе Передовых хребтов Чечено-Ингушской АССР. В готеривском и барремском веках трансгрессией моря были охвачены новые районы Предкавказья и на всей территории Восточного Предкавказья существовал морской режим. В северо-запад-ном и северо-восточном направлениях отмечено увеличение терригенного материала и замещение карбонатных пачек песчаника
16
ми и алевролитами. Альб-аптские отложения представлены толщей глин, песчаников, алевролитов и аргиллитов. В Прикумской равнине мощность этих отложений изменяется от нуля до 700 м. В пределах Южного Дагестана мощность апта достигает 250— 300 м, альба — 250 м. В предгорных районах Чечено-Ингушетии мощность апта колеблется от 100 до 180 м, альба достигает 350 м.
Верхнемеловые отложения распространены почти на всей территории Западного Предкавказья. Отсутствуют они на некоторых участках Армавирского района, на площадях Бейсугской и Ширвано-Безводненской. Терригенно-карбонатные отложения могут быть расчленены па три части, характеризующиеся различными литологическими особенностями. В низах выделяется терри-генно-карбонатная толща (сеноман), сложенная преимуществено мергелями. Выше по разрезу залегает карбонатная толща (верхний турон, коньяк, сантон), в которой преобладают известняки. Верхнюю часть разреза составляет толща терригенных пород (кампан, Маастрихт, дат), сложенная главным образом известковистыми глинами. Общая мощность верхнемеловых отложений рассматриваемой территории изменяется от 50 до 700 м.
Верхнемеловые отложения Центрального и Восточного Предкавказья сложены мощной и сравнительно однообразной толщей известняков с прослоями мергелей и редкими прослоями мелкозернистого сильно сцементированного песчаника. В Терско-Кумской равнине в маастрихтских отложениях появляются прослои писчего мела. Мощность верхнемеловых отложений достигает максимума в районе р. Элистанжи (1500 м) и в Горном Дагестане (1200—1300 м). В остальных частях территории мощность этих отложений снижается до 200 м и менее.
1.3. Гидрогеологические особенности мезозойских отложений
История гидрогеологических исследований Предкавказья начинается с XII в. Основные ее этапы подробно рассмотрены в монографии Г. М. Сухарева и М. В. Мирошникова (1963 г.). Гидрогеология мезозойских отложений описана в большом числе опубликованных работ, из которых в первую очередь должны быть отмечены исследования М. С. Бурштара и др., А. Д. Бизнигаева и др., С. Б. Вагина и И. В. Яворчука, А. В. Данова и А. И. Поливановой, И. Н. Егоровой и др., А. А. Карцева, С. Б. Вагина, Е. А. Баскова, В. Н. Корценштейна, И. Г. Киссииа, В. М. Николаева, К- Е. Питьевой и др., Г. М. Сухарева, Г. И. Пустоваловой, С. А. Шагоянца и др. Наиболее детальные и разнообразные исследования проведены А. М. Никаноровым, Г. П. Волобуевым, Л. Н. Шалаевым, О. Б. Барцевым, а также В. С. Котовым, Д. И. Рогожиным, М. В. Мирошниковым с сотрудниками, А. С. Панченко и Н. С. Шумейко.
2 Заказ № 291
17
Водоносный комплекс верхнемеловых отложений. В пределах Западного Предкавказья этот водоносный комплекс приурочен к трещиноватым известнякам, занимающим стратиграфический диапазон от верхнего туропа до нижнего сантона. Кампан-маастрих-тские отложения представлены глинистой пачкой.
Гидростатические напоры снижаются от полосы выходов (600—633 м) в сторону Темиргоевской (338 м) и Южно-Хады-женской (97,6 м) структур. Воды источников пресные гпдрокар-бонатпые натриевые, реже сульфатные натриевые. Слабосолоноватые воды аналогичного состава были получены из скважин, пробуренных вблизи выходов верхнемеловых отложений на поверхность.
К северу, с удалением от зоны питания и с увеличением глубины залегания комплекса, минерализация вод возрастает до 50— 65 °/оо- Воды приобретают хлоридпый натриевый состав. В водах присутствуют под, бром, а также бор, цезий, рубидий, стронций, NH4.
Газопасыщеиность вод невелика. Упругость растворенных газов колеблется от 1,94 до 9,42 МПа при пластовом давлении 16,9—21,8 МПа [39]. Водорастворепный газ па 88,55—90,73 % представлен метаном, содержание тяжелых углеводородов достигает 7,1 %, количество углекислоты — 0,34—4,35 %, азота — 7,0%.
В пределах Центрального Предкавказья данный комплекс развит повсеместно за исключением Армавиро-Убежспского района. Максимальные гидростатические напоры (817 м) зафиксированы в пределах Минераловодского выступа. В целом падение напоров происходит с юга на север.
Вблизи выходов верхнсмсловых отложений па поверхность и в пределах Минераловодского выступа распространены пресные или солоноватые воды. В анионном составе преобладают гидрокарбопаты пли солоноватые воды. В анионном составе преобладают гидрокарбопаты и сульфаты, в катионном -— натрий и кальций. В северном и северо-восточном направлениях минерализация возрастает. Воды приобретают хлоридпый натриевый состав. На большей площади Центрального Предкавказья распространены воды с минерализацией 30—58%», и лишь в северной и северо-восточной частях описываемой территории минерализация вод достигает 70—75 %о- Газовый состав комплекса представлен преимущественно углеводородами. В незначительных дозах присутствуют азот и углекислый газ.
Верхнемеловые отложения, представленные трещиноватыми известняками, повсеместно развиты и в Восточном Предкавказье. Водообилыюсть трещиноватых известняков в южной части описываемого региона очень высока: притоки вод достигают десятков тысяч кубических метров в сутки (площади Датыхская, Ьерикси). На площадях Терско-Суижеиской области устойчивые приюки вод превышают 1000 м3/сут. К северу дебит скважин уменьшается.
Вблизи выходов па поверхность отметки напоров вод верхпе*
18
меловых отложений изменяются от 650 до 850 м. С погружением в Терско-Каспийский прогиб они растут и становятся сверхгпдро-статическими *. Наиболее высокие отметки пьезометрических напоров вод верхпемеловых отложений, достигающие 2179— 2700 м, отмечаются в Притеречной области и в пределах Передовых хребтов, откуда напоры постепенно снижаются к югу и запа^-ду-северо-западу [26]. На большинстве площадей Прнкумской зоны поднятий также выделяется область аномально повышенных напоров с максимальными отметками до 1000 м. Эта территория на юге непосредственно примыкает к районам Терско-Каспийского прогиба с аномально высокими напорами и является как бы их естественным северным продолжением. В пределах описываемого региона отметки пьезометрических напоров вод верхнемеловых отложений почти повсеместно заметно превышают отметки вод нижнего мела и юры.
Воды верхнемелового комплекса вблизи зоны раскрытого залегания пресные и солоноватые. С погружением отложений минерализация резко увеличивается и воды приобретают хлоридный натриевый состав. По целому ряду площадей Восточного Предкавказья наблюдается значительное опреснение в верхней части разреза. Следует отметить, что опресненные воды верхпемеловых отложений отличаются от высокоминерализованных аномально высокими напорами; минерализованные воды (58—76 °/оо) характеризуют участки разреза с пониженными напорами, близкими к гидростатическим.
Район Передовых хребтов характеризуется довольной сложной я своеобразной гидрохимической обстановкой. Подземные воды верхнемеловых отложений всех площадей обладают сходным химическим составом и имеют минерализацию 35—48V На ряде площадей были отмечены положительные гидрохимические аномалии. Появление аномалий объясняется поступлением по разрывным нарушениям вод высокой минерализации из подстилающих нижнемеловых отложений и последующим смешиванием их с водами верхпемеловых отложений.
За последнее время на некоторых локальных нефтегазоносных •структурах верхнемелового комплекса рассматриваемого района получены солоноватые и соленые воды (1—30 %0) сульфатнонат-риевого и гидрокарбонатнонатриевого типа (воды аномально низкой минерализации). Установлено, что эти воды имеют конденсационный генезис и связаны с процессами образования залежей нефти и газа [69]. В водах верхнемеловых отложений обнаружены повышенные концентрации иода (Черполесская впадина, область Передовых хребтов), а также брома, бора и других микроэлементов.
Воды верхпемеловых отложений Восточного Предкавказья характеризуются [65] преимущественно метановым составом рас-
1 Под сверхгидростатпческпм давлением (СГПД) понимается пластовое дав ление, превышающее гидростатическое.
9*
19
творенного газа. Содержание метана изменяется от 57 до 94 %, тяжелых углеводородов — от 3,8 до 13,2%. Исключением является северо-западная часть Прикумской зоны поднятий. Здесь получен пестрый состав водорастворешюго газа: в одних случаях преобладает метан, в других — азот, в третьих — водород. Газоиа-сыщеппость вод увеличивается в сторону погружения отложений и изменяется от 264 до 2912 см3/л в Прикумском районе, от 920 до 1665 см3/л в Чернолссской впадине и от 1125 до 2911 см3/л в районе Передовых хребтов.
Водоносный комплекс нижнемеловых отложений. В пределах Западного Предкавказья воды нижнемеловых отложений приурочены в основном к пачкам песков, песчаников, алевролитов. Водообилыюсть отложений изменяется в широких пределах — от единиц до сотен кубических метров в сутки.
Приведенные напоры изменяются от 580—480 м близ области питания до 200 м (площадь Расшеватская) и 100 м (площадь Бейсугская) [39]. Движение вод наблюдается в двух направлениях. Основной поток имеет северо-западное направление (вдоль Капевско-Березанского вала в район площади Бейсугской). Другой поток направлен к северу.
В области выходов, а также в зоне активного водообмена (Каневско-Березанскпй вал) развиты пресные, солоноватые и соленые воды преимущественно гидрокарбопатнонатриевого и сульфатпоиатрпсвого типов (по В. Л. Сулину (1948 г.)). С погружением отложений, в условиях весьма затрудненного водообмена, минерализация увеличивается и достигает 58—67 %0. Состав вод хлоридпый натриевый. По направлению движения потоков вод заметно значительное опреснение. В воде присутствуют под, бром, бор, рубидий, цезий, стронций.
В составе растворенного газа преобладает метан. Маскималь-пая концентрация углекислоты (до 39 %) наблюдается на локальных площадях в высокотемпературных зонах. Газопасыщепность вод продуктивных структур изменяется от 1800 до 5627 см°/л.
В Центральном Предкавказье водоносные породы представлены песчаниками, алевролитами, реже трещиноватыми карбонатными отложениями. Водообилыюсть пестрая. В пределах Минераловодского выступа дебиты источников и скважин нередко превышают 300—400 м3/сут.
Гидродинамическая обстановка описываемого комплекса па части территории контролируется наличием зоны питания на северном склоне Кавказа. Отсюда воды движутся в северном направлении [84]. В нижней части комплекса с погружением отложений на ряде площадей фиксируются СГПД.
Вблизи зоны раскрытого залегания, а также в пределах и пераловодского выступа и южной части Ставропольского сводово го поднятия распространены солоноватые и соленые воды пестрого состава. К северу минерализация возрастает и досгшаст 80—95 %0. В воде обнаружены иод, бром, бор, стронции, N1 ц.
20
Водорастворенные газы преимущественно углеводородного состава. В районе Минераловодского выступа газовый состав вод представлен углекислым газом. Газонасыщенность вод в среднем колеблется в пределах 1000—1800 см3/л и лишь на отдельных площадях достигает 2700—3050 см3/л.
В Восточном Предкавказье приведенные напоры вод нижнемеловых отложений вблизи зоны раскрытого залегания достигают 850—921 м (восточное погружение Минераловодского выступа,, северный склон Большого Кавказа). На остальной части южной зоны Восточного Предкавказья широко распространены в отложениях неокома воды с аномально высокими напорами. В отложениях апта площадь гидродинамических аномалий сокращается и достигает минимума в отложениях альба. Максимальные отметки приведенных напоров зафиксированы в Прптеречной области (2760—3279 м). Зона повышенных напоров отмечается по направлению от Минераловодского выступа к Пятигорску — При-кумску и к северу от Арзгира.
Опресненные воды широко распространены к северо-востоку от Минераловодского выступа. Минерализация от 2 до 6 °/оо, со-став пестрый. А'Тинерализация вод резко возрастает к востоку от Минераловодского выступа, постепенно увеличивается также к северу и северо-востоку от него. В южной части Восточного Предкавказья вблизи выходов нижнемеловых отложений на поверхность ограниченно распространены воды современной инфильтрации (1—10 %о)- При погружении отложений солоноватые воды резко замещаются глубинными рассолами хлорпдного натриевого и кальциево-натриевого состава. На ряде площадей из подошвы водоносного комплекса нижнемеловых отложений (кровли верхнеюрскпх) получены крепкие рассолы (154—270 °/оо)-В водах нижнемелового комплекса определены под, бром, а также бор, цезий, рубидий, стронций.
На большей части Восточного Предкавказья выделяется [65] зона метановых вод. Вблизи выходов мезозойских отложений на северном склоне Кавказа и в Прикумском районе отмечена зона вод пестрого газового состава. В пределах этой зоны в одних случаях преобладают углекислый газ, азот, в других — метан или водород, причем максимальная газонасыщенпость характерна для зоны, метановых вод.
Водоносный комплекс верхнеюрских отложений. В осадочной толще верхней юры широкое развитие имеют карбонатные и соленосные образования.
В пределах Западного Предкавказья водообильность источников и скважин колеблется от 10 до 400 м3/сут, в отдельных случаях достигает 4000 м3/сут. Снижение гидростатических напоров происходит с юга (861 м) па север и северо-запад (400 м). На отдельных площадях в северной и западной частях района отмечены СГПД (952—1215 м). В южной части Центрального Предкавказья наиболее высокие отметки пьезометрических напоров зафиксированы на Березовском месторождении минеральных
21
вод (вблизи г. Кисловодска) —от 1070 до 1231 м. К северу и северо-востоку они закономерно понижаются до 300—400 м на площади Армавирской. Водоносный комплекс в пределах Минераловодского выступа отличается значительной водообильностыо — до 1000 м/сут и более. В южной части Восточного Предкавказья (вблизи области раскрытого залегания комплекса) отметки пьезометрических напоров вод колеблются от 770 до 850 м. На остальной части района (Черполесская впадина, Терско-Каспийский прогиб) получают широкое распространение воды с аномально высокими пьезометрическими напорами (до 2312 м). В Прикумской зоне поднятий отметки уровней изменяются от 280 м и более в южной части до 100 м и менее на севере. Водообпль-ность комплекса достигает 3000—3500 м3/сут.
Минерализация вод в области раскрытого залегания пород, как правило, не превышает 5—6 %о- Состав вод преимущественно сульфатный кальциевый. Минерализация вод заметно возрастает с погружением отложений. В преобладающем большинстве случаев глубина проявлений в верхнеюрских отложениях рассолов с минерализацией более 95 °/оо находится в пределах 3500—5400 м. На обширной площади распространения соляпо-ангпдритовой толщи вскрыты воды с минерализацией, превышающей иногда 300 °/оо-При этом весьма крепкие рассолы зафиксированы как па больших (4000—5000 м), так и на значительно меньших (2000—3500 м) глубинах. Состав крепких рассолов, как правило, хлоридпый каль-циево-патриевый. На отдельных площадях высокомипсрализовап-ныс воды имеют хлоридпый натриевый состав. В крепких рассолах содержание микроэлементов изменяется в широких пределах.
Газопасыщсппость подземных вод всрхпсюрских отложений изменяется от 445 до 3830 см3/л, причем опа минимальная в пределах Ставропольского сводового поднятия, вала Карпинского и в Чериолссской впадине. Состав газов преимущественно метановый. Район Минераловодского выступа характеризуется доминирующим содержанием СО2. Газонасыщенность вод изменяется от 3200 до 20 983 см3/л.
Водоносный комплекс средне-нижнеюрских отложений. Подземные воды средне-нпжпеюрского возраста приурочены к песчано-алевролитовым образованиям.
В пределах Западного Предкавказья отмечены самые различные по интенсивности притоки пластовых вод — от 1 до 240 м3/сут. На площадях, расположенных вблизи зоны современной инфильтрации, приведенные напоры составляют 750—900 м. В северо-западной части региона напоры снижаются до 172 м.
Минерализация вод вблизи области питания колеблется от 3 до 15%о, состав изменяется от гидрокарбопатного натриевого до хлоридиого натриевого. С удалением от области питания минерализация возрастает до 30—82 %0. Воды хлоркальциевого типа, состав хлоридпый натриевый и кальциево-иатрисвый. На отдельных площадях определены калий, стронций и другие микроэлементы. Вблизи зон трансгрессивного контакта с комплексом
99
нижнемеловых отложений миерализацпя вод снижается, ^азона-сыщенность изменяется от 2917 до 6420 см3/л. По составу газ преимущественно метановый.
В пределах Центрального и Восточного Предкавказья отложения нижней и средней юры отсутствуют на значительной территории. Наиболее высокие отметки пьезометрических напоров вод этого комплекса отмечаются в западной части Минераловодского выступа — 1070 м. В Центральном Предкавказье пьезометрический напор снижается от 1000—1100 м вблизи выходов на поверхность до 300—400 м в северной части распространения комплекса. В южной части Восточного Предкавказья отметки напоров вблизи выходов отложений на поверхность составляют 800—850 м. К северу, с погружением осадков, они возрастают до 1024 м. На остальной территории южной части Восточного Предкавказья отложения средней и нижней юры погружаются па значительные глубины (> 5000 м) и пока ие опробованы скважинами. В южной и восточной частях Прикумского района абсолютные отметки приведенных пьезометрических напоров вод составляют 300—370 м. В елом они понижаются с юга на север до 82, 4 м на Бузгинском поднятии вала Карпинского.
В южной части Центрального и Восточного Предкавказья распространены опресненные воды пестрого состава с минерализацией до 15 °/оо- С погружением отложений в северном направлении водообмен затрудняется, и минерализация возрастает до 50—60 °/00. В пределах Восточного Предкавказья минерализация достигает 120 % о- В Прикумской зопс поднятий и в прилегающих районах рассматриваемый водоносный комплекс изучен наиболее полно. Минерализация вод здесь изменяется от 95 до 135 °/оо- Опреснение вод наблюдается в юго-западной части рассматриваемого района (45—90 %0). Возрастание минерализации отмечается с юго-запада на северо-восток. На площадях Терс-клинской и Тарумовской вскрыты крепкие (140—183 %о) рассолы. Воды в повышенных количествах содержат под, бром, борную кислоту и другие микроэлементы.
Водоносный комплекс триасовых отложений. Этот водоносный комплекс вскрыт и опробован разведочными скважинами на локальных участках, в зонах относительно неглубокого залегания. Сведения о водах отрывочны и не могут достаточно подробно охарактеризовать общие закономерности площадного распространения комплекса в пределах Предкавказья. Так, в глубокопогружеиных зонах к настоящему времени подземные воды не выведены па поверхность.
В пределах Западного Предкавказья водоносный комплекс триасовых отложений изучен главным образом на площадях Адыгейского выступа и Каневско-Березанского вала, а также севернее, в Крыловской и Староминско-Павловской антиклинальных зонах. В южной части триасовые отложения выходят на дневную поверхность на отметках 1450—2080 м. Водовмещающими породами в южной части региона служат трещиноватые и каверноз
23
ные известняки с прослоями песков, песчаников и конгломератов, обгДей мощностью от 20 до 400 м.
Водообильпость отложений относительно высока. Приведенные гидростатические напоры колеблются от 565 до 585 м.
Воды в пределах Адыгейского выступа пресные, состав гидро-карбоиато-сульфатпый натриевый. К северу от Адыгейского выступа водовмещающие породы представлены прослоями песчаников, алевролитов в дислоцированных аргиллитах; здесь распространены воды хлоркальцпевого и хлормагниевого типов (по Сулину), состав хлоридпый натриевый. Минерализация вод колеблется от 20 до 30 %о- К северу минерализация вод возрастает.
Триасовые отложения вскрыты скважинами в пределах Восточного Предкавказья, в основном в Прпкумской районе. Водоносность этих отложении связана здесь преимущественно с трещиноватыми зонами карбонатных пород, а также с терригенными пластами. Водоносный комплекс триасовых отложений характеризуется СГПД. Приведенные напоры изменяются от 243 до 1300 м, что значительно больше напоров в юрских и нижнемеловых отложениях.
Рапсе исследователями отмечалось, что водоносный комплекс триасовых отложений отличается от вышезалегающпх отложений меньшей минерализацией вод (30—90 °/оо), т. е. в этом районе наблюдается отрицательная вертикальная гидрохимическая зональность.
Глава 2
КРАТКИЙ ОБЗОР СУЩЕСТВУЮЩИХ ГИПОТЕЗ ПРОИСХОЖДЕНИЯ И ФОРМИРОВАНИЯ РАССОЛОВ ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ
Проблема формирования подземных вод, имеющая длительную историю, в настоящее время все больше привлекает внимание исследователей, поскольку ее правильное решение имеет не только теоретическое, но и большое практическое значение. Важнейшим вопросом указанной проблемы является вопрос о происхождении глубинных рассолов, количество которых в осадочной оболочке Земли очень велико. Минерализация глубинных рассолов может достигать 640 г/л и более. Подобные сверхкрепкпе рассолы во всех известных случаях сингенетичны соленосным толщам. Генезис основной части подземных рассолов, минерализация которых обычно не превышает 300 %о, в настоящее время интерпретируется неоднозначно.
Для объяснения происхождения и закономерностей распространения глубинных рассолов предложен ряд гипотез. Эти гипотезы можно подразделить па три группы: эндогенные (магмато-генные, ювенильные), инфильтрогенные (метеогепные) и ссдпмен-тогенные (талассогенные).
2.1. Эндогенное направление
В основе идей, развиваемых в эндогенном направлении, лежит представление о поступлении рассолов из мантии в нижние горизонты осадочных бассейнов. Развитие данного направления в прошлые века было обусловлено общей тенденцией трактовки плутонического генезиса многих рудных и нерудных полезных ископаемых. Обоснованием данной группы гипотез служит некоторое сходство химического облика подземных рассолов и вод областей современного вулканизма, растворов газово-жидких включений, а также общие соображения об эндогенном происхождении вод океанов.
Наиболее полное и последовательное развитие гипотеза ювенильного происхождения рассолов получила в работах В. Ф. Дерп-гольца. Он относит литосферу и верхнюю мантию к открытым физико-химическим системам. Разность энергетических потенциалов заставляет легколетучие фракции двигаться от высоких энергетических потенциалов к низким (снизу вверх). Основную роль в транспортировке водного флюида Дерпгольц отводит процессу фильтрации. Формирование хлоридных кальциевых и натриево-кальциевых рассолов он связывает с движением ювенильных
25
флюидов через литосферу. Толща литосферы рассматривается им как целая серия своеобразных сит, задерживающих одни компоненты и пропускающих другие. Катионы натрия и калия передвигаются с большей скоростью, чем кальция и магния. Это способствует формированию в верхних частях литосферы хлоридных натриевых вод, в нижних — кальциевых и магниевых.
Идеи ювенильного генезиса основной массы подземных рассолов из магматических расплавов поддерживаются в основном сторонниками неорганического происхождения нефти (Н. А. Кудрявцев, В. Б. Порфирьев, В. А. Кротова, Л. Н. Козин, Э. Б. Чекалюк и др.). Перемещение водных масс до зоны гнпергепеза обычно связывается с процессами диффузии, а также фильтрации и флюа-ции по трещинам и разломам, преобразование иопио-солевого состава—-с метаморфизацией эндогенных растворов в различных минеральных ассоциациях.
Некоторые исследователи считают, что основная роль в формировании соленосных толщ принадлежит магматогенным растворам. Эти представления наиболее полно отражены в монографии В. И. Созапского [97]. Этот автор указывает па «стерильность» соленосных отложений (отсутствие морской фауны в солях) п наличие вулканогенных пород в галогенных формациях, что позволяет ему сделать вывод о формировании солепоспых толщ за счет «ювенильных» горячих рассолов. Выпадение солей из эндогенных растворов Созанский связывает со снижением температуры и давления в верхних частях литосферы. Упомянутые гипотезы имеют небольшое число сторонников в связи с отсутствием достоверных данных, подтверждающих состав «чисто ювенильных» рассолов и сведений о количестве этих рассолов в осадочной оболочке Земли.
2.2. Инфильтрогенное направление
Под пнфильтрогенными водами понимаются подземные воды, проникшие с дневной поверхности в горные породы путем инфильтрации атмосферных осадков и вод поверхностных водных бассейнов через сравнительно мелкие поры и трещины. Различают современную и древнюю инфильтрацию. Современная инфильтрация происходит в настоящее время, начало данного процесса может относиться к более ранним этапам геологической истории региона. Древняя инфильтрация происходила в минув* шие геологические эпохи и прекратилась в связи с погружение^ земной коры, в пределах которой были распространены облает* питания. Эти области древнего питания перекрылись более моло дыми осадками. Инфильтрация может идти непосредственно * атмосферы (пресных водоемов) и в субаквальпых условиях коренных породах, обнажающихся на дне моря. Основная МасС< пнфильтрогеиных вод является метеогенными. В дальнейшем 110 пнфильтрогенными водами подразумеваются воды мстсорно* генезиса.
26
Сторонники ипфильтрогенного (метеогепного) происхождения подземных вод рассматривают состав и минерализацию глубинных рассолов как результат проникновения в пласты и в дальнейшем преобразования поверхностных вод в глубинные рассолы под действием различных физико-химических процессов. Увеличение минерализации и изменение ионно-солевого состава метеорных вод приверженцы ипфильтрогенного направления связывают с различными процессами: с подземным испарением — миграцией пара по контакту жидкой и твердой фаз (М. Е. Альтовский), с испарением воды в образующуюся газовую фазу месторождений нефти и газа (Уошборн, Милне), с гравитационной дифференциацией ионов (К. В. Филатов), с диффузией под влиянием градиента концентрации растворенного вещества (С. И. Смирнов) и температуры (П. Н. Палей), с диффузионно-осмотическими явлениями под влиянием градиента давления (Де-Ситтер, Уайт и др.), с «кислотно-основным» фильтрационным эффектом (Д. С. Коржинский), с «самодиффузией» ионов и молекул воды под влиянием градиента давления в столбе воды (О. Я- Самойлов, Д. С. Соколов), с «выщелачиванием» солевого комплекса пород и их переходе в раствор (Е. В. Ппнпекер, М. А. Гатальский и др.).
Логическим следствием концепции подземного испарения по контакту жидкой и твердой фаз явилась гипотеза Альтовского об образовании соленосных отложений за счет растворенного солевого комплекса метеорных растворов и о формировании нефти из рассеянного органического вещества подземных вод инфильтрационного происхождения.
Взгляды сторонников магматогешюй и инфнльтрогенной гипотез неоднократно были подвергнуты убедительной критике А. М. Овчинниковым, И. К. Зайцевым, И. Б. Вассосвпчсм, М. Г. Валяшко, Л. С. Балашовым, А. А. Карцевым, Е. В. Посоховым, Л. И. Капченко и другими учеными. Несомненно, эти процессы имеют место в конкретной геологической обстановке, по не могут оцениваться как определяющие для всей подземной гидросферы в связи с ограниченными масштабами их проявления.
2.3. Седиментогенное направление
Под седиментогенными водами понимаются воды, захороненные вместе с осадками, в разной степени измененные в стадиях диагенеза и катагенеза. Седиментация может происходить в морях с составом вод, характерным для океана, и в пресных водоемах. В первом случае воды называют талассогенпыми — это морские воды, заключенные в порах осадочных пород, захваченные осадками во время их отложения. Основная масса ссди-ментогенпых вод является талассогенной, поэтому в дальнейшем под седиментогенными водами подразумеваются воды морского генезиса.
27
Образование эвапоритов из морской воды было предугадано еще М. В. Ломоносовым. Научные основы гипотезы седиментационного происхождения минерализованных подземных вод были заложены трудами Н. И. Андрусова, А. Д. Архангельского, В. И. Вернадского, М. Г. Валяшко, Н. И. Игнатовича, Г. Н. Каменского, Лэппа, К- И. Макова, А. М. Овчинникова, Уайта, Ханта и др. Здесь также имеются различные трактовки. Большинство советских исследователей, придерживающихся седиментогенного направления, признают унаследованность общей минерализации от наземных бассейнов осадконакопления, объясняя качественный состав вод дна- и катагепетпческимп изменениями. Средн американских ученых распространены взгляды о частичном образовании рассолов из соленых седиментогепных вод при росте минерализации в результате мембранно-осмотических процессов.
Е. В. Посохов [89] развивает идею об унаследованное™ количественной и качественной характеристик глубинных рассолов от родопачальных наземных бассейнов. Гипотеза Посохова включает представление о «хлоркальциевых морях» и, по-существу, является развитием идеи Ханта—Лэйна. Она базируется на определенных представлениях о химической эволюции гидросферы, согласно которым еще в палеозойскую эру состав океанов сильно отличался от современного, особенно содержанием кальция. По мнению Посохова, современные подземные рассолы хлорпд-пого кальциево-натрпевого и натрпево-кальциевого составов — это почти неизменные захороненные воды древних морей и лагун.
Большинство современных исследователей [11, 37, 38, 45, 47 и др.] придерживаются седпментогеппо-эпигепетпческой (литогс-иетической) гипотезы формирования основной массы подземных рассолов, наиболее полно и логично .объясняющей наблюдаемые факты п закономерности. Согласно этой гипотезе, в качестве первоисточника подземных рассолов (не считая рассолов выщелачивания) признается рапа древних солеродных бассейнов, измененная затем процессами диагенеза и катагенеза, включающими восстановление сульфатов и различные формы обмена катионов (реакции Гедройца, Мариньяка). В таком случае обра- . зовапие рассола и дальнейшее накопление в нем солей должно происходить еще в условиях земной поверхности в результате выпаривания воды под действием солнечной энергии, а наблюдаемые особенности ионно-солевого состава объясняются диа- и катагенетическими процессами. Преобразование химического состава пластовых вод, пород осадочной толщи и трансформация органического вещества — сопряженные во времени и пространстве процессы, которые наиболее интенсивно протекают в экстремальных условиях литогенеза. Минерализация седиментогепных вод в основном должна соответствовать характеру геологических формаций и фаций, слагающих осадочные толщи отдельных артезианских бассейнов. Формирование ионно-солевого состава вод происходит в процессе накопления и преобразования этих формаций.
28
Особое положение занимают возрожденные '(дегидратацион-ные) и конденсатогенные воды. Под возрожденными водами понимаются подземные воды, выделяющиеся из химически связанного состояния при дегидратации минералов (дегидратационные воды). В подавляющем большинстве эти воды-выделяются из минералов осадочного происхождения — глинистых минералов, гипсов, цеолитов. В момент выделения возрожденные воды содержат растворенные вещества в низкой концентрации и по составу близки к метеорным. Под конденсатогепнымп понимаются воды, образующиеся в результате испарения (в газообразные углеводороды) и растворения (в жидких углеводородах) пластовых вод и в дальнейшем конденсации и сепарации их при изменении термобарических условий. Как правило, это воды солоноватые и соленые. Возрожденные и конденсатогенные воды входят в состав седиментогенных пластовых вод, поскольку они возникают в результате процессов преобразования продуктов седиментации (осадочные горные породы и рассеянное органическое вещество, превращенное в углеводороды) [47].
Глава 3
МЕТОДЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
3.1. Выбор оптимального комплекса исследований
Вопросы генезиса подземных вод и рассолов во многом дискуссионны и до настоящего времени являются одной из важнейших теоретических проблем современной гидрогеологии. Решение этой проблемы позволит получить весьма ценную, а в отдельных случаях единственно возможную прогностическую информацию о запасах промышленных вод, залежах каменных солей, рудных и других полезных ископаемых.
По мнению большинства авторов, процессы формирования вод весьма многообразны, причем до настоящего времени вопросы генезиса и формирования состава подземных вод решались главным образом на основании изучения гпдрогеодпнамической обстановки, химического состава воды, включая макро- и микроэлементы, газовых, органических и бактериальных компонентов. Несомненно, что вышеперечисленные методы отражают отдельные стороны этого многогранного природного процесса, по полную картину формирования глубинных рассолов можно получить лишь па основании комплексных исследований природных вод в сочетании с изучением водовмещающих пород.
Законы движения подземных вод в глубинных горизонтах до настоящего времени не выяснены; кроме того, в артезианских бассейнах зачастую наблюдаются значительная литолого-фациальная изменчивость пород п множество тектонических нарушений, играющих роль экранов. Процесс вытеснения седпмептогсппых вод протекает неравномерно. В слабопроницаемых породах он идш очень медленно и требует больших масс ипфильтро! сниых вод, во много раз превышающих объем вытесняемой воды 1116]. Оценка массы иифильтрогепиых вод в артезианских бассейнах, jipoii3 веденная этим способом, является сугубо ориентировочной и не может считаться вполне корректной.
При решении вопроса о происхождении подземных вод Чс1СГ попользуется информация об ионно-солевом составе глу шшьь рассолов. Для определения генезиса подземных вод обычно и . > зуются не абсолютным содержанием элементов, a otiiohici1 между концентрациями макро- и микроэлементов. |1Р.
объективного гидрохимического анализа для установления зиса рассолов в тесной увязке с геологической обстановке гидрогеологическими условиями региона, как правило, иозвол» достаточно уверенно установить происхождение вод и законом^] пости накопления в них отдельных элементов. I ндрохпмически коэффициенты, рекомендованные во многих работах |1'1, 17 и др-1>
30
рассчитаны для современных океанических вод. Для диагностики инфпльтрогенных вод широко используется натрийхлорный коэффициент (отношение ионов в эквивалентных количествах). Для океанической воды эКа/эС1 = 0,87, для рассолов выщелачивания галита эЫа/эС1^1. Следовательно, значения эКа/эС1, .близкие к 0,87, указывают на седиментогенную (талассогенную) природу рассолов,^ если эЫа/эС1 1, то подземные воды имеют ннфиль-трогенный (метеогенный) облик. Аналогично разделение вод и по хлор-бромному коэффициенту (в массовых долях). Значение С1/Вг океанической и морской воды близко к 300, в рассолах выщелачивания оно возрастает до нескольких тысяч. В качестве индикаторов генетического облика подземных вод различные авторы рекомендуют использовать также отношения Ca/Sr, Sr/S, Na/K и др.
М. Г. Валяшко с соавторами [14] проведено исследование закономерностей накопления отдельных элементов в процессе сгущения морской воды и их распределения между раствором и кристаллами выделяющихся из морской воды хлоридов. Для определения принадлежности глубинных рассолов к седиментогепным водам или к ореолу вод выщелачивания им предложены характерные отношения эКа/эС1, Вг- 103/С1, эМд*/эС1 и другие на различных стадиях концентрирования морской воды. Однако этими коэффициентами следует пользоваться осторожно, так как они могут иметь сходные значения в подземных водах различного генезиса (например, в метеорных и магматогенных). Эти данные зачастую интерпретируются неоднозначно, что приводит исследователей к различным, порой противоположным выводам. Следовательно, проводить генетическую диагностику подземных вод, используя только гидрохимические коэффициенты, не совсем
верно.
Наряду с использованием гидрохимических коэффициентов, А. А. Карцев [47] указывал па необходимость изучения жильных образований и вторичной цементации горных пород. Однако исследование этих объектов несет информацию лишь о наименее устойчивых растворенных компонентах подземных вод, ранее мигрировавших по разрывным нарушениям и поровому пространству пород-коллекторов. В работе Карцева (1953 г.) изучались водные вытяжки из пород для оценки солености древних бассейнов осадконакопления. Использование данного метода позволяет выявить ориентировочную минерализацию палеобассейиов седи-
ментации.
Несомненно, цепную генетическую информацию несут в себе горные растворы — воды, получаемые в лабораториях из горных
пород под действием высокого давления па специальных установках Методика изучения поровых растворов детально разработана П. А. Крюковым [57, 58] и получила развитие в трудах ученых занимавшихся подземными водами Северного Кавказа. Горные (поровые) растворы иногда сохраняют облик древних иловых вод басейиов седиментации. Для определения природы
гравитационных подземных вод их сопоствляют с составом горных растворов. В том случае, если их уровни минерализации и ионно-солевые комплексы близки, воды относят к седимептоген-
ным, в случае различного состава считают, что гравитационные воды имеют инфильтрогенный характер. Однако исследователи отмечают, что не только растворы, отжимаемые из глинистых толщ, формируют облик подземных вод, но и последние воздействуют па химический состав поровых растворов. Процесс поступления пластовых вод в глинистые толщи возможен при уменьшении геостатического давления. Следовательно, это подвижное равновесие затрудняет интерпретацию данных и в конечном счете не дает однозначно истолковать генезис подземых вод.
Эти важные и интересные работы были началом, наметившим пути рационального подхода к анализу подобного рода явлений и процессов. В последнее время для Предкавказья предприняты успешные попытки использовать для диагностики генезиса рассо-
лов результаты химического анализа состава газово-жидких включений минералов осадочной толщи и жильных образований. Эти исследования открывают новые перспективы в познании формирования подземных вод. Газово-жидкие включения как дсфект-области кристаллических решеток минералов являются материальными носителями среды минералообразовапия, происходившего из эпигенетических растворов. Вопрос о герметичности включений в минералах большинство исследователей решают положительно. Несомненно, что изучение газово-жидких включений в минералах осадочного чехла песет исключительно важную ген ети чес кую инфо р м а цшо.
Кроме того, очевидно, что отдельные, в том числе и спорные, вопросы формирования химического состава глубинных рассолов должны решаться путем моделирования процессов взаимодействия
в системе вода—порода в пластовых условиях.
Новым направлением гидрохимии является изучение эволюции природных вод в гидросфере Земли (в том числе и подземной) на основе масс-спектрометрпческого исследования их изотопного состава. В настоящее время наиболее эффективными являются методы использования изотопного анализа водорода (D/II) и кислорода (18О/16О) в качестве индикаторов происхождения и истории вод подземной гидросферы. Объективная интерпретация данных о содержании в водах стабильных изотонов в природе дает ключ к пониманию процессов формирования подземных вод за геологическое время. Анализы стабильных изотонов обеспечивают получение достоверной генетической информации, поскольку в природных водах различного происхождения обнаружены опредс лепным образом направленные вариации содержаний дейтерия
изотопа 18О. п
Основная масса воды гидросферы приходится на океан. Оке' _ ническая вода на глубине 500 м и более исключительно однороД' на [123, 120]. Кроме того, доказано, что химический [1, 12, 1JJ 1 изотопный [98, 137] состав воды океана оставался неизменным по
32
крайней мере в течение мезокайнозоя. Крейг [123] предложил определенный набор величин, характеризующих изотопный состав морской воды и обозначаемый им как SMOW (Standart Mean Ocean Water — стандартный средний состав океанической воды) : D/H = (158 ± 2) • IO"6; 18О/16О = (199,4 ± 2,5) • 10"6. Содержание изотопов удобно выражать величиной 6 (%о), которая представляет собой меру отклонения от стандарта. Так, значение б = = +10 %о означает, что данный образец на 10 °/оо, или 1 %, богаче дейтерием или изотопом 18О по сравнению со стандартом SMOW. Отрицательные значения б указывают на относительное* обеднение воды тяжелыми изотопами (D и 18О).
Колебания изотопного состава дождевых вод, снега, леднико-
вого льда, вод различных водотоков, озер и рек подчинены строгим закономерностям: чем больше геофизическая широта района или его высота над уровнем моря (а следовательно, ниже средняя годовая температура воздуха), тем меньше значения D и 18О/16О. Эти закономерности были обнаружены Эпштейном и Маедой [129] и Фридманом [132], а затем учтены Крейгом [122], который показал, что изотопный состав всех метеорных вод .весьма точно отвечает уравнению 6D = 8618O+10 %о. Исследователи [109] с достаточной уверенностью допускают, что линия изотопного состава метеорных вод занимала ее нынешнее положение в течение последних 150 млн. лет.
Следует отметить, что интервалы колебания концентрации стабильных изотопов в различных метеорных водах (дождь, снег, воды поверхностных водоемов и водотоков) одного региона довольно значительны. Средние значения, как правило, наблюдаются в больших реках или водоемах, являющихся интеграторами природных метеорных вод самого различного происхождения.
Мнения ученых о содержании дейтерия и 18О в «ювенильной» воде расходятся. Многие исследователи для получения информации о магматогенной воде изучали пары воды при извержениях вулканов, а также жидкие включения минералов магматических пород, которые не имели контакта с поверхностными и морскими водами. Шеппард и Эпштейн [145] приводят следующие данные о содержании стабильных изотопов в «ювенильной» воде: 6D = = (—48+20) °/оо, б18О = +7...+8 °/оо- Тейлор [109] содержание дейтерия в 95—99 % всех земных магм оценивает как 6D = —50... —85 °/оо, ,8О — как б,8О = +6...+8 °/00.
Как видно из вышеизложенного, наблюдаются значительные различия концентрации дейтерия и 18О во всех генетических разновидностях вод, что служит теоретической основой для выделения
подземных вод различного происхождения.
Исключительно важную генетическую информацию можно получить исследуя концентрации дейтерия и 18О в газово-жидких включениях минералов осадочного чехла. Получение данной информации стало возможным лишь в последние годы в связи с широким применением масс-спектрометрических, декриптометрических, Дериватографических и криометрических определении и разра от-
33
кой и освоением новых методик исследований. Поскольку преобладающую часть мпкровакуолей составляют воды, сингенетичные породам и мало измененные во времени, то они отражают изотопный состав палсобассейиов седиментации. Сопоставляя уникальную информацию об изотопном составе палеоморей и современных подземных вод, можно достаточно уверенно определить процессы формирования последних.
Применение нами такого, казалось бы далекого от гидрохимии, метода исследования, как, например, термометрия, вызвано тем, •что между геотермической историей недр и историей формирования химического состава подземных вод и рассолов существует тесная генетическая связь. Раскрытие этой связи позволило лучше понять трансформацию химического и изотопного состава вод в целом для региона и на локальных площадях.
Каждый из вышеперечисленных методов, используемый в отдельности, имеет определенные недостатки и не может в полной мере раскрыть все стороны такого сложного природного процесса, как формирование состава глубинных рассолов. Необходим комплексный подход к решению этой проблемы с привлечением современных методов исследований [103]. Опыт такого подхода обобщен в настоящей работе. Если различные методы подкрепляют друг друга (дают аналогичные выводы), то генетическая природа глубинных рассолов будет определена объективно и достаточно достоверно.
мм, диаметр 17 мм). Скорость нагрева
3.2. Аппаратура и методика
Количество воды в минералах и кинетика ее выделения при различной температуре изучались иа термической установке «де-риватограф» типа ОД-102/1.
Запись дериватограмм велась с помощью платипо-платиноро-диевой (10 °/о родия) термопары. Нагрев осуществлялся в платиновых тиглях (высота 21 мм, диаметр 17 мм). Скорость нагрева составляла 10 °С/мнн. В качестве инертного материала использовался прокаленный при 1000 °C AI2O3. Навеска пробы составляла в основном 900—-1200 мг. Для одной навески исследуемого вещества дериватограф фиксировал одновременно четыре кривые, температурную (Т), дифференциальную (ДТА), термовесовую (И), дифференциально-термовесовую (ДТГ).
Для установления характера вхождения воды в структуру при родных и синтетических образований были сняты инфракрасны спектры (на спекорде ИК-71 с призмами КВг) в области /О 4000 см-1. Препараты готовились в виде паст в вазелиновом масл и в виде таблеток КВг. Были сняты спектры непрогретых обра цов, а также образцов, термически экспонированных до определе ной температуры. Непосредственно после нагревания во избежав! адсорбции воздушной влаги образцы заливались вазелиновы маслом. Указанные анализы проводились сотрудниками Ростов ского государственного университета.
34
Много внимания уделялось изучению химического состава и концентрации рассолов газово-жидких включений. Определения производились тремя методами: криометрией, с помощью валовых вытяжек и путем ультрамикрохимпческого анализа растворов индивидуальных включений. Метод криометрии был использован для установления концентрации и солевого состава растворов в отдельных вакуолях галита. Охлаждение образцов производилось в криокамере жидким азотом. Рабочий диапазон — от 20 до —150 °C. Так же как и другими исследователями [2, 34, 91, 142 и др.], с успехом применявшими этот метод, за температуру замерзания нами принималась температура в точке образования (плавления) твердой фазы в растворе включений.
Проверка метода осуществлялась па включениях галита, выращенного из эталонных растворов, химический состав и концентрация которых были близки предположительно к природным. Погрешность измерения составляла ±1°С.
Получение валового (усредненного по химическому составу) раствора включений осуществлялось по методике, разработанной О. И. Петриченко применительно к легкорастворимым минералам [86].
С целью проверки результатов, полученных с помощью вышеописанных методик, и для полного познания химического состава флюидов включений каменной соли различной степени метаморфизации был сделан ряд анализов растворов индивидуальных вакуолей. Определение этих компонентов производил Петриченко по разработанной им методике.
Изотопным исследованиям жидкой фазы включений предшествовала подготовка образцов кальцита и перекристаллизованной фауны известняков [23]. Она заключалась в выделении фракции 0,1—0,5 мм, определении температуры кристаллизации минералов с помощью методов гомогенизации и декрпптацпп включений. Затем выделение растворов газово-жидких включений проводилось на установке конструкции Тбилисского государственного университета. Для удаления поровых, сорбированных вод и вод вторичных низкотемпературных консерватов навеска прогревалась до температуры 120—140 °C. Воды газово-жидких включений извлекались в интервале температуры массовой дскриптации (контролировались дериватографом) первичных включений (150—200 °C) и конденсировались в ампулах на металлическом цинке при замораживании жидким азотом. Выделение чистой водной фазы достигалось повышением температуры до —4...—6 °C и выдерживанием образца в течение нескольких минут. Дальнейшее изучение изотопов водорода вод включений проводилось по стандартной схеме на масс-спектрометре МИ-1305, приспособленном для прецизионных измерений, с точностью ±1,5 °/оо-
Подготовка образцов галита, ангидрита, гипса и проведение изотопных исследований в связи со специфическими свойствами этих минералов была несколько отлична от вышеизложенном. Зто обусловлено прежде всего высокими сорбционными свойствами ка
35
менной соли и поведением газово-жидких включении при нагревании. Непосредственно перед проведением изотопных определений тщательно изучались количество воды, кинетика процесса и время, необходимое для выделения воды при различной температуре, а также характер связи воды в структуре минералов. Это осуществлялось на дерпватографе и ИКС-71. Подобный анализ позволил установить, что сорбированная и гигроскопическая вода удаляется в интервале температуры 70—150 °C. Содержание этой воды в природных образцах каменной соли низкое (на 2—3 порядка меньше по сравнению с объемом воды в газово-жидких включениях). Чтобы исключить возможность сорбции воды из воздуха, керн дробился непосредственно перед испытанием, причем отбирались чистые кристаллы естественной формы (1—5 мм) из внутренних зон образцов. Выделение жидкой фазы производилось при 400 °C, объем ее колебался в пределах 0,1 —1,5 %. Температура высвобождения воды из ангидрита была той же, изменялось лишь время экспонирования. Количество воды включений в ангидрите составляло 0,05—0,2 %. Получение кристаллизационной воды из гипса осуществлялось при температуре 300 °C. В соответствии с количеством кристаллизационной воды и воды включений в минералах и чувствительностью масс-спектрометра подбиралась навеска. Оптимальное количество воды, необходимое для проведения анализа, 2—3 мг.
Для выяснения отдельных вопросов было проведено экспериментальное моделирование процессов, происходящих в системе вода—порода, в различных условиях. Наиболее спорным представляется вопрос появления в глубинных рассолах хлоридов кальция. Авторами настоящей работы были проведены экспериментальные исследования возможности перехода кальция из пород (известняки, ангидриты, аргиллиты) в насыщенные рассолы NaCI в широком диапазоне температуры (20—200 °C). В интервале 20 60 °C раствор находился в герметичной стеклянной посуде. Температура поддерживалась постоянной автоматически с точностью ±0,5 °C (пробы были помещены в термостат TV-51). В интервале температуры 60—200 °C раствор находился в толстостенном металлическом сосуде (бомбе) из железо-никелевого сплава. Постоянство температуры обеспечивалось автоматически с точностью ±5 °C (бомба помещалась в стерилизатор горячевоздушпый дентальный STE 72/1).
Для изучения вариаций макро- и микрокомпопситпого состава подземных вод при их сгущении был поставлен опыт по испарению подземных вод (рассол скв. 18, площадь Замапкульская). Испарение производилось при температуре 40 °C в термостате TV-51 с принудительной вентиляцией. На различных стадиях сгущения (упаривание примерно в 2 и 4 раза) производился отбор проб И определялись химический (макро- и микроэлементы) и изотопны11 составы растворов.
аргиллиты) в насыщенные рассолы NaCI в
Глава 4
ГЕНЕЗИС И ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД И РАССОЛОВ
Воды подземной гидросферы проходят длительный и сложный путь формирования как на поверхности, так и в недрах Земли. В начальный период существования седиментогепиые воды находятся в относительном физико-химическом равновесии с водовмещающими осадками. Изменение термодинамической обстановки приводит к нарушению этого равновесия. В процесс вовлекаются не только гравитационные воды, содержащиеся в порово-трещинном пространстве пород и газово-жидких включениях минералов, но и воды, прочно связанные в структуре твердого субстрата (кристаллизационные, конституционные и др.). Трансформация химического и изотопного состава воды сопряжена во времени и пространстве с преобразованием пород осадочной толщп. Большое влияние на становление ионно-солевого состава крепких и весьма крепких подземных рассолов оказывает верхпеюрская соленосиая толща, поэтому особое внимание в данном разделе уделяется исследованию галогенных минералов, слагающих ее.
4.1. Геохимические исследования галогенных минералов
Исследовались образцы каменной соли, гипса и ангидрита, отобранные по разрезу верхнеюрской галогенной формации в интервале глубины 300—4800 м. Минералогический состав и облик солей Шедокского месторождения (глубина залегания 300— 900 м) изучался В. В. Григоренко, 10. И. Соловьевым, В. И. Сед-лецким, В. С. Деревягиным и др. Каменная соль представлена мо-номинеральным галптом с примесью сульфатных, карбонатных, алюмосиликатных, окисно-железистых минералов, кварца. Форма зерен самая различная — от неправильной до почти идиоморфной. Структура верхнеюрской каменной соли (по классификации Я. Я. Яржемского, 1968 г.) изменяется от крупнозернистой до гигантозернистой. Соль в основном матовая, реже прозрачная. На участках прозрачных стекловидных разностей зерна сливаются и теряют свои очертания. Для каменной соли этого разреза характерны перистые, неполно-зональные и незональпые кристаллы галита. Визуально п в шлифах под микроскопом отчетливо видны разнообразные сечения, среди которых наиболее распространены формы соляных «лодочек» и «елочек». Вышеописанное указывает на незначительную постседиментационную перекристаллизацию галита.
Облик каменной соли, отобранной в интервале глубины 1800— 4800 м визуально мало чем отличается от аналогичных образе-
37
ванпй, залегающих на глубине 300—900 м. И тем не менее некоторые различия все же есть. Отмечается высокая перекристаллизация, которая выражена в образовании отдельных гигантских (размером до 1—5 см), большей частью прозрачных кристаллов. Структура каменной соли, как правило, разнозернистая, тяготеющая к весьма крупнозернистой и гигаитозернистой. Заметно увеличивается идиоморфизм основной массы кристаллов. Они представляют собой уплощенные кубы. Изменяется и блеск соли — от матового до стеклянного. Нередки также соляные формирования, в которых зерна бесформенны и представляют собой прочно спаянный стекловидный агрегат. Очертания зерен в таких случаях неясны. Самое характерное для глубинных образцов каменной соли—это почти полное исчезновение (за исключением некоторых площадей) седиментационных форм кристаллов галита, которые можно было бы наблюдать макроскопически.
Концентрация; хлорида натрия составляет 63—99,6% массы образцов. Содержание брома по данным анализов верхиеюрской каменной соли изменяется в пределах 0,007—0,018 % (массовые доли). Установлено также присутствие пода — 0,0008—0,004 % (массовые доли) (табл. 2).
Содержание калия, брома и иода в каменной соли
Таблица 2
Площадь № скважины Глубина отбора, м Содержание, % (массовые доли)
К Вг I
Элпстаижипская 40 2618-2621 0,09 0,008 0,004
Лысогорская 6 3518—3525 0,13 0,009 0,002
7 32'18-3254 0,09 0,009 0,001
Марьинская 3 3885 0,10 0,010 0,004
3 3885,3 0,05 0,010 0,0009
Гунделеновская 1 1881 — 1886 0,18 0,007 0,003
Сухопадинская 3 4770—4778 0,15 0,012 0,001
Кузнецовская 3163—3171 0,08 0,018 0,0008
Лабинская 20 3662—3669 0,18 0,008 0,003
15 3476—3481 0,21 0,007 0,001
Ярославская 40 2880—2885 0,14 0,008 0,003
Западно-Возиесенская 1 3386 0,20 0,009 0,004
Кошехабльская 8 4640 0,18 0,008 0,003
В наших исследованиях придавалось большое значение изучению содержания воды и характера вхождения ее в кристаллическую решетку галогенных минералов. Как оказалось [111, ИЗ], эти величины являются прямым показателем степени преобразования каменной соли и гипса в процессе литогенеза и позволяют выяснить отдельные моменты в эволюции концентрированных рассолов. Все образцы подвергались термографическому испытанию, а некоторые из них изучались методом ИК-спсктроскопии.
38
Общая закономерность для солей, залегающих на различных глубинах, заключалась в смещении пика массовой декриптации включении (при нагревании па дерпватографе) в более высокотемпературную область (150 400 °C) по сравнению с температурой гомогенизации. Это связано со специфическими физико-химическими свойствами твердого субстрата. Нами установлено, что температура начала и характер процесса декриптации (при одинаковой скорости нагревания) зависят также от соотношения размеров вакуолей и фракции пробы, а также от условий кристаллизации и перекристаллизации минералов.
На дернватограммах выделение воды из каменной соли верхней юры фиксируется в интервале температуры 150—600 °C. Начало высвобождения растворителя четко отражается на термовесовой (ТГ) и дифференциально-термовесовой (ДТГ) кривых. В то же время на дифференциальной кривой нагревания (ДТА) в этой области не наблюдается каких-либо термических эффектов, что однозначно свидетельствует о выделении свободного флюида, заключенного в газово-жидких включениях. Слабые эндотермические эффекты па кривой ДТА в диапазоне 80—100 °C указывают на возможность присутствия незначительного количества сорбированной и гигроскопической воды, которая даже не проявляется на кривой ТГ. На кривой ДТГ отмечается всплеск, фиксирующий потерю массы. Наличие «раздвоения» пли перегиба на одной из ветвей эндотермического эффекта, обусловленного плавлением NaCI (800 °C), по-видимому, свидетельствует о присутствии в исследуемом минерале его различных генераций.
Отчетливо регистрируемое эндотермическое фазовое превращение в области 730 °C в галите некоторых площадей мы связываем с плавлением КС1. В вакуолях каменной соли таких площадей отмечается высокая частота встречаемости сильвина и карналлита в качестве минералов-узников.
Несколько по-иному ведут себя .соли, отобранные непосредственно после кристаллизации. На кривых ДТА синтетической NaCI и галита из современных соляных озер Крыма регистрируются, как правило, один или два эндотермических эффекта (30 и 90 °C), которые отвечают сорбированной и гигроскопической воде, захваченной при поверхностном и объемном поглощении ее кристаллизующимся твердым телом. Искусственные и природные кристаллы соли буквально насыщены существенно жидкими включениями. Начало массовых взрывов вакуолей происходит в диапазоне 150—340 °C. Это явление отражается только на кривых ТГ и ДТГ. Установлено, что синтетические кристаллы и природные образования современных соляных озер Крыма отдают при нагревании до 5—10 % воды. Большая часть растворителя (50—70 %) приходится па связанную (сорбированную, гигроскопическую) и меньшая —на неструктурную воду газово-жидких включений. В то же время в верхнеюрскои каменной соли практически весь объем высвобождаемого флюида приходится на газово-жидкие включения. Пожалуй, самым интересным фактом
39
является дифференциация содержания неструктурной воды, заключенной в вакуолях галита по глубине (табл. 3).
Таблица 3
Колебания содержания воды в галогенных минералах
Место отбора образцов Характеристика материала Глубина отбора, м Количество определений Содержание воды, % (массовые доли) Примечание
Соликамское месторождение Переотложенная каменная соль (Пермь) 150—300 5 0,7-1,2 Вода жидких включений
Артемовское месторождение Каменная соль 208 2 0,9—1,5 Вода жидких включений
Крым «Лодочковая» каменная соль (современные отложения соляных озер и синтетическая) 0 6 До 5,0—10,0 Сорбированная вода и вода жидких включений
Северный Кавказ Каменная соль (верхняя юра) 300—900 10 0,8— 1,8 Вода жидких включений
Каменная соль (верхняя юра) 1800—4800 56 0,05—0,7 Вода газовожидких включений
Ангидрит (верхняя юра) 1800—4800 9 До 0,1-0,2 То же
Гипс (кайнозой, верхняя юра) 0—100 5 20,0—21,0 Кристаллизационная вода
Гипсапгидрит (верхняя юра) 300—900 9 6,0—7,0 Кристаллизационная вода
Гипсапгидрпт (верхняя юра) 1800—5000 8 0,1-4,0 Кристаллизационная вода
Зафиксировано два очень важных момента в трансформации галита:
1) потеря большого количества раствора на стадии диагенеза (до 8 %). Это значение, по-видимому, можно увеличить в 3— 4 раза, поскольку не учтена рапа, которая распределяется в межкристальном пространстве. Объем пор| в каменной солп современных самосадочных озер редко бывает ниже 25%, а иногда достигает 30 или даже 40 % [14];
2) достаточно резкое уменьшение (на 0,8—1,0 %) количества растворителя в вакуолях кристаллов в интервале глубины 900 1800 м. По-видимому, это значение можно увеличить в 1,5 2 раза ввиду неучтепностп объема межкристальных растворов. Дальнейшее погружение отложений приводит (но менее значи тельно) также к потере галитом жидкой фазы.
На дериватограммах гипса (глубина 100 м) фигурируют два эндотермических максимума—165 и 205 °C. Первый эпдоэффскт отвечает дегидратации гипса до полугидрата, а второй полному
40
удалению кристаллизационной воды. Общее количество высвобождающейся воды составляет 20—21 %.
Выделение неструктурной воды из ангидрита верхней юры начинается в интервале 350—500 °C и фиксируется только на кривых ДТГ и ТГ. Количество воды превышает, как правило, ОД—о,2 % (массовые доли). Эпдоэффект в диапазоне 815— 830 °C указывает на присутствие карбонатов, что подтверждается петрографическими исследованиями.
В ИК-спектрах верхнеюрской каменной соли проявляются полосы поглощения с отчетливыми максимумами в областях 3060 см-1 (валентные колебания) и 1480 см-! (деформационные колебания). Это,] свидетельствует о наличии свободной воды в газово-жидких включениях. Аналогичны спектры поглощения ангидрита. В ИК-спектрах гипса обнаруживается широкая полоса поглощения в диапазоне 3000—3640 см-1 (валентные колебания) и 1590—1625 см-1 (деформационные колебания), что связано с проявлением сильных водородных связей, обусловленных нахождением в структуре минералов кристаллизационной воды. Нагревание образцов до температуры 600—700 °C приводит к полному исчезновению полос поглощения воды.
При изучении фондовых материалов производственных и научно-исследовательских организаций обращает на себя внимание тот факт, что многие геологи-нефтяники обнаруживали гидратную форму сульфата кальция даже/ на глубине, превышающей 3—4 км> хотя по существующим термодинамическим представлениям в этих условиях стабилен только ангидрит. Гипс отмечался в виде реликтовых зерен в массе ангидрита. В связи с большой важностью вопроса было проведено тщательное изучение подобных образований, отобранных по разрезу галогенной толщи. Действительно, четкий эндотермический эффект па кривой ДТА и потеря значительной массы воды (до 0,2—7 ;%), фиксируемой на кривых ДТГ и ТГ, не вызывает сомнения в присутствии структурной воды в кристаллической решетке минерала. На кривой ДТА гипсангидритов наблюдается, с одной стороны, совмещение двух эндотермических максимумов в один, а с другой — смещение последнего в более низкотемпературную область. Для выяснения указанного явления были испытаны экспериментальные смеси с различным содержанием в них гипса и ангидрита. Как видно, описанные эффекты обусловлены соотношением концентраций гипса и ангидрита (табл. 4) в исходных смесях.
Подавляющее большинство исследователей считают, что основная масса гипса и ангидрита, ассоциирующая с соленосными отложениями, обязана своим происхождением химической кристаллизации CaSO4-2H2O из морской воды, концентрированной до садки гипса, и последующим процессам гипс-ангидритовых превращений. Дискутируются лишь время, причины дегидратации гипса и глубина его стабильного существования.
В соответствии с существующими представлениями, следует признать наиболее вероятной садку сульфата кальция в верхне-
41
Таблица 4
Результаты экспериментов по изучению смесей из гипса и ангидрита
Соотношение гипса и ангидрита в смесях, % Количество экспериментов Т е.мпература проявления эндоэффектов, ° С Содержание кристаллизационной воды, %
50+50 2 160, 200 10,0
20+80 2 150, 175 4,0
15+85 о 150, 175 з,о
5+95 2 160 1,0
юрском солеродном бассейне в виде гипса с последующей постепенной трансформацией егс» в безводный ангидрит на стадиях диагенеза—катагенеза. Присутствие гипса в некоторых образцах безводного сульфата кальция на глубине, превышающей теоретическую границу распространения первого, по-видимому, следует считать закономерным явлением. Кристаллизационная вода содержится в реликтовых участках, существование которых обязано в основном неполной дегидратации гипса в квазипзолироваппом объеме даже при погружении на значительные глубины; Нега-
В. В. Колодин, Б. И. Нудык (1979 г.)
тивпое влияние на ход дегидратации гипса оказывало литостатическое давление. В. И. Манихин [62] экспериментально установил, что гипс является устойчивой формой при температуре 40 °C и давлении 900 МПа.
проводили опыты по дегидратации гипса еще в более жестких температурных условиях. По их сведениям, потеря кристаллизационной воды гипсом в прсссформах при 700 МПа начиналась в интервале 130—150 °C. Таким образом, повышение давления (в относительно закрытой системе) увеличивает растворимость гипса и ангидрита и как следствие температуру дегидратации CaSO^X Х2Ы2О. В моменты релаксации напряжений в земной коре имела место расконсервация замкнутых систем. Все это позволило нам по-новому взглянуть па роль вод дегидратации гипса в преобразовании химического состава подземных вод и формирования СГПД верхнеюрской соленосной толщи. В одной из своих ра ют М. П. Фпвег (1977 г.) указал на необходимость более широкого применения объективных методов познания, имея в виду прежде всего изучение газово-жидких включений в соляных минералах.
В соответствии с установленным нами количественным ска ком в изменении содержания гравитационной воды во В1<лю’1е1’яя каменной соли в интервале глубины 900 1800 м на людае качественное изменение внутреннего (и, как отмечалось внешнего) строения матрицы кристаллов. нитровало
Галит, отобранный из керна скважин (рис. 2) в глубины 300—900 м, содержит в подавляюще (99 %) жидкие включения. Размер их однороден Лл./.р/ких как правило, 10—30 мк. Вакуоли обычно имеют в / У ' отрицательных кристаллов. Под микроскопом на л д<
• 1800 м наблюдается и как отмечалось ранее,
42
четливо выраженная зональность, которая практически ничем не отличается от зональности седиментационного галита. Во включениях наблюдаются кристаллы ангидрита, гипса, каменной соли, сильвина, карналлита, ксеногенные частицы. По мнению Петриченко [87], присутствие ангидрита в вакуолях диагенетического галита можно объяснить кристаллизацией его внутри включений
Рис. 2. Жидкие включения в галите. Увеличение 250.
«за счет ранее захваченного сульфата кальция в виде твердых частиц». Этот исследователь обратил внимание на наличие гипса во включениях диагенетической каменной соли, нахождение которого в подобной термобарпчсской обстановке нс увязывается с теоретическими предпосылками.
При микроскопическом изучении образцов керна каменной соли, взятых с глубины 1800—4800 м из верхпеюрской галогенной формации, отмечается большая дисперсия размеров включений — от первых единиц до 500—1000 мк. Вакуоли в основном газовожидкие (рис. 3). Вокруг крупных включений всегда концентрируются более мелкие вакуоли-сателлиты. Нередко сателлитные включения располагаются в виде шлейфа, образовавшегося при расконсервации основной вакуоли. Расконсервация могла произойти в результате нагрева [87] пли деформации включения во время движения, которые сопровождались инъецированием части раствора в твердую фазу. Нередки случаи наблюдения отдельных вакуолей, некогда составлявших целое включение. Части такого включения переместились в кристалле па расстояние до нескольких сотен микрон. Они имеют неправильную форму. Путь их движения четко обозначается трассами включений-спутников. Как будет показано далее, температура гомогенизации и химический
43
состав этих мпкрообъектов близки, что указывает на формирование вакуолей в единой термобарической обстановке. Для этих условий характерны газово-жидкие включения со своеобразной морфологией стопок (рис. 4). Возможно, что ступенчато-слоистая конфигурация связана с процессами внутренней перекристаллизации вещества стенок вакуолей. Газово-жидкие включения постоянно содержат минералы-узники: ангидрит, галит (рис. 5), сильвин, карналлит. Ангидрит наблюдается в виде идиоморфных вытянутых досчатых кристаллов с характерной штриховкой па гранях (рис. 6). Интересно, что на глубине 3—4 км1 и более в кристаллах галита некоторых площадей (Западно-Вознесепская, Лабинская, Кошехабльская) под микроскопом иногда обнаруживаются реликты седиментационных структур (рис. 7). Размер газово-жидких включений обычно не превышает 1—5 мкм.
Г"
Рис. 3. Газово-жидкие включения в галите. Увеличение 250.
В соответствии с разработками Петриченко [87]^ и нашими наблюдениями (по наличию или отсутствию газовой фазы во включениях) можно говорить о стадии литогенеза соляных пород региона. Для стадий седиментации и диагенеза характерны жидкие включения, катагенеза — газово-жидкие. Подавляющее большинство значений температуры гомогенизации газово-жидких включений занижено по сравнению с современными значениями пластовой температуры (на глубине отбора образцов). Следовательно, практически все газово-жидкие включения в каменной соли находились in situ в гомогенном состоянии, а газовая фаза
44
Рис. 4. Внутреннее морфологическое строение газово-жидкого включения в галите. Увеличение 250.
Рис. 5. Кристаллы в газово-жидком включении. Увеличение 250.
Рис. 6.
Рис.
Кристаллы ангидрита в газово-жидких включениях галита.
Увеличение 250.
7. Участок в катагенетическом галите с ритмичной седиментационной зональностью. Увеличение 250.
появилась только после извлечения керна па поверхность. Чтобы понять этот природный феномен, рассмотрим поведение жидких включений при повышении Р—Т параметров среды, основываясь па литературных сведениях и результатах экспериментальных исследований.
Г. Г. Леммлейн [61] впервые наблюдал, как под действием градиента температуры в монокристаллах натриевой селитры происходило движение жидких включений по направлению к источнику тепла. Спонтанное преобразование удлиненного включения при P>m (I— длина, т— сечение включения) сопровождалось образованием тонкой перемычки, при разрыве которой между частями основной вакуоли появлялись более мелкие включения. Вакуоли-сателлиты формируются как следствие потери устойчивой формы перемычки. Леммлейн наблюдал перемещение малого включения в сторону более крупной отделившейся капли раствора. Это, по его мнению, связано с тем, что оторвавшееся включение раствора в процессе достижения равновесной формы сокращает свою поверхность и, естественно, излучает избыток поверхностной энергии в виде тепла. Вокруг включения образуется градиент температуры. В поле градиента и перемещается мелкое промежуточное включение, равновесная форма которого установилась раньше. На участке поверхности малого включения, обращенного к вакуоли — генератору тепла, происходит растворение матрицы кристалла с последующим переносом вещества через включение на его противоположную стенку.
Движение жидких включений под действием градиента температуры рассматривалось и в других веществах, например в кристаллах льда [22 и др.]. В природе такой градиент возникает во льду замерзших водоемов в связи с разницей между температурой воздуха надо льдом и более теплой воды под ним. Включения будут двигаться в сторону источника тепла — к воде. Этот эффект, по-видимому, имеет место также при образовании межмерзлотных минерализованных вод в районах с развитием многолетней мерзлоты. Перемещение капель является важным процессом, приводящим к частичному опреснению морской воды при ее замораживании.
Диффузионное движение включений в кристалле под действием градиента давления рассмотрено в работе [21]. Как ни парадоксально, оказалось, что гомогенные вакуоли двигаются в твердом теле из области пониженного в область повышенного давления. Вещество кристалла как бы «перетекает» от лобовой к тыльной части включения, что и приводит к его смещению. Исследователь объясняет физический смысл этого явления различными значениями сжимающих напряжений на тыльной и лобовой частях вакуолей— больше на лобовой, меньше иа тыльной. Различным значениям сжимающих напряжений соответствуют различные значения концентрации вакантных узлов решетки. У лобовой части концентрация вакансий меньше, чем у тыловой. Если имеется разность концентраций вакансий, следовательно, есть их ориентиро-
47
ванный поток от тыльной части к лобовой, в то время как вещество кристалла перемещается в противоположном направлении.
Чрезвычайно интересной с точки зрения понимания процессов, происходящих в природных кристаллах, является коалисценцпя вакуолей. Я- Е. Гсгузии и М. А. Кривоглаз [22], детально изучившие это явление, сообщают, что коалисценция включений, направленно движущихся в поле внешних' сил, происходит в тех случаях, когда вследствие каких-либо причин включения в ансамбле перемещаются с различными скоростями. В реальных условиях такими причинами могут быть различные размеры и формы микрообъектов, перемещающихся во внешнем поле, или неодинаковые значения сил, действующих на включения. В. И. Сед-лецкий, В. Н. Труфанов и Ю. Г. Майский (1973 г.) исследовали воздействие температуры и давления (в автоклаве) на преобразование включений. Они установили, что при температуре 100— 150 °C массовым процессом является коалисценция вакуолей. При 200—300 °C включения перешнуровываются с обособлением жидкости и газа и последующей их миграцией со скоростью 0,1— 0,3 мкм/ч. Авторы впервые привлекли этот механизм для объяснения формирования специфического химического состава линз пересыщенных растворов в галогенных толщах.
С помощью микроскопа нами изучалось движение включений при нагревании в интервале температуры 100—250 °C [Ш]. Наблюдение велось за плоским гетерогенным газово-жидким включением, длина которого достигала 350 мкм (рис. 8). При температуре 100 °C (рис. 9) гомогенные части вакуоли начали отделяться от газового пузырька. При 150 °C одна из частей включения удалилась от него на расстояние до 10 мк (рис. 10). Дальнейшее нагревание до 250 °C привело к относительному перемещению частей включения на расстояние 50 мк в течение 1 ч. (рис. 11). После остывания кристалла поваренной соли в гомогенных частях включения появилась газовая фаза. Разрыв частей включения, соответственно представленных жидкой и газово-жидкой фазами (Г>Ж), закономерно и согласуется с работами других исследователей [22, 61]. Жидкая вакуоль движется к теплу, а газово-жидкая (Г>Ж)—к холоду. В газово-жидком включении раствор располагается в виде слоя, прилегающего к поверхности кристалла. В том участке слоя, где вода испаряется и концентрация раствора увеличивается, происходит зарастапиг стенок вакуоли, а на холодном конце флюид конденсируется, в связи чем осуществляется растворение матрицы кристалла и перенос вещества на тыльную сторону.
Поведение жидких включений при нагревании в искусственной обстановке служит хорошим подтверждением протекания описанных процессов и в природных условиях. Включения, как и сама матрица кристаллов соли верхней юры, претерпевали по мере погружения (с момента садки в эвапоритовом бассейне) значительные изменения, которые стимулировались ростом давления и •48
Рис. 8. Газово-жидкое включение при температуре 20 °C. Увеличение 200.
Рис. 9. Газово-жидкое включение при температуре 100 °C. Увеличение 200.
Заказ № 291
Рис. 10. Газово-жидкое включение при температуре 150°C. Увеличение 200.
Рис. 11. Газово-жидкое включение при температуре 200 °C. Увеличение 200.
температуры. Эти трансформации выражались во времени и пространстве в перегреве, растворении стенок вакуолей, расшнуровывании, инъецировании раствора в мелкие трещинки, коалесценции и диффузии включении к границам зерен. Имело место укрупнение последних за счет более мелких агрегатов. В силу того что часть гомогенного раствора при расконсервации включений расходовалась, за пределами последних образовывались новые сателлитные вакуоли. Замыкание микроавтоклавов происходило уже в термобарической обстановке, соответствующей дайной глубине. Логично предположить, что давление во вновь образованных микрообъектах будет близко к геостатическому и может быть легко рассчитано. Температура гомогенизации занижена на определенное значение (с учетом поправки на геостатическое давление и концентрацию).
Поправку на влияние этих параметров впервые ввели Г. Г. Леммлейн и П. В. Клевцов [61]. однако опа была рассчитана ими для случая, когда температура гомогенизации превышала 150 °C. В. М. Ковалевич [52], выращивая кристаллы галита в интервале температуры 20—100 °C, обратил внимание на то, что температура гомогенизации включений занижена по сравнению с температурой кристаллизации. При температуре кристаллизации 45 °C разница составляла всего 2—4 °C, а при 100 °C — уже около 30 °C. Нами проведен ряд экспериментов с образцами солей Ше-докского месторождения (включения жидкие). Кристаллы галита помещались в автоклав, рабочий объем которого заполнялся концентрированным хлорнатриевым рассолом (~ЗОО%о). Затем препарат нагревался и выдерживался некоторое время в температурных точках 60, 80 и 100 °C. Давление подбиралось с таким расчетом, чтобы оно соответствовало геостатическому давлению, которое имеет место в природной обстановке при данных значениях температуры и глубины. После проведения опыта кристаллы галита изучались под микроскопом. Оказалось, что появление газовой фазы в жидких включениях происходит только после нагревания кристаллов до 80 °C и выше, а температура гомогенизации отличается от температуры нагревания на определенное значение, которое меняется при изменении Р — Т параметров системы. На рис. 12, 13 изображены газово-жидкие включения в естественных кристаллах (при глубине отбора более 1300—1600 м и современных значениях температуры (>70—80 °C) )ji газово-жидкие микрообъекты, образовавшиеся в искусственной обстановке при нагревании (до 80—100 °C) жидких вакуолей в автоклаве.
На основании приведенных экспериментальных исследований был усовершенствован (в низкотемпературной области) график Леммлейна и Клевцова [112], по которому определялась поправка на влияние давления к средней температуре гомогенизации.
Довольно уверенно удалось установить, что значения палеотемпературы, а следовательно и глубины погружения галогенных пород в центральных участках депрессий в пределах изученных площадей, по-видимому, никогда значительно не превышали со-3* 51
Рис. 12. Газово-жидкие включения в галите (площадь Лабинская, скв. 20, глубина 3666 м). Увеличение 250.
Рис. 13. Появление газовой фазы в существенно жидких включениях галита после их нагревания до 80—100 °C. Увеличение 250.
временные. Небольшое отклонение палеотемпературы от совре* менных значений (максимум при 18 °C) в сторону увеличения первых указывает на возможность постепенного охлаждения недр.
Экспериментальный и фактический материал по включениям свидетельствует о том, что соль, лишенная контакта с водой, тем не менее при погружении подвергалась интенсивной перекристаллизации начиная (ориентировочно) с интервала глубины 900— 1800 м. Этот диапазон можно значительно сузить, если учесть, что современные, а следовательно (с небольшой поправкой) и значения палеотемпературы, могли достигать 70—80 °C (появление газовой фазы в жидких включениях) на глубине, превышающей 1300—1600 м. В процессах трансформации каменной соли принимали активное участие межкристальная рапа и растворы газовожидких включений, а на локальных участках — воды дегидратации гипса. Изменения выражались в перегреве, растворении стенок вакуолей, расшнуровывании, коалисцснции, диффузии включений к границам зерен и потере воды. Происходило укрупнение вакуолей за счет более мелких агрегатов. На это обстоятельство указывали такие известный исследователи, как А. Г. Бетехтин, М.. Г. Валяшко, Я. Я. Яржемский, О. И. Петриченко. В частности, Бетехтин [5] пишет, что в процессе метаморфизма при перекристаллизации образуются часто совершенно прозрачные массы галита, очевидно, включения жидкостей и газов при этом «отгоняются» к периферии зерен. В соответствии с этим можно довольно уверенно провести пространственную границу (1300— 1600 м) между стадиями диагенеза и катагенеза верхнеюрской каменной соли. Ниже установленной критической границы происходили изменения не только в фазовом состоянии первичных вакуолей в минералах, но и в химическом составе растворов. Последнее хорошо иллюстрируется данными по изучению химического состава вод включений.
4.2. Гидрогеохимический анализ состава подземных вод и рассолов
Большинство исследователей считают, что подземные рассолы образовались в основном двумя путями:
1) путем концентрирования морской воды в эвапоритовых бассейнах "с последующим захоронением рапы в процессе седимен-тогенеза; 2) в результате выщелачивания легкорастворимых солеи из горных пород.
Эти процессы, несомненно, являются превалирующими в формировании химического состава вод и рассолов мезозойских водоносных комплексов Предкавказья, однако доля их участия в каждом конкретном случае различна. В свою очередь на эти процессы накладывается ряд других (смешение вод, катионный обмен в системе вода — порода, сульфатредукцпя и др.), изменяющих химический состав растворов и затрудняющих выяснение путей их образования.
53
Для определения происхождения и основных процессов формирования пластовых вод применены классификация и гидрогеохи-мические критерии, предложенные Валяшко [14]. Применение классификации и диаграммы Валяшко позволяет не только наглядно изобразить состав растворимых в воде веществ, но и предварительно судить о генезисе воды и процессах, сформировавших современный облик рассолов [24]. Объединенная диаграмма основных типов вод дает представление о солевом составе воды, но не отражает степень концентрации раствора. Авторами для изучения генезиса и процессов формирования подземных вод и рассолов различной минерализации на диаграмме Валяшко построены масштабные линейки минерализации вод, причем для каждого типа вод нанесена своя масштабная линейка. Чрезвычайно удобным и чувствительным признаком для расчленения седиментогенмых рассолов и растворов выщелачивания является отношение брома к хлору Вг* 103/С1 в единицах массы. Бром закономерно распределяется в процессе концентрирования морской воды между рапой и кристаллами галита и не выводится из раствора при его миграции в недрах. Магнийхлорное отношение (в эквивалентной форме) 3Mg*/aCl также является хорошим индикатором на воды морского происхождения. Магний преимущественно накапливается в маточных растворах, но уже в первую фазу преобразования рассолов часть магния, которая связывается с ионом SO*- , выводится из раствора. Во второй стадии метаморфизации часть магния обменивается на кальций пород, эквивалент на эквивалент, поэтому в магнийхлорном отношении учитывается количество магния, связанного с хлором:
э Mg* = (э Mg2+ + э Са2+) — (э НСОз + э SO4 )-
Необходимо применять и отношение эНа/эС1, показывающее степень обогащепностп воды хлористым натрием. По мере сгущения рапы с момента садки галита оно резко снижается и в конечной стадии кристаллизации оказывается равным 0,02.
Водоносный комплекс верхнемеловых отложений. Глубинные рассолы верхнемеловых отложений по степени минерализации являются весьма слабыми, реже слабыми [38] и имеют, как правило, хлоридный натриевый состав.
Большая часть весьма слабых и слабых рассолов этого водоносного комплекса относится к хлоридному и сульфатному типам вод, что предварительно'! говорит об их преимущественно седи ментогенной природе. Фигуративные точки пресных и солопова тых вод группируются в левом треугольнике (рцс. 14) и относятся к карбонатному типу. Небольшая дисперсия точек основной мае сы рассолов указывает на их общий генезис и единые процессь преобразования состава. Большая часть фигуративных точек состава рассолов расположена левее линии Ок' — Ок", что свидетельствует об определенном вкладе пресных вод в формирование состава исследуемых рассолов.
54
По данным А. Н. Бунеева (1944 г.), снижение концентрации рассолов вызывает интенсивную отдачу ионов Na+ породой в обмен на двухвалентные ионы Са2+ и Mg2+ вод. Это в свою очередь приводит к относительному увеличению содержания ионов
Рис. 14. Объединенная диаграмма основных химических типов вод комплекса верхнемеловых отложений.
Зоны: J — соленые воды и рассолы морского генезиса, метаморфизованные в прямом направлении; 2— воды, метаморфизованные в обратном направлении (смешанные воды); 3— континентальные пресные и солоноватые воды; 4 — континентальные рассолы.
Na+ в растворе и уменьшению содержания ионов Са2+ и Mg21'. В конечном итоге этот процесс приводит к смещению фигуративных точек состава рассолов к вершине 2NaCl треугольника хлоридпого типа и в отдельных случаях переводит воды в карбонатный тип.
Фигуративные точки, рассолов расположены на значительном удалении от линии концентрирования морской воды (ОкЬсйе),
55
что свидетельствует об изменении первичного попио-солевого состава процессами метаморфизации (рис. 14). При сопоставлении химического состава морской воды и глубинных рассолов отчетливо видно, что подземные воды характеризуются пониженным количеством ионов SO4 и Mg2+ и повышенным Са2+. Известно, что в процессе прямой метаморфизации подземные воды и рассолы морского происхождения теряют постепенно ионы SO4 . Одновременно с ионами SO4 будет извлекаться из воды эквивалентное количество Mg2+. Графически па диаграмме Валяшко потеря рассолом молекулы MgSO4 выразится в том, что фигуративные точки рассолов морского происхождения будут перемещаться от линии концентрирования морской воды Onbcde по прямым, соединяющим их с вершиной квадрата MgSO4, удаляясь от нее. Потеря рассолом полностью молекулы MgSO4 выразится в том, что фигуративные точки состава рассолов расположатся на стороне квадрата 2NaCl—MgCl2. При дальнейшей метаморфизации в прямом направлении в составе рассолов появляются молекулы хлористого кальция. Появление ионов Са2+ в растворе может быть связано: 1) с катионным обменом Na+ воды на Са2+ породы; 2) с реакцией доломитизации (обмен Mg2+ раствора на Са2+ породы).
В первом случае фигуративные точки состава рассолов должны перемещаться вдоль стороны треугольника 2NaCl — СаС12 и занять область вблизи стороны СаС12 — MgCl2 [24]. Во втором случае появление в растворе хлористого кальция связывается с обменом магния» раствора на кальций породы, т. е. появление кальция будет выводить из раствора эквивалентное количество магния. Это приводит к тому, что фигуративные точки состава рассолов будут перемещаться внутрь треугольника хлорпдпого типа вдоль липни Ок'—Ок" параллельно стороне СаС12—MgCl2.
Как полагаем, основная масса попов SO4 выводится процессами биогенной (при неглубоком погружении отложений) и абиогенной (в жесткой термобарической обстановке) сульфатредукцип. В случае полного удаления попов SO4 указанными процессами преобразование рассолов будет идти по линии Ок — Ок[ Ок?. В зависимости от интенсивности протекания процессов сульфат-редукцпп фигуративные точки подземных рассолов будут локализоваться вблизи одной из прямых (Ок'—Ок" или Ок\ Ок?).
Фигуративные точки рассолов верхнемелового возраста переместились внутрь треугольника хлорпдпого типа и сгруппировались вдоль и вблизи стороны 2NaCl — СаС12 (см. рис. 14). Следовательно, преобладающее значение в изменении катионного состава имеет обмен Mg2+ раствора на Са2+ пород, т. с. доломитизация известняков и рассеянных карбонатов терригенныхпород, а также, возможно, в меньшей степени замещение кальциисодер-жащих амфиболов, пироксенов и других минералов магпийсодер-жащими силикатами. Реакции обмена Na+ растворов па Са пород — альбитизация, аиальцимизация и другие — в условиях Предкавказья, очевидно, имеют подчиненное значение.
5G
На некотором удалении вправо от основной массы точек расположены фигуративные точки рассолов Ростовского выступа и вала Карпинского. В ионно-солевом составе этих вод заметна роль магния. Рассолы рассматриваемых районов вскрыты на небольшой глубине (150—800 м), температура их невысока (25— 60 °C). Очевидно, реакция обмена Mg2+ вод па Са2+ пород здесь
Рис. 15. Зависимость натрийхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса верхнемеловых отложений.
1 — глубинные рассолы; 2 — поровые растворы; 3 — воды включений.
57
протекает недостаточно интенсивно. Это подтверждается экспериментальными исследованиями [13, 51].
Рассмотрим графики сгущения морской воды с нанесенными на них значениями генетических коэффициентов, подсчитанных эМд"*
для вой,
KI IX
Рис. 16. Зависимость магиийхлориого отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными ио подземным водам водоносного комплекса верхнемеловых отложений.
глубинных рассолов, поровых растворов (данные Г. А. Алие-S. А. Арсламбековой, Т. С. Подгорновой) и вод газово-жпд-включепий (данные Э. С. Сиаписяна). По значениям патрии-хлорного и мапшйхлориого отношений (рис. 15, 16) подземные
воды верхнемелового комплекса относятся рассолам (точки, расположенные вдоль кр воды), так и к рассолам пнфильтрогеинг зиса (фигуративные точки, расчили/пенные вьп и ниже кривой эМд*/эС1). Для объективного роде подземных вод верхнемеловых отложен анализируем изменение отношения Вг- 103/С1 58
как к седпментогепньш кривых сгущения морской ым и смешанного гспе-рас1юложсппые выше кривой oNa/aCI > суждения о прп-отложсний Предкавказья про-1 в процессе сгущения
морской воды (рис. 17). Основная масса фигуративных точек пластовых вод расположена вдоль и значительно выше кривой, что указывает на седиментогенный характер подземных вод и их обогащенность бромом. Меньшее число проб находится ниже кривой сгущения. В основном это подземные воды скважин, расположенных вблизи современной области питания (Моноклиналь северного склона Кавказа, Адыгейский и Минераловодский высту-
Рис. 17. Зависимость бромхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по „подземным водам верхне-1 меловых отложений.
59
;пы) и в пределах «потоков опреснения», захватывающих южную и юго-восточпую части Восточно-Кубанской впадины, южную часть Ставропольского сводового поднятия, а также частично .Чернолесскую впадину, Арзгирскую зону поднятий и восточную .часть Кизлярской ступени. Очевидно, в пределах этих зон доля инфпльтрогенных вод существенна. Высокие значения бромхлорного коэффициента, превышающие значения, характерные для современных морских вод аналогичной стадии сгущения, связаны с поступлением брома из рассеянного органического вещества при его деструкции в напряженных термодинамических условиях. По мнению ряда исследователей, снижение магнийхлорного и увеличение патрпйхлорпого коэффициента в зоне весьма затрудненного водобмспа обусловлено поступлением относительно опресненных поровых вод из глинистой майкопской толщи под действием геостатичсского давления. По составу они близки к подземным
выбраны наиболее характерные
водам палеогена и горным растворам, полученным из глинистых пород майкопской серии.
Рассмотрим происхождение и процессы формирования типичных подземных вод верхнемеловых отложений, применяя метод «гидрохимической матрицы» (по Валяшко), т. е. анализируя положение фигуративных точек вод на объединенной диаграмме основных химических типов вод и относительно кривых изменения генетических коэффициентов в процессе сгущения морской воды (рис. 18). Для интерпретации представители подземных вод водоносного комплекса верхпеме-ловых отложений Предкавказья. Правомерность рассмотрения этих растворов в качестве «типичных» объясняется тем, что каждой фигуративной точке типичных вод соответствует ореол аналогичных фигуративных точек подземных вод региона (см. рис. 14-— 18). Значительная часть точек подземных рассолов (2, 3, о—о, 10—12) (табл. 5) размещена в треугольнике хлорпдпого типа правее линии Ок' — Ок", что отвечает области распространения соленых вод и рассолов морского генезиса, метаморфизованных в прямом направлении. Характерно, что точки 2, 3, 7, 8, 11 Расположены вдоль линий метаморфизации океанической воды Ок , Ок" и Oki — Ок2. Такое расположение этих фигуративных точек указывает на тесную связь растворов с метаморфпзпруюшсис морской водой. Фигуративные точки вод хлорпдпого (1, 4, О, > 14), сульфатного (15—17) и карбонатного (18, 20) типов Раз^_ щены в области распространения вод, метаморфизованных в ратном направлении (смешанные воды). Это свидетельствует определенном вкладе пресных вод в формирование состава П земных растворов. Определить источник и генезис поступаю • опресненных вод традиционными гидрохимическими методами представляется возможным. . у.
Этот вопрос подробно будет рассмотрен в разделе 4.4. Ф*1 ративпая точка 19 (скв. 1, площадь Каневская) приурочена области развития континентальных пресных и солоноватых в > что свидетельствует об относительно хорошей промытости Кипе
.60
K-/0J
□ Na
Рис. 18. Гидрохимическая матрица типичных вод водоносного комплекса верхнемеловых отложений.
Химический состав типичных вод и рассолов
№ п/п Площадь, на которой расположена скважина № сква-жнны № площади на рис. 1 Интервал опробирования, м Минерализация °/00 Na’^ к+ Са2+ Содержание
Mg"+ сг
№ тектонического района
1 2 Карабулак-Ача-лукская Арбалинская 154 1 385/XVI I., 237/XIV ' 2205—2260 2466—2474 43 82 14,9 28,1 0.45 1,15 1,00 2,40 0,18 0,41 24,9 49,5
3 Бешкульская 9 186/XI 625—629 43 14 ,5 0,87 0,58 1,17 0,01 23,5 32,9
4 Мирпенская 18 152/IX 2457—2466 57 20,6 0,54
5 Отказненская 5 349/XV 3321—3340 63 18,3 1,49 4,16 0,29 37,3
6 Круглолесская 1 341/XV 2115—2140 97 2£ ',6 2,16 0,80 0,16 59,5
7 Беркультинская 1 180/XI 662—668 40 14,3 0,51 23,9
8 9 Южно-Радыков-ская Хошмензил 1 10 18/11 413/XVlIt} 1969—1952 520—850 80 67 26,1 23,4 | 0,20 4,47 1,40 3,59 0,32 0,42 48,9 40,1
10 Прасковейская 5 314/XIV 2729—2720 44 12,1 0,04 24,8
11 Пешковская 257 5/1 338—341 38 11,7 0,16 1,04 0,45 21 2
12 Ростовская 1 М 3/1 617-640 42 12,5 0,15 1,80 0,65 24,4
13 Величаевская 16 245/XIV 2464—2482 64 22,6 0,62 1,07 0,28 37,9
14 Садовая 4 149/IX 2556—2570 69 25,9 1,12 1,86 0,01 44,3
15 Грачевская 5 144/IX 1948—1966 40 1; 5,4 0,25 0,01 23,5
16 Левокумская 1 240/XIV 2595—2607 48 17,8 10,26 0,32 0,28 28,3
17 Брагунская 48 381/XVHi 4286—4320 11 3,9 0,16 0,03 5,9
18 19 Западно-Гудермесская Каневская 188 1 382/XVI I, 74/IV 5Г26—5195 1441—1462 21 13 7,9 4,7 0,08 0,02 0,01 0,003 10,9 5,1 17,5
20 Серафимовская 8 229/XIII 2546—2554 30 П,5 |0,29 0,16 0,02
ско-Березапского вала ппфпльтрогеппыми водами. Основная масса фигуративных точек подземных рассолов расположена в треугольнике хлорпдпого типа вдоль стороны 2NaCI — СаС12, что указывает на интенсивный обмен магния раствора на кальции пород. Ряд точек (<?, 7, 11, 12) расположен на значительном удалении от стороны 2NaCl — СаС12. В ионно-солевом составе этих рассолов существенна роль магния. Рассолы площадей Бсшкуль-ской, Беркультинской, Пешковской, Ростовской вскрыты на относительно небольшой глубине (338—668 м), пластовая температура невелика (<40 °C), поэтому реакция доломитизации протекает недостаточно эффективно. Отдельные фигуративные точки (5, 6, 10) находятся на некотором удалении от линии метаморфизации океанических вод Ок\ — Ок2, что свидетельствует о дополнительном поступлении кальция в подземные рассолы. Считаем, что небольшое количество кальция может поступать в раствор за счет оомена натрия вод на кальций пород. Водовмещающие породы верхнего мела на этих площадях представлены известняками.
веп\'поГУРаТПВ11Ь1е точки типичных представителей подземных вод вопи м®ловь,х отложений на графиках концентрирования морской Вг-Юз/С^Килз/г?11 значеииями отношений эМа/эС1, эМ£*/эС1, > • /С1, К/Вг расположены как вдоль кривых, так и
62
Таблица 5
водоносного комплекса верхнемеловых отложении Предкавказья
ЛОНО L °('(О Содержание микроэле-ментовХ102,%о Гидрохимнческие коэффициенты Индексы
SO2 нсо 3 э Na э Mg* Вг-101 К / S
I Вг В
э С1 э С1 С1 Вг С1
0,41 0,26 2,89 11,9 8,8 0,93 0,07 4,80 3,74 18,0 2,19 4,65
сл. 0,46 0,55 20,9 3,9 0,87 0,11 4,23 5,24 23,1 2,39 8,05
0,07 0,40 2,75 10,4 0,84 0,16 3,94 — — 12,88 2,77
0,19 0,81 0,58 10,5 13,7 0,97 0,02 3,20 8,26 26,4 0,05 1,04
0,32 0,39 1,44 16,8 25,0 0,75 0,25 4,50 8,89 39,9 2,24 22,16
0,08 0,01 0,16 24,4 — - 0,76 0,24 4,09 • — 0,78 22,68
0,06 0,06 1,31 6,5 0,9 0,88 0,12 2,70 — — 6,36 5,57
0,12 0,21 1,18 17,4 5,0 0,82 0,18 3,56 — * — 1,92 15,74
0,03 0,28 133 17,4 3,9 0,90 0,09 4,32 1,15 5,0 3,08 5,83
0,18 0,46 7’,45 7,2 15,6 0,75 0,25 2,92 — * 0,52 24,10
0,05 0,20 о;зэ 8,0 ’ 0,86 0,14 3,79 2,01 7,6 6,19 7,91
4,80 о,н 0,90 9,1 — 0,79 0,21 3,72 1,71 6,4 7,85 13,38
0,00 0,53 2 72 14,8 11,8 0,97 0,02 3,26 2,89 9,4 0,74 2,82
0,'09 0,56 0^36 15,2 6,7 0,90 0,07 3,43 7,38 25,3 0,04 8,64
0,59 0,41 0,51 6,4 1,01 — 2,73 — — 1,83 1,16
0^27 0,98 0,94 9,2 9,8 0,97 0,02 3,26 9,4 0,74 2,82
0,25 0,30 0^5 3,5 20,7 1,03 0,30 5,93 2,89 — 3,08 0,20
0,85 0,70 1,12 7,8 < 1,И 0,11 7,16 — — 4,62 5,18
2,07 о,н 0,27 0,50 1,4Г — 1,00 — — 8,46 21,05
0,13 1,35 1,08 5,7 — 1,02 — 2,97 — — 1,71 0,20
в зоне, характерной для смешанных вод. Прп этом воды, расположенные на объединенной диаграмме химических типов в области распространения седиментогепных растворов, находятся вдоль кривых концентрирования морской воды, воды смешанного характера размещены выше кривой эЫа/эС1 и ниже кривой эМ§*/эС1 в зоне смешанных и инфильтрогенных вод. Повышенное значение бромхлорного коэффициента в водах смешанного происхождения, возможно, связано с поступлением поровых растворов майкопской глинистой толщи, обогащенных иодом и бромом, в пласты-коллекторы верхнего мела. Дополнительные порции этих биогенных микроэлементов поступали при термодеструкцни рассеянного органического вещества пород в жестких термобарических условиях. Фигуративная точка 19 воды скв. 1 (площадь Каневская) на всех графиках расположена на значительном удалении от кривых концентрирования морской воды в области типичных инфильтрогенных вод.
Натрпйхлориыс коэффициенты поровых растворов (см. рис. 15) в большинстве случаев превышают 1,0. Это указывает на то, что поровые растворы были затронуты процессами современной инфильтрации в зоне активного водообмена. Ряд фигуративных точек поровых вод, отжатых из пород, отобранных в зоне весьма
63
затрудненного водообмена, расположен вдоль и несколько ниже кривой сгущения морской воды в области, характерной для та-лассогепных метаморфизованных вод.
Водоносный комплекс нижнемеловых отложений. Подземные воды нижнемеловых отложений характеризуются более высоким содержанием солей по отношению к пластовым водам водоносного комплекса верхпемеловых отложений. Большинство вод карбонатного типа относится к пресным и солоноватым, реже соленым. Воды сульфатного типа относятся как к пресным, солоноватым, соленым, так и к весьма слабым рассолам. Основная масса вод хлорпдпого типа относится к весьма слабым и слабым, реже к
Рис. 19. Объединенная диаграмма основных типов вод* водоносного ком плекса нижнемеловых отложений.
Условные обозначения см. рис. 14.
64
На диаграмме химического состава вод (рис. 19) глубинные рассолы рассматриваемого водоносного комплекса расположены тесной группой вдоль стороны 2 NaCI — СаСЬ треугольника хло-ридного типа. Это свидетельствует [24] о накоплении хлористого кальция в глубинных рассолах в результате реакции
Mgptp + Cantp Captp + Mg2„2p.
Наблюдается следующая тенденция: с увеличением минерализации и переходом от весьма слабых рассолов к слабым и креп-
sNa .эС1
0,6
Рис. 20. Зависимость натрийхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса нижнемеловых отложений.
Условные обозначения см. рис. 15.
G5
кпм количество кальция возрастает и фигуративные точки состава рассолов смещаются от вершины 2NaCl по направлению к вершине СаСЬ. Плотное расположение фигуративных точек свидетельствует о седиментогенной природе слабых и крепких рассолов нижнемеловых отложений и единых процессах метаморфизации. Процессы, приводящие к смене типа захороненной морской воды с сульфатного на хлоридпый, и смещение фигуративных точек глубинных рассолов водоносного комплекса нижнемеловых отложений к стороне 2NaCl — СаСЬ, аналогичны процессам, происходящим в верхнемеловом комплексе. Большая часть весьма слабых рассолов расположена слева от прямой Ок'—Ок", что свидетельствует о разбавлении рассолов опресненными водами и как следствие этого о поступлении Na+ из пород в воду в обмен на Са2+ и Mg2+. Для слабых рассолов источники поступления до-
Рис. 21. Зависимость магиийхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса нижнемеловых отложений.
66
полнительных количеств Na+ могут быть иными: в пределах контура распространения соленосных пород верхнеюрской формации возможна диффузия и выщелачивание NaCl.
Анализ графиков (рис. 20—22) концентрирования морской воды с нанесенными на них генетическими коэффициентами эКа/эС1, aMg’/aCl и Вг*103/С1 нижнемеловых рассолов показы-
ci
° 50 100 150 200 Cl %о
Рис. 22. Зависимость бромхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса нижнемеловых отложений.
67
вает, что процессы, трансформировавшие химический состав подземных вод нижнемелового комплекса, в целом аналогичны процессам, происходившим в верхнемеловых отложениях, но имеются и некоторые особенности. Фигуративные точки пластовых вод располагаются в основном вдоль кривых сгущения морской воды. Наблюдается возрастание патрийхлорного и уменьшение магнийхлорного коэффициентов для весьма слабых рассолов и соленых вод. В зону, характерную для растворов выщелачивания, попадают воды пониженной минерализации. Это связано, по-видимому, с поступлением в данный водоносный комплекс вод древней и современной инфильтрации, а также перетоком в отложения альб-ского и аптского возраста относительно опресненных вод водоносного комплекса верхпемеловых отложений. Для выяснения этого предположения были построены схематические гидрогеологические карты верхнемелового водоносного комплекса, альбско-го, аптского и неокомского водоносных горизонтов Восточного Предкавказья. Установлено, что наибольшее влияние воды верх-
Химический состав типичных вод и рассолов водоносного комплекса
№ I1/II Плошаль, на которой расположена скважина № скважины № площади па рис. 1 Интервал опробования, м Минерализация, °/0.) Содержание ионов,
Na+ к1 Са=+' мй=+ С Г
№ тектонического района
1 Ловарковская 9 250/XIV 3118,4— —3126 113 34,0 0,92 14,65 0,47 62,1
2 Сухопадннская 2 356/XVI 4531—4525 4517—4500 174 49 9 13,11 1,59 104,1
3 Озек-Суатская | 276/XIV 3110—3305 с 3300 70 23,8 0,67 2,42 0,31 42,3
4 Зоновская 37 399/XVII, 3360—3375 97 30 ,82 3,68 0,33 54,4
5 6 7 Малгобек-Возне-сенская Султанская Галюгаевская 842 1 1 371/XVIIj 287/XIV 366/XVI 3880—3906 3289—3294 5285—5315 69 114 126 23,7 36,1 39,4 0,65 1,07 2,25 2,06 4,98 6,38 0,21 0,73 0,61 40,9 67,2 75,2
8 9 10 И Ново-Щербннов-ская Отказпенская Отказпенская Янкульская 1 7 7 7 24/111 349/XV 349/XV 165/IX 1357-1387 4520—4540 4450—4460 2160—2150 39 234 253 63,0 13,6 62,2 67,1 19,8 0,33 5,21 6,08 0,50 1,32 0,93 19,9 21,71 3,40 1,03 0,55 0,29 1,91 0,24 0,42 0,75 0,48 0,20 0,08 0,05 1 и) 23,6 139 152,6 38,2 37,6
12 Журавская 5 340/XV 3369—3376 6^ 22,1 36 3
13 Веселовская 10 343/XV 2378—2400 62 23,0 0,11 13'1
14 Великая 8 83/IV 3131—3453 23 о,о 68,3
15 Разночниовская 1 184/XI 974—977 113 41,2
16 Орджонпкидзев-ска я 2 р. 397/XVII, 1602,5— — 1984 27 8,0 0 95 0,26 0,33 0,09 0,67 0,02 0,02 0,01 14,9 11 2
17 18 19 Южно-Советская Прасковейская Граничная 33 27 1 62/1II 314/XIV 327/XIV 2910—2951 2625—2632 3063—3060 20 31 3 7,1 И,1 12,3 0,2.5 0,40 0,56 1 1 J 17,5 18,3
с 3000 0,20 0,03 1')
20 Галюгаевская 1 366/XVI 4450—4470 2‘2 8,1 0,12 1 -, 1.8
21 Барсуковская 1 162/IX 1415—1424 1429—1436 4,3 1 ,3 0,02 0,00.1
68
немелового комплекса оказывают на рассолы альбского водоносного горизонта, в меньшей степени — аптского и незначительное — на рассолы неокомского водоносного горизонта. Влияние пнфиль-трогенных вод подтверждается расположением ниже кривой концентрирования морской воды фигуративных точек бромхлорного коэффициента, отвечающих весьма слабым рассолам. С ростом минерализации отношения aNa/aCl уменьшаются, а отношения эМ.£*/эС1 увеличиваются и в отдельных случаях располагаются в зоне, характерной для высокометаморфизованных вод. В неоком-ских отложениях Восточного Предкавказья вскрыты крепкие рассолы. Минерализация вод достигает 25О%о, состав хлорпдный кальциево-натриевый. При сопоставлении гидрогеологической карты неокомского водоносного горизонта и карты распространения соленосной формации [27] наблюдается четкая пространственная ассоциация крепких рассолов и галогенной толщи. Высокая минерализация не свойственна реликтовым водам нижнемелового бассейна осадконакопления. Это положение базируется на
Таблица 6
нижнемеловых отложений Предкавказья
°/оо Содержание микро-элементовХЮ\ % Гидрохнмические коэффиценты Индексы
SO2- нсо~ э Na э Mg* Вг-103 К К-10» / S
I Вг В
э CI э С1 CI В г С1
0,10 0,70 1,18 23,5 — 0,83 0,17 3,78 3,90 14,74 2,20 14,55
0,21 0,87 2,18 17,8 15,8 0,74 0,26 1,71 — — 4,46 21,65
0,15 0,10 0,07 16,0 6,9 0,88 0,12 3,79 — * 2,П 9,72
0,28 0,35 0,75 14,4 11,9 0,87 0,13 2,64 — 1,78 10,83
0,44 0,35 3,22 10,6 — 0,89 0,10 2,72 5,83 15,9 1,49 7,60
0,02 0,39 1,08 21,7 6,4 0,84 0,16 3,24 4,92 15,9 3,20 12,7
0,24 0,72 4,39 22,6 32,7 0,83 0,17 3,01 9,94 29,9 2,37 14,21
сл. 0,02 0,29 10,9 - — 0,89 0,10 4,63 3,07 14,2 2,97 6,65
0,13 0,51 0,21 35,8 15,9 0,68 0,26 2,57 14,55 37,4 0,98 25,49
0,09 0,29 0,63 37,5 15,5 0,67 0,27 2,46 16,22 39,85 1,46 25,70
0,04 0,38 0,64 12,7 2,4 0,80 0,19 3,32 3,91 12,99 3,62 15,10
0,01 0,62 0,52 14,2 9,7 0,90 0,06 3,78 9,27 35,03 1,59 4,03
0,15 0,75 0,30 12,2 10,9 0,98 0,02 3,37 0,94 3,16 0,65 1,17
0,57 0,09 4,71 1,4 2,1 0,98 0,01 1,07 — — I.H 0,26
0,03 0,06 0,44 16,7 5,8 0,93 0,11 2,45 — — 5,75 4,69
0,16 1,69 0,89 9,1 3,7 0,83 0,17 6,15 * — 13,09 3,98
0,18 0,58 4,01 4,3 8,6 0,99 0,003 3,84 5,31 0,37 0,41 0,09
0,21 0,83 1,37 5,9 13,4 0,98 0,002 3,37 6,82 22,96 1,21 2,24
0,48 1,73 0,69 8,1 11,0 1,06 —0,06 4,44 6,88 30,50 4,16 1,81
0,11 1,18 1,18 3,9 3,8 1,03 —0,03 3,33 3,05 9,84 1,93 0,65
0,42 0,85 — 0,73 — 23,62 15,92
69
изучении литологического состава отложений, а также на исследованиях минерализации и ионно-солевого состава флюидов газово-жидких включений карбонатных пород нижнего мела [95]. Кроме, того, высококонцентрированные рассолы распространены в нижней части толщи карбонатных пород, залегающих на соленосных отложениях верхней юры. Следовательно, формирование крепких рассолов водоносного комплекса нижнемеловых отложений связано с миграцией концентрированных рассолов верхнеюрских отложений по разрывным нарушениям и трещиноватым зонам, а также с диффузией NaCl из галогенной толщи.
С помощью метода гидрохимической матрицы рассмотрим происхождение и основные процессы формирования типичных соленых подземных вод (пробы 14, 16—21), весьма слабых (пробы 3, 5, 8, 11—13), слабых (пробы 1, 4, 6, 7, 15) и крепких (пробы 2, 9, 10) рассолов Предкавказья (табл. 6). Соленые воды относятся к карбонатному (19—21), сульфатному (17,18) и хлорид-ному (14, 16) типам вод. На объединенной диаграмме химических типов вод (рис. 23) основная масса соленых вод располагается в зоне, характерной для растворов, метаморфизованных в обратном направлении (смешанные воды). Солоноватые воды скв. 1 площади Барсуковской (точка 21) являются типичными инфильтрационными водами континентального происхождения. Все фигуративные точки рассматриваемых рассолов водоносного комплекса нижнемеловых отложений имеют хлорпдный кальцпево-патрпевый состав и находятся в треугольнике хлоридпого типа вод на объединенной диаграмме Валяшко. Размещение фигуративных точек 1—И, 15, 16 в треугольнике хлоридпого типа на объединенной диаграмме, а также вдоль кривых концентрирования морской воды позволяет определить природу рассолов как преимущественно седимептогеппую. При сопоставлении ионно-солевого состава морской воды различной степени сгущения и современных пластовых рассолов нижнемелового водоносного комплекса следует отметить существенное обеднение рассолов ионами SO4 и Mg + и обогащение ионом Са2+. Расположение фигуративных точек 3 5, 8, 15 на диаграмме вблизи линии Ок' — Ок" указывает па то, что метаморфизация морской воды происходила в результате выделения из раствора ионов SO4 и Mg2+ в виде молекулы MgSC>4 и последующего катионного обмена оставшегося магния вод на кальций пород. Размещение фигуративных точек 6, 7, 11, ' вдоль линии Ок\ — Ок2 свидетельствует о протекании процессов биогенной и абиогенной сульфатредукции, в результате которых сульфат-ион выводился из раствора; в этом случае большее ко лнчество магния вод замещается на кальций пород. Фигуративны точки 15 и 16 расположены на значительном удалении от стороны 2NaCl — CaCh треугольника хлоридпого типа вод, в растворе этих проб заметна роль магния. Воды площадей Разночиновской и Орджонпкидзевской вскрыты па относительно небольшой глубине, значения пластовой температуры невысокие, этим объясняется нс-
70
Г'7"
• 18
Рис. 23. Гидрохимическая матрица типичных вод водоносного комп лекса нижнемеловых отложений.
достаточная интенсивность протекания процесса катионного обмена.
На графиках фигуративные точки поземных рассолов расположены в основном вдоль кривых концентрирования, что подтверждает предположение о преимущественно седиментационном происхождении этих растворов. Фигуративные точки соленых вод расположены на значительном удалении от кривых, в зоне смешанных и инфильтрогенпых вод. Это указывает на протекание процессов разбавления талассогснных растворов древними и современными водами инфильтрации. На графике изменения бром-хлорного коэффициента в процессе концентрирования морской воды фигуративные точки соленых вод (за исключением точки 14), весьма слабых и слабых рассолов расположены вдоль и выше кривой сгущения. Высокие значения бромхлорпого коэффициента проб 8, 16, 17, 19 позволяют предположить поступление дополнительных порций брома в результате термодеструкции рассеянного органического вещества пород. Содержание калия в пластовых водах испытывает значительные колебания (разброс точек на графиках калпйхлорного и калийбромного коэффициентов).
Фигуративные точки крепких рассолов 2, 9 сдвинуты левее относительно кривых сгущения морской воды на графиках эЫа/эС1 и 3Mg*/3Cl, что свидетельствует [24] о протекании процессов разбавления метаморфизованной воды, сконцентрированной до стадии садки галита. При уплотнении осадков межкристальная рапа верхнеюрского эвапоритового бассейна отжималась в пласты-коллекторы нижнемелового комплекса, разбавляясь талассо-генными водами более низкой концентрации. Фигуративная точка 10 расположена весьма точно на кривых сгущения морской воды. Несколько пониженное содержание брома в крепких рассолах (расположение точек 2, 9, 10 ниже кривой концентрирования морской воды на графике К - Ю3/С1 и точек 9, 10 выше кривой на графике К/Вг), очевидно, связано с пониженной концентрацией брома в рапе верхпеюрского бассейна седиментации.
Результаты изучения поровых растворов, отжатых из пород, отобранных в зоне' весьма затрудненного водообмена (Прикум-ская нефтегазоносная область) (Г. А. Алиева, 1966 г.), свидетельствуют об их типично талассогенном характере. В то же время горные растворы из пород, находящихся вблизи области раскрытого залегания отложений (Минераловодский выступ и Южный Дагестан) имеют меньшую минерализацию и натрнпхлор-пый коэффициент, больший или равный 1,0 (3. А. Арсламбекова, 1964 г.). Это преимущественно пнфильтрогепные воды.
Водоносный комплекс верхнеюрских отложений. Подземные воды рассматриваемого водоносного комплекса по минерализации и химическому составу подразделяются па две группы. К первой относятся воды и рассолы терригенно-карбонатпой и ангидритовой формации (минерализация до 150 % о, состав хлоридпый натриевый, реже кальциево-натриевый и патриево-кальциевый), ко второй—крепкие и весьма крепкие рассолы, пространственно при-
72
уроченные к области распространения верхиеюрскпх соляных отложений (минерализация до 330 %0> состав хлоридпый кальцие-во-натриевый, реже магпиево-кальциевый).
На объединенной диаграмме химических типов вод (рис. 24) фигуративные точки соленых вод относятся ко всем трем типам, пресных и солоноватых — к карбонатному и сульфатному типу (сульфатно-патриевому подтипу), что характерно для вод континентального происхождения. Фигуративные точки подземных рассолов располагаются в треугольнике хлоридного типа вдоль стороны 2NaCl — СаС^. Это указывает па седимеитогеииый ха-
Рис. 24. Объединенная диаграмма химических типов вод водоносного комплекса верхиеюрскпх отложений.
Условные обозначения см. рис. 14.
73
рактер рассолов и последующие процессы прямой метаморфизации их состава. Крепкие и весьма крепкие рассолы расположены на большем удалении от вершины 2NaCl, чем весьма слабые и слабые. Появление хлорида кальция связано с реакцией доломитизации. В результате реакции магний уходит из раствора на образование доломита, а кальций переходит в раствор. Эти процессы могут быть более сложными и могут приводить к образованию магниевых силикатов. Относительно высокая концентрация кальция в весьма слабых и слабых рассолах, очевидно, связана с вы-
э№
водоносного комплекса верхнеюрских отложений. Условные обозначения см. рис. 15.
74
водом из маточных растворов основной массы сульфат-иопа не в виде молекулы MgSCU, а в результате биогенной и абиогенной сульфатредукцни. Магний, по нашему представлению, выводится из раствора в результате катионного обмена.
Генезис и условия формирования подземных вод первой группы в общем аналогичны формированию рассолов нижнемеловых отложений [66, 76]. Фигуративные точки генетических коэффициентов (рис. 25—27) расположены в основном вдоль линий сгущения морской воды, что свидетельствует о преимущественно се-диментогенной природе вод. Небольшая дисперсия основной массы точек на объединенной диаграмме и относительно кривых сгущения морской воды указывает на генетическое родство вод и единые процессы метаморфизации. Некоторое количество проб вод относительно низкой минерализации расположено в зоне, характерной для инфильтрогенных вод и растворов смешанного ге-
sMj*
Рис. 26. Зависимость магнийхлорного отношения от степени cry щення морской воды с нанесенными данными по подземным во дам водоносного комплекса верхнеюрских отложений.
75
незиса. Повышенные значения магнийхлорного и низкие — натрийхлорного отношений объясняются значительной степенью метаморфизации в напряженной термобарической обстановке верхнеюрской толщи. Значения бромхлорного коэффициента этой группы вод свидетельствуют о дополнительном поступлении бро-
Рис. 27. Зависимость бромхлорного отношения от щения морской воды с нанесенными данными по • Д. водам водоносного комплекса верхнеюрских о д
76
ма из органического вещества в подземные воды при деструкции в пластовых условиях при высокой температуре.
При рассмотрении графиков сгущения морской воды с фигуративными точками натрийхлорного и магпийхлориого генетических коэффициентов второй группы вод (крепкие и весьма крепкие рассолы) отчетливо выделяются две области (рис. 25, 26). Генетические коэффициенты основной массы рассолов этой группы локализуются вдоль и вблизи кривых выпаривания морской воды, меньшая часть-(площади Аргуданская, Лысогорская и др.) располагаются в зоне, характерной для рассолов выщелачивания галита. Некоторое смещение ряда фигуративных точек вправо относительно кривых сгущения мы связываем с дополнительным поступлением хлорида натрия из галогенной толщи в результате растворения каменной соли рапой древнего эвапоритового бассейна в жестких термобарических условиях. Как известно [99], с увеличением температуры и давления растворимость NaCl в воде возрастает. Пластовая температура в верхпеюрских отложениях достигает 185 °C. Несложный расчет позволяет определить, что содержание хлора в рассолах при дополнительном растворении галита в пластовых условиях может колебаться от 160 до 180 °/оо- Этот диапазон отвечает содержанию хлора в глубинных рассолах Предкавказья. Отдельные фигуративные точки крепких и весьма крепких рассолов находятся слева от кривых сгущения морской воды, что связано с процессами разбавления маточных растворов опресненными водами [106 .
Особый интерес представляет график изменения бромхлорпого отношения в процессе концентрирования морской воды. Подавляющая масса фигуративных точек крепких и весьма крепких рассолов расположена в области, характерной для рассолов выщелачивания. Отношению этих вод к ипфпльтрогеппым растворам выщелачивания соляных отложений противоречит повышенная концентрация кальция в рассолах. Для выяснения возможности поступления ионов кальция из известняков и ангидритов в насыщенные хлоридом натрия растворы были проведены эксперименты по моделированию процессов выщелачивания в пластовых условиях (табл. 7). В процессе экспериментальных исследований было установлено, что изменение термодинамических условий практически не влияет па ионно-солевой состав рассолов выщелачивания, который определяется составом легкорастворимых солей (в данном случае галита). При этом присутствие различных типов пород (известняки, ангидриты) не оказывает заметного влияния па соотношение ионов в экспериментальных растворах выщелачивания. Опыты показали [71], что в широком диапазоне температуры кальций из пород в насыщенные хлорпатриевые растворы практически не переходит1. Таким образом, были получены
1 Авторы понимают всю сложность моделирования природных процессов, когда необходимо учесть совместное влияние таких основных факторов, как температура, давление, геологическое время. Поэтому нами в целом не отвер-
77
Химический состав рассолов выщелачивания, полученных экспериментально
Таблица 7
Породы Температура, °C Минерализация, °/оо Ионный состав рассолов, °/со
Na++K+ Cas+ Mg2+ С1“ SO?" нсо3~
Галит, известняк 40 265 103 1,1 0,02 158 2,48 0,09
60 270 106 1,1 0,06 164 2,54 0,10
80 273 99 1,3 Не обна- 153 19,68 0,07
100 281 103 1,4 ружен 165 17,81 0,06
100 284 108 1,3 0,03 166 2,71 0,21
Галит, ангидрит Галит, известняк, 100 100 286 287 ПО ПО 1,1 1,0 Не обнаружен 170 173 2,86 2,25 0,12 0,16
ангидрит Галит, известняк 120 285 111 1,4 0,06 171 1,99 0,06
140 294 114 1,3 0,03 175 3,14 0,07
160 299 116 1,4 0,03 178 3,36 0,11
180 305 118 1,8 Не обна- 181 4,18 0,14
197 309 119 2,2 ружен 183 5,18 0,16
рассолы выщелачивания хлоридпого натриевого состава с постоянным отношением ионов и различной минерализацией. Низкая концентрация брома в крепких и весьма крепких рассолах Предкавказья возможно связана с тем, что осаждение галита в верхнеюрском эвапоритовом бассейне происходило из рапы, обедненной бромом. Кроме того, факторами, приводящими к обеднению материнских рассолов, могут быть процессы сорбции брома гли-нисто-карбонатными породами, разбавление рапы континентальными водами, а также вторичные процессы перекристаллизации солей.
Рассмотрим более подробно генезис и процессы формирования типичных проб подземных вод и рассолов верхпеюрского водоносного комплекса (табл. 8) с помощью гидрохимической матрицы (рис. 28). Фигуративные точки подземных рассолов зоны отсутствия соляных отложений расположены в треугольнике хло-ридного типа и вдоль кривых концентрирования морской воды, что свидетельствует о преимущественно ссдимептогеппой природе растворов. Часть фигуративных точек весьма слабых рассолов (/, 9, /3) расположена на графиках гидрохимической матрицы в области, характерной для вод смешанного генезиса. Сюда относятся воды как терригенно-карбопатпой (проба /3), так и ангидритовой (пробы /, 9) толщ. Источник поступления опресненных вод традиционными гидрохимическими методами достоверно выяснить невозможно. Предполагаем, что в формировании раство-
гается возможность обмена натрия рассолов на кальций пород в подземной гидросфере. Речь, вероятно, может идти об интенсивности протекания этого процесса в каждом конкретном случае.
78
A 43
О
4
Br-/03
сг // I
15
29 4 37 A 4 40
5-**o U >2 2
6>15 ***.7*A39 , 29
4,5V 41 ± °28 24 1722?!
3:Л^3А420Чо183С^ЗЗ J
0 50 100 150^]200 Cl°/oo
/,ог
Ofi
4 29
Ofi
30
42A
40 A
4 ,31
35 f 4^33 - >023
4? 25 32O|6
17 к
o
19 Я 2
-3 10 ” 5*® *? A39 i^ElZOP—•
,13 1 14 *41 о 26
15^*a37 18 26 °
1*45 I I? ° I о 22 I---------1
G 50 100 150 200 Cl7oo
0,2
Рис. 28. Гидрохимическая матрица типичных вод водоносного комплекса верхиеюрскпх отложений.
/ — падсолевыс; 2 — межсолевые; 3 — подсолевые.
Химический состав типичных подземных вод и рассолов водоносного
п/п Площадь, на которой рзсполо жена скважина № скважины № площади па рис. 1 Интервал опробования, м Минерализация, °/00 Содержание ионов, °/00
Na+ К+ Са=+ Мв2+ СП
№ тектонического района
Зона отсутствия
1 Баракаевская * 34 128/ VII 1216—1260 53 19,2 0,97 0,12 32,3
9 Кумухекая * 1 311/XIV 3678 151 41,7 10,63 1,81 92,5
3 Дагестанская * 959 125/ VII 1887—1950 39 12,7 1,69 0,38 23,4
4 Бурунная * 1 367/ XII 5839—5875 139 8,2 40,97 0,66 86,9
5 Мышастовская 2 87/ V 5421—5357 46 8,6 8,73 0,12 28,9
6 Чамлыкская * т 59/ III 4124—4413 16 6,2 0,12 0,03 9,1
7 Степная * 305/XIV 3183—3490 128 38,8| 2,13 7,85 0,73 77,0
S Курган-Амурская 7 2S5/XIV 3409—3413 102 32,6 5,47 0,41 69,8
9 Юбилейная * 30 310/XIV 4753—4769 37 13,0 0,98 0,30 22,4
10 Надеждинская 1 252/XIV 3265—3276 79 25,7 0,64 3,68 0,43 47,4
11 Восход 1 291/XIV 3304—3300 95 30,1 0,88 5,13 0,64 57,7
12 Безводная 25 261/XIV 324S—3252 112 35,4 0,84 6,03 0,68 67,8
13 Фроловская 3 131/VIII 1120—1140 42 15,3 0,99 0,13 25,5
14 Артезианская 1 223/ XII 2856—2858 97 32,2 4,71 0,50 59,0
Зона распространения Надсолсвой водонос
15 16 Лабинская Л4арьинская 1 4 60/ III 361/XVI 2739—2762 3805—3790 39 287 13,8 85,5 0,78 ?? 94 0,09 2,07 23,1 177,0
17 Л1арьинская 4 • 361/XVI 3800—3835 252 64,6 28,66 2,15 156,0
18 Лысогорская 4 357/XVI 3013—3022 171 64,4 1,71 0,43 101,0
19 Гунделеновская 1 134/VIII 1510—1545 143 43,1 11,87 0,97 87,0
20 Сухопадинская 2 356/XVI 4853—4860 271 79,1 16,45 0,80 153,1
21 Марьинская 1 361/XVI 3785 280 64,5 |3.80 41,39 0,22 173,1
22 Соломенская 2 353/XVI 4443—4446 267 102,6 1,90 0,14 161,7
23 Датыхская И 398/XVII, 3911 285 62,3111,61 18,06 4,55 163,9
24 Малгобек-Вознесенская 879 371/XVfIj 4680—4606 245 69,2 12,97 1,06 143,3
25 Карабулак-Ача-лукская 167 385/XVII2 4682 287 73,4 | 6,65 28,82 1,26 167,1
26 Аргуданская 2 393/XVII3 2511—3478 270 99,3 7,95 0,61 167,7)
27 КуркужшьЗаю-ково 34 362/XVI 1949—2031 214 76,2 3,18 0,27 121,1
28 Сухопадинская 2 356/XVI 4660—4652 142 42,3 | 5,17 8,20 0,40 85,3
Межсолевой водонос
29 30 31 32 33 34 35 80 Ярославская Лабинская Лабинская Советская Марьинская Марьинская Заманкульская 11 11 4 6 5 2 89 118/ VII 69/ III 60/ III 358/XVI 361/XVI 361/XVI 384/XVI 2662—2676 3957 3555 5443 3958 3957 5228—5343 325 243 270 284 275 275 256 29,1 62,6 58,3 74,2 67,4 61.0J6.01 59,4 68,17 36,87 37,24 27,20 34,06 33,49 37,93 43,94 1,85 1,79 1,28 2,41 2,18 0,19 182,5 151,6 172,3 166,0 170,6 169,4 151,2
комплекса верхнеюрских отложений Предкавказья
Таблица S
Содержание микроэлементов Х10\ % Гидрохимические коэффициент ы Индексы
so?- нсо,-
эХа эс1 ; эМс* Вг-101 к Вг К 10* С1 f £
I Вг В
эС1 С1
соляных отложении
0,07 0,41 0,25 0,41 6,93 0,84 3,0 35,9 3,3 0 92 0,74 0.09 0,26 0,92 3,89 — i i 3,79 5 78 4,69 19,78 11,00 83,30 53,00 9 55
0,08 0,09 0,64 0,00 1,88 1,9 12 2 0,84 0,14 0.16 0,86 0,71 — — 4^82 2* 22
0,14 0,08 0,29 17,5 9,9 0,46 0,54 6,06 - | 1,19
0,33 0,77 1,55 3,5 2,6 1,05 0,05 3,82 г — I 1 ^89
0,31 0,79 0,88 29,1 12,3 0,80 0,20 1 3,77 7.33 27,67 2*78 17,15 15,20
0,29 0,42 2,11 29,3 8,2 0,83 0,17 4,48 i 1’97
сл. 0,82 5,40 12,6 13,7 0,9) 0,10 5,68 — ! 4,09 5,93 12,64
0,44 0,32 1,47 20 2 3,1 0,85 0,15 4,25 3,20 13,6 2^64
0,37 0,31 0,49 26,4 6,8 0,83 0,18 4,58 3,34 15,28 3,21 14'97
0,14 0,30 0,83 29,1 5J 0,82 0,18 4,29 2,89 12,40 2,92 15,*32
0,18 0,10 0,02 2,0 0,92 0,08 0,78 1,51 6* 14
0,22 0,15 — — 0,84 0.16 ~l । — 2,46 13,6
соляных отложений ный горизонт
0,42 0,43 0,90 7,4 7,9 0,92 0,05 3,20 — 1,19 3 66
сл. 0,47 0,53 2,2 не об- 0,74 0,26 0,12 — — 3,42 18,68
нару-
жен
0,03 0,90 2,65 4,4 36,4 0,64 0,36 0,28 — . 4.02 32 14
2,69 1,01 — — — 0,999 0,001 0,02 — 1,22 0,45
1,06 0,79 2,60 9,12 — 0,73 0,27 1,12
0,06 0,36 3,00 10.1 — 0,79 0,20 0,66 — — 1.54 18,85
0,30 0,45 0,43 з.о 69,4 0,57 0,42 0,17 127,26 21,93 0.38 42,08
0,18 0,24 1,18 15,3 12,0 0,97 0,02 0,94 — — 0.25 1,84
0,05 1,55 5,83 6,6 114,6 0,65 0,35 0,40 175,95 71,02 1,06 23,21
0,26 0,63 — 24,1 — 0,74 0,26 1,68 — — 8,58 13,51
0,30 0,55 8,18 148,2 57,2 0,68 0,32 8,87 3,19 18,80 2,19 30,08
0,14 1,01 — — — 0,91 0,09 — — 1,05 7,63
3,60 0,36 — — 0,97 0,03 — — — 0,65 2,23
0,27 0,00 0,0 21,5 — 0,76 0,24 2,52 24,00 60,60 1,36 16,71
ный горизонт
0,36 0,57 5,04 ‘64,8 — 0,25 0,75 3,00 — — 42,58 32,82
0,10 0,03 3,32 * 8,7 4,6 0,53 0,47 0,57 — — 3,45 43,00
0,37 0,06 6,50 i 1,0 4,2 0,58 0,41 0,06 — — 3,24 40,86
0,01 0,65 1,56 -22 7 — 0,69 0,31 1,37 — — 2,25 28,76
0,02 0,83 1,02 “^6 102 0,60 0,39 0,51 — — 4,13 35,02
0,05 0,53 4,83 5,1 92,0 0,61 0,39 0,30 118,77 35,50 3,75 34,78
0,14 4,23 — — — 0,59 0,41 — — — 0,36 40,21
4 Заказ № 291
81
К» п/п Площадь, на которой расположена скважина № скважины № площади на рис. 1 К* тектонического района Интервал опробования, м Минерализация, °/г0 Содержание попов, °;tt>
Na+ К4 Са-+ С1“
Подсол с вон водонос
36 Лабинская 5 60/ ш 4800—4895 109 31,9 5,79 0,80 61,3
37 Кошехабаль-ская 8 57/ III 5950 70 25,9 1,81 0,00 42,6
3S Кошсхабаль-ская 4 57/ III 4860-5035 3 0,76 0,32 0,10 1,7
39 Кузнецовская 2 64/ III 4080—4165 163 49,1 11,68 1,29 98,9
40 Кужорская 4 112/ VII 3780—4000 106 31,1 8,38 0,79 61,1
41 Марьинская 3 361/XVI 4373—4382 121 38,9 4,30 0,61 68,0
42 Гунделсновская I 134/VIII 230Э—2310 106 30,3 8,09 1,66 64,2
43 Гунделсновская р=1 134/VIII 2960—2980 114 42 2 1,01 0,05 60,8
44 Марьинская 3 361/XVI 4596—4555 226 61,1 20,71 0, 12 136,3
45 Советская 10 35S/XVI 2405 22 8,1 |0,15 0,22 0,03 12,9
Примечание. Пробы 37, 43 отобраны из пнжнс-срсднеюрских отложений соленосной формации.
* Площади, на которых вскрыты гипс-апгпдрнтовые отложения.
ров площадей Баракаевской и Фроловской принимали участие воды древией и современной инфильтрации, площади Юбилейной— дегидратациопные воды. Возможно, именно с этим связаны низкая концентрация брома в пробах 1, 13 и высокая—в пробе 9. Аномально высокие значения магпийхлорного и низкие значения патрийхлориого коэффициентов в пробах весьма слабых и слабых рассолов площадей Бурунной и Мышастовской невозможно объяснить разбавлением весьма крепких} и сверхкрепких рассолов пресными водами, так как в разрезе этих скважин отсутствуют легкорастворимые соли, которые обычно сопутствуют высококонцентрированным растворам. Зона развития соляных отложений расположена па значительном удалении от этих структур. Высокое содержание хлоридов кальция авторы связывают с возможным обменом натрия вод на кальций пород. Интенсивному катионному обмену сопутствует высокая пластовая температура (глубина залегания 5357—5875 м) верхнеюрских отложений.
Соленоспая толща кимеридж-тнтопского возраста оказывает большое влияние па формирование изотопного и химического состава залегающих в ореоле ее развития подземных растворов. Во-первых, опа является поставщиком концентрированной рапы, во-вторых, обладает свойствами водоупора. Последнее обстоятельство приводит к нарушению нормальной гидродинамической связи между отложениями, расположенным^ гипсометрически ниже и выше соляного экрана, и способствует формированию различных по генезису подземных рассолов.
82
Содержание микроэлементов ЖР, % Г ндрсчимк кекие ко? * Пациенты
so.1- НСОГ э\а эС1 эМг* в- 10т С1 к Вг К-1‘У Ci f л
I Вг В
пын горизонт
0,00 0, 12 8,38 50,0 — O.S0 0.20 7.62 —. ——. З.ч6 16.30
0,36 0,95 4,71 33,6 — 0,91 0.1X5 7.-53 — — 0 5.64
0,13 0.11 0,30 2,6 — 0,70 0.30 15.32 — — 17.02 12.98
1,12 0, .52 0,71 31,9 3.8 0,76 0.24 3,53 — 3.S0 19 9<
0,61 0 92 8,67 50.2 — 0,75 0,25 7.25 ——. — 3 63 21 ДЦ
0.05 2,31 5,27 17,6 20,2 0.8S 0,12 2.5S — — 2,63 9J4
0,91 1,81 7,09 1,6 — 0,65 0,35 0,20 — — G.S6 28. 18
7,97 0,71 — 4,5 — 1.07 0,07 0,73 — — 6, S3 0,25
0.29 0,37 — — — 0.72 0,28 — — — O.SS 25, SO
0,09 0,50 0,06 4,0 — 0.9S 0,01 3.06 3,68 1О Cl 0.63 0,29
и включены в таблицу в связи с расположением площадей в зоне развития
Минерализация подземных рассолов надсолсвого водоносного горизонта колеблется в широких пределах — от 39 до 287 %Р. На графиках гидрохимической матрицы (см. рис. 28) фигуративная точка скв. 1 площади Лабинской (проба 15) расположена в зоне, характерной для вод смешанного генезиса. Бром хлорный коэффициент имеет значение, характерное для типичных морских вод. Судить о происхождении этих вод только по гидрохимическим показателям трудно. Можно предположить, что они являются се-димеитогепиыми, разбавленными метеорными водами. Прямой контакт с соляными породами, вероятно, отсутствовал, в ином случае должна наблюдаться высокая концентрация растворенных солей. По этой же причине весьма проблематично участие в формировании подземных рассолов маточных рассолов, отжатых из соленоспой толщи. Основная масса точек крепких и весьма крепких рассолов надсолевого горизонта водоносного комплекса верхнеюрских отложений расположена в треугольнике хлоридпого типа вод, что свидетельствует о преимущественно седимептогеп-ной природе этих растворов. Часть фигуративных точек (/д, 22, 26, 27) находится в зоне, характерной для рассолов выщелачивания и растворов смешанного генезиса. При рассмотрении графиков сгущения морской воды с фигуративными точками натрийхлорного и магпнйхлориого генетических, отношений крепких и весьма крепких рассолов также отчетливо выделяются две области. Генетические коэффициенты основной массы рассолов (площади Марьинская, Карабулак-Ачалукская, Датыхская и др ) ло-
4* S3
кализуются вдоль и вблизи кривых концентрирования морской воды, меньшая часть (фигуративные точки 18, 22, 26, 27 вод скв. 34 площади Куркужин-Заюково, скв. 2 площади Соломеп-ской, скв. 2 площади Аргуданской и скв. 4 площади Лысогорской) располагается в зоне, характерной для растворов выщелачивания. В рассолах этих скважин наблюдается возрастание натрийхлорного и уменьшение магнийхлорного отношений. По-видцмо-му, это связано с растворением галита опресненными водами, а также с процессами смешения рассолов выщелачивания с реликтовыми водами (проба 26). Источник поступления опресненных вод традиционными гидрохимическими методами определить невозможно. Можно сделать предположение, что эти воды имеют инфпльтрогенпое происхождение. Анализ геолого-гидрогеологической обстановки подтверждает это предположение. Площади Куркужин-Заюково и Аргуданская расположены вблизи выхода юрских отложений па поверхность, а площадь Лысогорская пространственно приурочена к погружению Минераловодского выступа. Подток метеорных вод по зонам повышенной трещиноватости, и выщелачивание соляных отложений происходит здесь, возможно, и на современном этапе. В пределах Соломспской структуры соляных отложений в настоящее время не обнаружено, воды обладают свсрхгидростатичсским пластовым давлением. Можно предположить, что весьма крепкие рассолы образовались на этой площади в результате растворения солей дсгпдратациои-пыми или древнеинфильтрогепными водами. Вышеизложенное подтверждается тем фактом, что площадь Соломснская находится вблизи области выклинивания верхиеюрскпх отложений.
Сдвиг ряда фигуративных точек (16, 21, 23, 25) вправо от кривой выпаривания морской воды, как уже отмечалось выше, авторы связывают с дополнительным растворением галита в условиях высокой пластовой температуры. Минерализация уменьшается вверх по разрезу при удалении от контакта с солеиоспой толщей, что указывает на. прямое влияние последней. Фигуративные точки крепких рассолов (19, 28) расположены слева от кривых сгущения, па значительном удалении. Проведем анализ вероятных процессов формирования крепких рассолов надсолевого горизонта, влияющих па это смещение на примере пробы 28 воды скв. 2 площади Сухопадипской (интервал отбора 4652 4660 м). Положение фигуративной точки магнийхлорного отношения воды этой скважины на графике показывает довольно высокое его значение, большее, чем у сконцентрированной до идентичного содержания хлора морской воды. Аналогично и положение фигуративной точки натрийхлорного отношения. Это можно объяснить разбавлением весьма крепких седимснтогеиных рассолов водой более низкой минерализации. Разбавление пресной водой (по экспериментальным данным [24]) будет сказываться на перемещении фигуративной точки параллельно оси абсцисс справа налево (уменьшение минерализации) без изменения ординат (значении генетических коэффициентов). Справедливост!, предложенного
84
объяснения подтверждается и тем, что при испытании этой скважины с большей глубины (интервал отбора 4833—4860 м, проба 20) были получены рассолы с содержанием ионов хлора 153 %о и с идентичными значениями магнийхлорного и натрийхлорного коэффициентов. Смещение отдельных фигуративных точек влево относительно кривой сгущения морской воды связано, возможно, с разбавлением маточных рассолов дегидратационными водами, поступившими в пласты-коллекторы при преобразовании гипса в ангидрит.
На графике калийхлорного отношения фигуративные точки рассолов надсолевого комплекса (21, 23, 25) локализуются вблизи кривой выпаривания морской воды, что также свидетельствует о таласогенной природе подземных рассолов. Исключение представляет проба 28, фигуративная точка которой расположена в зоне разбавления высококонцентрированных растворов. На графике калийбромного отношения фигуративные точки рассолов расположены выше кривой сгущения, что связано с обедненно-стью бромом этих растворов.
Примечательным является тот факт, что по насыщенности компонентов и их номенклатуре рассолы, залегающие в непосредственной близости от кровли соляной толщи (в пластах известняка и доломита), практически аналогичны рассолам межсолевого горизонта. Логично предположить их единый генезис. Вероятно, они сформировались путем поступления маточной рапы в карбонатный коллектор, перекрывающий солепосные породы. Поэтому рассмотрим их при анализе межсолевых рассолов.
Рассолы межсолевого водоносного горизонта верхиеюрскпх отложений относятся к весьма крепким (пробы 29, 31—34), реже к крепким (пробы 30, 35). Все рассолы межсолевого горизонта по классификации Валяшко относятся к хлоридпому типу. По составу глубинные рабсолы имеют сходство с рапой эвапоритовых бассейнов стадии садки галита. Рассолы выпаривания морской воды отличаются от высокомннерализованных подземных вод мсжсолс-вого горизонта верхней юры повышенным содержанием магния и невысоким—кальция. Фигуративные точки подземных рассолов на объединенной диаграмме химических типов вод располагаются вдоль стороны 2NaCl — СаС12 в треугольнике хлоридного типа. Можно предположить, что в жестких термодинамических условиях недр, связанных с возрастанием глубины погружения эвапоритов, происходила активизация обменных процессов между рапой хлоридного магниевого состава и известняками. Магний переходил в твердую фазу при образовании доломитов и магниевых силикатов, а кальций занимал его место в растворе. Теоретическое обоснование реакции дано в работе [60]. Экспериментальные исследования [13] убедительно подтвердили возможность протекания в природе реакции доломитизации, которая интенсифицируется повышением температуры. Доказательством протекания этой реакции в пластовых условиях служит и то, что карбонатные отложения в верхпеюрской соленосной толще представлены в основном эпи-
85
генетическими доломитами и доломитизированными известняками (Н. И. Бойко, 1978 г.).
Местоположение фигуративной точки 29 на значительном удалении от стороны 2NaCl— CaClg треугольника хлоридного типа указывает на существенную долю магния в ионно-солевом составе весьма крепких рассолов скв. 11 площади Ярославской. В ионносолевом составе преобладают катионы магния (42,50 °/о) и кальция (32,95 %) при подчиненном значении катионов натрия (24,55 %). Отношение эСа/aMg составляет 0,78, в то время, как для большинства крепких и весьма крепких рассолов Предкавказья оно колеблется в основном от 5 до 100. Рассолы на площади Ярославской в пределах Восточно-Кубанской впадины вскрыты на относительно небольшой глубине (2662 — 2676 м), в разрезе присутствуют прослойки терригенных пород, пластовая температура составляет 92 °C. Очевидно, увеличенное содержание магнпй-иона объясняется невысокой интенсивностью протекания реакции доломитизации.
Основная масса фигуративных точек крепких и весьма крепких рассолов верхнеюрской соленосной формации расположена ниже кривой бромхлорного отношения, что, очевидно, связано с низкой концентрацией этого элемента в верхнеюрском эвапоритовом бассейне седиментации. Воды скв. 167 площади Карабулак-Ачалукской характеризуются высокими значениями бромхлорного коэффициента (8,87). Это связано либо с относительно повышенной концентрацией брома па этом участке всрхпеюрского эвапоритового бассейна, либо с более поздним поступлением дополнительных порций брома (а также иода, бора и других микроэлементов) в результате деструкции рассеянного органического вещества пород при высокой пластовой температуре.
Подземные воды и рассолы подсолевого верхиеюрского горизонта имеют значительный разброс значений минерализации — от 3 до 226°/оо (см. табл. 8). Минимальная минерализация отмечена в подземных водах оксфордского яруса площади Кошсхабльскои (проба 38). 11а объединенной диаграмме химических типов вод фигуративная точка располагается в треугольнике хлоридного типа. Образование столь экзотического раствора, вероятно, связано с подтоком вод дегидратации глинистых минералов и процессом конденсации воды в газовых залежах. Скважина 4 была в свое время законсервирована в связи со сверхвысоким гидростатическим пластовым давлением флюидов. Ввиду низкой минерализации рассмотрение генезиса этого раствора с помощью кривых концентрирования морской воды не производилось. Наиболее информативными в таком случае были бы определения стабильных изотопов — дейтерия и кислорода-18, которые, к сожалению, отсутствуют. Основная масса (за исключением пробы 4<?) фигу* ративпых точек подсолевых рассолов (пробы 36, 37, 39—12, 31, 5) локализуются также в треугольнике хлорпдпого типа, при-ле1ая к стороне 2NaCI—СаС12. Это свидетельствует о том, что указанные растворы имеют 'в целом седиментационный генезис.
86
Наблюдаемый разброс фигуративных точек вдоль стороны 2NaCl — СаС1г, вероятно, обусловлен воздействием различных факторов и процессов, приводящих к формированию столь разнообразного по содержанию кальция состава рассолов подсолевого горизонта.
Фигуративная точка 41 рассолов площади Марьинской па объединенной диаграмме химических типов вод расположена па линии метаморфизации океанической воды Ок — О/с' — Ок", а также вдоль кривых концентрирования морской воды в процессе испарения, что свидетельствует о типично седпментогенной природе этих растворов.
Пробы 37, 45 попадают на графиках гидрохимической матрицы преимущественно в область, характерную для вод смешанного генезиса. Полагаем, что при образовании растворов площадей Ко-шехабльской (скв. 4) и Марьинской превалировали процессы выщелачивания галита из соленосной покрышки. Природу растворителя по гидрохимическим показателям определить трудно; очевидно, это были седиментогенные воды, проникающие па локальных участках по тектоническим нарушениям через ангидритовую оторочку. Сказанное подтверждается положением фигуративных точек на графике (см. рис. 28), отражающем зависимость бромхлорного коэффициента от концентрации хлора. Фигуративная точка пробы воды площади Марьинской ложится в непосредственной близости от кривой, а проба воды площади Кошехабльской (скв. 8) несколько выше. Относительное увеличение бромхлорного коэффициента в последней пробе может быть связано с поступлением брома из органического вещества пород при его деструкции в условиях термокатализа и высоком пефтспроизводя-щем потенциале подсолевых терригенных отложений.
Подземные воды на площади Советской (проба 45) сформировались, вероятно, путем смешения вод инфильтрационного и седиментационного генезиса. Реальность такого предположения подтверждается сравнительно неглубоким залеганием отложений, что увеличивало шансы поступления поверхностных вод в эту зону. Смещение (относительно кривой отношений эЫа/эС1) влево фигуративных точек подземных рассолов (пробы 36, 39, 40, 42, 44) площадей Лабинской, Кузнецовской, Кужорской, Гунделеиов-ской (скв. 1, глубина 2300—2340 м), Марьинской (скв. 3, глубина 4555—4596 м), по-видимому, вызвано разбавлением маточных рассолов, опустившихся по тектоническим нарушениям в коллекторы подсолсвого комплекса. В указанном процессе могли принимать участие воды различного происхождения: преимущественно ссди-ментогенпые, дегидратации глинистых минералов (проба 36, 39, 40, 44), а также кристаллизационные воды гипса и воды инфильтрации (проба 42).
Несколько необычное положение занимает фигуративная точка рассола (проба 43), вскрытого скв. 1 па площади Гунделеповской (глубина 2960—2980 м). Эта точка находится в квадрате сульфатного типа вод вблизи стороны Na2SC>4 — 2NaCl (см. рис. 28),
87
что указывает на протекание процесса выщелачивания галита при формировании рассола (вероятно, водами инфильтрации). Обогащение сульфат-ионом могло происходить за счет растворения гипса или ангидрита при движении вод из области питания в более глубокие части подземной гидросферы.
Водоносный комплекс средне-ннжнеюрских отложений. Глубинные рассолы средне-нижнеюрских отложений имеют в основном хлоридный кальциево-натриевый состав. По классификации Валяшко они относятся к хлоридному типу. Пластовые воды средне-нижнеюрского комплекса изучены неравномерно. В районах развития галогенной формации, залегающей на больших глу-
Рис. 29. Объединенная диаграмма основных химических типов вод подо косного комплекса срсднс-нижнсюрскнх отложений.
Условные обо иппн’нля см. рис. 14,
88
бинах (4—5 км), в настоящее время они вскрыты единичными скважинами. Рассолы подсолевой толщи рассмотрены нами в предыдущем разделе.
На объединенной диаграмме основных химических типов вод Валяшко (рис. 29) рассматриваемые рассолы расположены в треугольнике хлоридного типа вдоль стороны 2NaCl — СаСЪ, что позволяет охарактеризовать рассолы водоносного комплекса сред-
3No
Рис. 30. Зависимость натрийхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса средне-нижнеюрских отложений.
не-нижнеюрских отложений как седиментогенные, метаморфизованные в прямом направлении растворы. Появление в составе рассолов ионов кальция, связанных с хлором, объясняется протеканием реакции доломитизации. Эти процессы аналогичны процессам, имеющим место в водоносных комплексах меловых и верх-
89
леюрскпх отложений. Лишь в водах скв. 2 площади Мышастов-ской (Западное Предкавказье) и скв. 1 площади Зурмутпнской (Восточное Предкавказье) отмечается аномально высокое содержание попов кальция, достигающее 73,6% суммы катионов.
На графиках изменения отношений эЙа/эС1, эМ£*/эС1, ВгХ X103/С1 в процессе сгущения морской воды (рис. 30—32) фигура-
Рис. 31, Зависимость магнийхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса средпе-пижнеюрских отложений.
тивные точки глубинных рассолов средпс-пижнеюрского возраста группируются в основном вдоль'кривых концентрирования морской воды, что свидетельствует о преимущественно седпменто-генной природе рассолов. На графиках изменения магпийхлорно-го коэффициента отчетливо отмечается следующая закономерность: значительная часть фигуративных точек весьма слабых рассолов и соленых вод расположена в области, характерной для вод смешанного генезиса. В этой области группируются, фигура
90
тивные точки вод, вскрытых в районе Адыгейского и Минераловодского выступов, а также в зоне опреснения, расположенной в западной части Прикумской зоны поднятий. На этих участках заметна роль вод современной и древней инфильтрации. С увеличением минерализации фигуративные точки глубинных рассолов средне-нижнеюрских отложений смещаются в зону типично седп-ментогенных вод.
Рис. 32. Зависимость бромхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса средне-нижнеюрских отложений.
На графике изменения бромхлорного отношения в процессе концентрирования современной морской воды (см. рис. 32) фигуративные точки расположены в основном вдоль и выше кривой сгущения. Это указывает на седпментогенпый характер вод и дополнительный источник поступления брома в рассолы. Помимо концентрирования брома в талассогенных водах в процессе их сгущения в пижие-средиеюрском бассейне седиментации, «излишек» брома, по нашему мнению, поступал из рассеянного органического вещества при его разрушении в жестких термобарических условиях.
Проведем гидрохимический анализ генезиса типичных подземных вод и рассолов средне-нижнеюрского водоносного комплекса с помощью гидрохимической матрицы (рис. 33) (табл. 9). На объединенной диаграмме Валяшко местоположение фигуративных точек рассолов (/ —15,21) свидетельствует о преимущественно седиментогениой природе рассолов рассматриваемого комплекса и интенсивном протекании реакции доломитизации. Фигуративные точки 10—13 несколько удалены от стороны 2NaCl — СаС12, в составе рассолов заметна роль ионов магния. Весьма слабые рассолы проб 10—13 вскрыты на относительно небольшой глубине (1060—1436 м). Недостаточно полное протекание реакции доломитизации в системе вода — порода на этих площадях, очевидно, связано с относительно невысокой пластовой температурой. Сдвиг точек 3, 5 к вершине треугольника 2NaCl свидетельствует о разбавлении подземных рассолов скв. 8 площади Яикульской (Ставропольское сводовое поднятие) и скв. 5 площади Ссрафи-мовской (Арзгирская зона поднятий) опресненными дрсвиеип-фильтрогеииымп водами и поровыми растворами глинистых отложений. Местоположение точек 10, 16—19, отвечающих составу соленых вод и весьма слабых рассолов, в зоне смешанных растворов указывает на значительную долю метеорных вод в формировании пластовых флюидов. Структуры, в пределах которых вскрыты эти воды, расположены вблизи современных областей питания, в зоне активного водообмена. Химический состав воды и расположение точки 20 характерно для типичных континентальных вод.
Распределение фигуративных точек относительно кривых сгущения морской воды (см. рис. 33) подтверждает вывод о происхождении рассматриваемых вод. Высокая концентрация брома в ряде проб пластовых вод (расположение точек выше кривой изменения бромхлориого коэффициента в процессе концентрирования морской воды) связана с поступлением этого элемента в подземные воды при термодеструкции органического вещества пород. Высокоминерализованные рассолы скв. 1 площади Тарумовской (183 % о), отвечающие степени сгущения морской воды до стадии садки гипса, не характерны для водоносного комплекса средне-нижнеюрских отложений. Фигуративная точка 9 расположена на линии метаморфизации морской воды Ок'—Ок" и на кривых изменения натрийхлориого и магнийхлорного коэффициентов, что отвечает типично седимептогеиному характеру этой воды. Выше 92
IB
10
Br'fO3
“CT"
20-
15-
is16
~ 2° • 6 7 •
3 12 V* -------------
I,Qc»5 %П2ЧЗ ,91O 21 "
9
ад
0,6
Ofi
0,2 -
sMjf 301 1,0
50 ЯЗ 15} S3) ei%a
° 50 100 150
1
200 Cl%o
K-1OS
Рис. 33. Гидрохимическая матрица водоносного комплекса среднс-пнжиеюрских отложений.
Химический состав типичных вод и рассолов водоносного
п/п Площадь, на которой расположена скважина № скважины площади на рис. 1 Интервал жробоваиия, м Минерализация, 1 Содержание ионов, °!™
тектонического района Na+ К+ Са2+ сг
1 Урожайиеиская 22 259/XIV 3551,6-3569 55 7,9 0,84 2,49 0,16 32,7
9 Арзгирская о 225/XIII 2891—2904 64 21,5 0,73 2 22 0,30 38,6
3 Серафимовская 5 229/Х ИI 3265—3269 63 21.5 1,10 1,85 0,23 37,8
4 Черкесская 3 132/VIII 2156—2170 96 30,8 5,38 0,61 58,5
5 Яикульская 8 165/IX 2334—2315 43 16,0 1,21 0,19 25,4
6 (овыльная 9 288/XIV 3494—3498 87 28,4 0,53 4,20 0,48 52,7
7 Майская 11 29S/X1V 3741—3753 121 37,1 1,45 7,77 0,50 73,4
8 Стальская 8 326/XIV 3808—3817 156 50,5 3,04 7,33 0,43 94,9
9 Тарумовская 1 333/XIV 4500—5500 183 60,1 3,05 7,43 0,78 111,0
10 Фроловская 3 131/VIII 1248—1284 44 12,5 0,78 0,41 21,4
11 Икп-Бурульская 6 205/XI 1060—1063 99 32,9 3,98 1,05 60,8
12 Бузгинская 1 193/XI 1317—1321 112 37,7 3,61 1,17 67,8
13 Бешкульская 9 186/XI 1432—1436 135 56,4 5,69 2,01 88,9
14 Нальчикская 4 390/XVII 2382—2428 120 34,9 8,28 1,39 72,1
15 Гороховская 9 230/XIII 3297—3290 74 23,1 4,44 0,58 45,0
16 Церик-Гельская 3 135/VIII 1455—1538 52 19,0 0,77 0,21 30,6
17 Ловлинская 8 46/111 3898—4000, f j 21 7,7 0,22 *0,0 11,6
18 Армавирская 25 155/IX 2350—2366 35 12,8 0,74 0,01 19,4
19 Эльдама 4 404/XVII 1500—1900 28 10,510, И 0,2( )0,15 16,2
20 Чайкинская 1 67/III 2532—2552 7 9 9 0,0С 0,0 1,6
21 Зурмутинская 1 258/XIV 3478—3482 99 8,6|0,7с >24,9; 5 0,67 59,6
по разрезу отложения верхней юры представлены ангидритовой формацией. Формирование крепких рассолов на этой площади мы связываем с перетоком высококонцентрированных рассолов верхнеюрской соленосной формации по тектоническим нарушениям.
Особое место занимают воды площади Зурмутинской (проба 2/), расположенной в зоне относительного опреснения водоносного комплекса средне-нижнеюрских отложений. Это высокомета-морфизованные воды* повышенной (относительно фоновой) минерализации хлоридного натриево-кальциевого состава. Натрий-хлорный коэффициент в растворах площади Зурмутинской снижается до 0,23. Формирование рассолов столь своеобразного состава невозможно объяснить только процессами захоронения и последующей трансформации химического состава вод бассейна средне-нижнеюрской седиментации, так как процентное содержание кальция в типично седиментогенных водах этого района (восточная часть Прикумской зоны поднятий) значительно ниже. На первый взгляд низкий натрийхлорный и высокий магнийхлорный коэффициенты можно объяснить захоронением рапы эвапоритового бассейна седиментации садки эпсомита и последующим раз-авлеиием рассолов пресными водами. В этом случае гидрохимические коэффициенты остаются неизменными [24]. Но этому
94
комплекса средне-нижнеюрских отложений Предкавказья
Содержание ионов, Содержание микроэлементов Х10‘, % 1 идрохнмкческие коэффициенты Индексы
9_ SO4 нсо3 1 Вт в эХа Вт 10' К 1М0'
эС1 эС1 CI Вг CI / £
0,28 0,02 0,54 0,26 0,68 1,21 0,66 12,8 11,9 0,8 7,4 0,87 0,87 0,13 0,12 3,91 3,10 25,5S 6,15 6,54 19 0| 1.43 ° >6 11,89 Q S>
0,01 0,44 14,3 Ю,1 0,90 0,10 3,78 7 7’ 1 7-' 7 ср
0,00 0,49 0,38 24,7 1,8 0,81 0,19 4; 22 3 16 15.79 7 47
0,09 0,32 0,24 7 ,а 4,6 0,90 0,10 2,95 2'21
0,01 0,51 0,39 23 2 5,5 0,84 0,16 4,66 2,28 10,00 2,64 1348
0,01 0,38 1 22 32,0 /, / 0,78 0,20 4,37 4,51 19.70 2,00 18’39
0,00 0,00 — — — 0,85 0,15 - — - 32.09 1,32 13,67
0,01 0,06 0,81 64,8 6,1 0,84 0,14 5,85 4,70 27,5 2,06 11.87
0,04 0,80 0,78 4,9 о.з 0,90 0,10 2,28 — 5,62 4.16
0,01 0,12 0,70 17,3 1,9 0,84 0,17 2,85 • — 5.09 11,47
0,05 0,01 — 19,2 2,3 0,85 0,14 2,83 — —- 5.01 9, Ю
0,03 0,07 0,36 19,9 2,7 0.82 0,18 2,24 .— 6 59 11,28
0,33 0,18 0,47 25,6 — 0,75 0,25 3,55 —— 5,62 19.81
0,02 0,40 0,48 14,8 — 0,79 0,21 3.28 — — 3.75 16.93
0,60 0,38 6,12 17,7 -— 0,96 0,04 5,79 — -— 2,02 2.16
0,1S 0,65 0,92 3,9 8,5 1,00 0,00 3,27 •— -—. 1.Н IJ6
1,83 0,26 3,75 10,4 3,8 1,01 —0,01 5,31 — — 6,52 5,12
0,00 1,43 0,51 3,9 2,9 1,00 0,00 2,41 2,43 5,85 0,45 0,00
1,15 1,33 0,55 0,8 о,з — — — — 18,77 24.82
0,01 0,17 2,13 13,0 0.6 0,23 0,77 2,17 5,77 12,52 3,26 73,51
предположению противоречит низкий бромхлорный коэффициент, равный 2,17; кроме того, в разрезе Зурмутинской структуры отсутствуют соленосные отложения.
Условия для накопления хлоридов кальция в водах этой площади могли создаваться в некоторых поверхностных длительно развивающихся полуизолированных бассейнах седиментации. Площадь Зурмутинская расположена вблизи контура выклинивания средпе-пижнеюрских отложений (границы развития юрского бассейна седиментации). Под влиянием поступления с суши гидро-карбонатов кальция исходная рапа обессульфачивалась [30]. Возможно, в районе распространения хлоридпых натрнево-кальцие-вых вод в средне-нижнеюрское время существовала полуизолиро-вапная лагуна п в поверхностных условиях происходило накопление хлоридов кальция. В дальнейшем при погружении отложении и внедрении метеорных вод данная зона вследствие ухудшения коллекторских свойств не была затронута процессами древней инфильтрации и в ней сохранились метаморфизованные воды средне-ппжиеюрской лагуны. о
Водоносный комплекс триасовых отложении. Этот водоносный комплекс изучен недостаточно полно. На значительной территории триасовые отложения залегают, на t большой глу ине и в на-
95
стоящее время скважинами не вскрыты. Наиболее полно рассматриваемый комплекс опробован в пределах Прпкумской зоны поднятий, где к отложениям этого возраста приурочены залежи углеводородов. Минерализация подземных вод водоносного комплекса изменяется в широких пределах. Так, промытые структуры Капевско-Берсзапского вала содержат солоноватые и соленые воды, па площадях Восточно-Кубанской впадины распространены слабые рассолы. В пределах Восточного Предкавказья водоносность комплекса определяется наличием зои трещиноватости карбонатных и терригенных пород. Минерализация вод изменяется от 20 до 153 °/оо, состав — хлоридпый кальциево-натриевый, реже хлоридпый натриевый, тип вод — хлоридпый.
На объединенной диаграмме основных химических типов вод (рис. 34) глубинные рассолы рассматриваемого водоносного ком-
Рис. 34. Объединенная диаграмма основных химических водоносного комплекса триасовых отложений.
Условные обозначения см, рис. 14.
ТИПОВ
ВОД
&G
плекса расположены в треугольнике хлоридного типа вдоль стороны 2NaCl — СаС1г. Наблюдается закономерность: с увеличением минерализации возрастает относительная концентрация ионов кальция. Судя по расположению точек, хлористый кальций в составе рассолов появляется в результате обмена Mg2+ раствора на Са2+ пород [24]. Основная масса весьма слабых рассолов и соленые воды триасового комплекса расположены слева от прямой Ок1— О/с11 (линия метаморфизации состава океанической воды нормальной солености), что указывает на существенный вклад
дПа
эсг
Рис. 35. Зависимость натрийхлорного коэффициента от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса триасовых отложений.
Условные обозначения см. рис. 15.
97
опресненных вод в формирование весьма слабых рассолов триасовых отложений Предкавказья Максимальное содержание хлористого кальция отмечается в крепких рассолах (153 % о) площади Северо-Кочубеевской.
Рассмотрим кривые сгущения морской воды с нанесенными фигуративными точками отношений aNa/oCl, эМ£:!7эС1 и Вг • 103/С1, рассчитанных для рассолов триасового возраста (рис. 35—37).
эМд'
Рис. 36. Зависимость магпийхлориого отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным водам водоносного комплекса триасовых отложений.
Весьма слабые рассолы опресненной зоны метаморфизованы незначительно (эИа/эС!=0,854-1,00), с увеличением минерализации натрпйхлорный коэффициент уменьшается до 0,80—0,60. На графиках изменения натрийхлорпого и магпийхлориого коэффициентов в процессе сгущения морской воды наблюдается четкая зако-
Более подробно природа растворителя будет рассмотрена в разделе 4.4.
98
номерность: фигуративные'точки весьма слабых рассолов водоносного комплекса триасовых отложений попадают в область, характерную для вод инфильтрационного и смешанного генезиса. Очевидно, что на формирование состава этих вод оказали влияние процессы инфильтрации или дегидратации глинистых минералов. Генетические коэффициенты вод повышенной минерализации
Вт-/О3
С1 25г-
2Q0 CL %о
Рис. 37. Зависимость бромхлорного отношения от степени сгущения морской воды с нанесенными данными по подземным во-
дам водоносного комплекса триасовых отложений.
99
(60—100 % о) испытывают значительные колебания. По нашему мнению, это преимущественно седнментогенные воды, но на отдельных площадях здесь заметна доля опресненных вод. Высо-коминерализованиые растворы (100—145 % о) попадают в зону типично седимептогенных метаморфизованных вод.
Основная масса фигуративных точек бромхлорного отношения глубинных рассолов триасовых отложений расположена вдоль и несколько выше кривой сгущения морской воды. Лишь незначительное число точек попадает в зону, характерную для вод смешанного генезиса (Вг- 103/С1 = 0,54-2,0). Повышенные значения бромхлориого коэффициента мы связываем с дополнительными порциями брома, поступающего из пород при деструкции рассеянного органического вещества в условиях высокой пластовой температуры.
Расположение фигуративных точек подземных вод и рассолов на графиках гидрохимической матрицы (рис. 38) свидетельствует о преимущественно седиментогепном облике вод и рассолов водоносного комплекса триасовых отложений. Все фигуративные точки рассматриваемых рассолов (табл. 10) находятся на неболь-
Химический состав типичных вод и рассолов водоносного
X" пп Площадь, на которой расположена скважина № скважины № площади на рис. 1 Интервал опробования, м Минерализация, % Содержание
№ тектонического района Na+ К+ Са2+ Mg‘2+ сг
1 Зурмутинская 10 258/XIV 4080—4103 21 6,3 0,28 0,05 9,7
2 Демьяновская 1 238/XIV 3350—3404 54 18,5 2,12 0,33 33,1
3 Ново-Александ- 3960—3970
ровская 1 233/XIII 3900—3913 39 12,0 1,69 0,24 21,1
4 Величаевская 43 245/XIV 3610—3695 50 16,4 0,15 1,99 0,18 29,1
5 Южно-Ачикулак-
ская 9 317/XIV 3744—3749 83 26,2 5,15 0,50 50,6
6 Мектебская 1 320/XIV 3732—3746 42 15 J I J5 0,12 25,5
7 Граничная 7 327/XIV 3722—3727 96 28,1 0,36 7,29 0,84 58,8
8 1Ожно-Чернолес-
ская 1 345/XV 4125—4612 НО 22,8 13,57 1,12 62,0
9 Пошолкинская 5 236a/XIII 3830—3840 70 21 ,8 4,51 0,35 42,3
10 Совхозная 6 243/XIV 3828—3863 52 18,310,16 1,20 0,11 30,4
11 Северо-Ставро-
польская 162 143/IX 2721—2732 62 22 ,0 1,76 0,26 37,6
12 Молодежная 3 284/XIV н. с. 128 37,5 1,25 9,44 0,60 77,2
13 Северо-Кочубеев-
ская 1 256/XIV 4464—4658 152 26 ,1 27,32 2,58 96,1
14 Каясулинская 3 352/XVI 4325 96 27,4 8,87 0,50 5?.о
15 Восточная 45 262/XIV 3746—3790 137 46,6 13,89 0,90 71,3
16 Старо-Минская 34 31/III 2100—2154 58 19,3 2,30 0,48 35,3
17 Самурская 45 124/VII 2681—2720 43 13,4 2,50 0,41 26,0
18 Каневская 44 74/IV 1687—1740 23 8,3 0,65 0,04 13,5
19 Великая 11 83/IV 3666—3713 23 8,5 0,30 О,0б 13,4
100
шом удалении от стороны 2NaCl —СаС1: треугольника хлоридио-го состава вод, что указывает на интенсивное протекание процессов доломитизации (обмен вод на Са2+ породы). Смещение точек соленых вод и весьма слабых рассолов (/, 6, 10, 11, 18. 19) в зону, характерную для смешанных вод, а также удаление натрийхлорного и магнийхлорного коэффициентов от кривых сгущения морской воды в зону смешанных растворов свидетельствует о значительном вкладе пресных вод в формирование состава растворов триасового комплекса в зонах опреснения. Высокие значения бромхлорного коэффициента в этих водах связаны с дополнительным поступлением этого микроэлемента в опресненные воды.
Наибольший интерес представляет рассмотрение слабых рассолов триасового комплекса. Для рассолов триасовых отложений характерна тенденция к возрастанию концентрации кальция с увеличением минерализации. Лишь небольшое число проб (2— 4, 16) располагается в зоне прямой метаморфизации нормальной океанической воды. Основная масса фигуративных точек рассолов (5, 7—9, 12—15, 17, 20) на объединенной диаграмме сдвинута в сторону обогащения СаСЬ. На графиках изменения натрпйхлор-
комплекса триасовых отложении Предкавказья
Таблица 10
ПОПОВ, °|'1С Содержание микроэлементов х Гидрохнмлческне коэ рфнцненты Индексы
SO4 нсо3 I Вг в эКта эС1 эМк* эС1 Вг-101 С1 К Вг K1Q1 С1 / g
0,08 0,97 0,97 18,3 0,99 0,00 18,89 . 0,61 0,71
сл 0,24 1.16 13,3 3,0 0,86 0,14 4,02 — — 2,89 10,93
0,24 1,45 1,69 9,2 5,6 0,87 0,13 4,35 — , 3,35 9,28
0,10 0,50 0,53 12,9 — 0,87 0,13 4,14 1,19 5,24 1,83 10,85
0,27 0,34 0,72 22 5 7,5 0,80 0,20 4,44 — — 2,91 17,23
0,34 0,12 0,39 10,8 4,2 0,90 0,08 4,26 — —. 1,40 6,75
О’,01 0,23 0,58 26,8 4,8 0,74 0,26 4,56 1,35 6,15 4,17 21,71
0,10 0,29 0,86 17,8 13,3 0,60 0,43 2,87 — — 4,75 38,35
0,25 0,31 — 9,7 0,80 0,20 — — — 2,41 18,01
0,07 0,47 0,64 8,7 — 0,92 0,07 2,85 1,87 5,39 1,09 5,91
0,20 0,12 1,09 10,8 4,7 0,90 0,10 2,88 — — 2,03 7,71
0,00 0,39 0,49 21,2 6,9 0,76 0,24 2,74 5,89 16,2 2,26 21,34
0,03 0,07 1,33 54,2 3,7 0.42 0,58 5,64 — — 7,84 50,25
0,07 o;gs 0,55 21,3 — 0,72 0,28 3,62 — — 2,52 25,90
сл 0,63 — — 6.2 0,62 0,38 — — — 3,64 34,03
0,04 о; 19 0,60 9,0 0,6 0,84 0,16 2,54 — — 4,58 11,13
О’,39 0,21 0,81 9,0 1,7 0,80 0,20 3,48 — — 4,61 15,52
0,03 o;9i 1J7 7,1 3,4 0,95 0,05 5,27 — — 0,88 4.42
о;о4 о;о7 0,25 4,6 з,о 0,98 0,02 3,44 — 1,30 0,75
101
• 1
Рис. 38. Гидрохимическая матрица типичных вод водоносного комплекса триасовых отложений.
кого и магнийхлорпого отношении в процессе концентрирования морской воды точки этих растворов находятся па значительном удалении от кривых сгущения. Объяснить столь своеобразный состав рассолов разбавлением рапы эвапоритовых бассейнов пресными водами невозможно, так как на этих площадях в разрезе мезозоя соляных отложений не наблюдается. Авторы полагают, что такой состав подземных рассолов связан с процессами палеовулканизма в триасовый период и развитием вулканогенно-осадочной толщи. Возможным механизмом накопления кальция в подземных рассолах является реакция взаимодействия натрия и калия растворов с кальцийсодержащими силикатами: альбитизация и анальцимпзация плагиоклазов, щелочная цеолитизация и др. По данным Л. Н. Капченко [44], наибольшее развитие эти процессы получают в вулканогенно-осадочных и эффузивных трещиноватых толщах основного состава. На локальных площадях (в зонах палеовулканизма) дополнительное накопление СаСЬ в рассолах могут-обусловливать реакции глубинных магматических газов, в основном НС1, с кальцийсодержащими породами (известняками) [88]. Низкая концентрация калия (пониженные значения калийхлорного и калийбромного отношений относительно кривых сгущения морской воды), очевидно, связана с тем, что часть калия перешла в плагиоклазы в обмен на кальций.
4.3. Химический состав растворов газово-жидких включений минералов осадочного чехла
При осаждении минералов в бассейнах седиментации в вакуолях, представляющих микродефекты кристаллической решетки, локализовались капли маточного раствора. В процессе литогенеза осадков происходила перекристаллизация твердого субстрата и образование химических соединений, стабильных для данной термобарической обстановки. Трансформация матрицы кристаллов сопровождалась изменением как внешней формы, так и внутреннего строения последних. Это убедительно показано нашими экспериментальными исследованиями (раздел 4.1) по изучению поведения включений в каменной соли. Вакуоли представляются нам как мобильные системы, эволюционирующие в поле градиента давления и температуры. В связи с этим растворы-консерваты включений каменной соли можно рассматривать в качестве неизмененной (по химическому составу) первичной субстанции только до определенной Р—Т—И границы, которая должна устанавливаться отдельно для каждого региона. В качестве примера проанализируем изменение химического состава растворов включений по разрезу верхнеюрской соленосной формации Северного Кавказа.
Из табл. 11 и рис. 39 видно, что растворы жидких включений в диагенетическом галите (глубина до 1,3—1,6 км) относятся в основном к сульфатно-магниевому подтипу сульфатного типа. Фигуративные точки 1, 2 (см. рис. 39), отвечающие составу растворов во включениях диагенетической каменной соли, попадают в
103
о
Таблица 11
Результаты определения химического состава растворов включений в каменной соли верхней юры (методом валовых вытяжек)
п/п Площадь № скважины Глубина, м 1 Содержание ионов, г/л Г идрохимические коэффициенты
Na+ к+ Са2+ Mg2+ С Г SO4 нсо3 сумма ионов aNa 9Mg*
эС1 эС1
1 1 Ледокская 8 587 53,3 8,6 0,9 50,8 223,3 24,30 1,16 362,4 0,40 0,59
2 1 Ледокская 8 650 50,0 14,1 1,4 73,0 292,0 21,7 0,73 453,0 0,31 0,69
3 Ледокская 8 754 46,7 10,2 12,0 50,0 245,0 7,Ю 0,55 371,6 0,33 0,67
4 Ярославская 25 2882 35,4 9,8 47,2 58,1 318,5 0,31 0,76 470,1 0,20 0,80
5 Кузнецовская 1 3167 20,1 13,2 62,5 27,5 234,8 0,04 0,85 359,0 0,40 0,82
6 Марьинская 7 3859 26,4 8,3 49,9 32,0 230,6 0,60 0,28 348,1 ' 0,21 0,79
7 Элнстанжинская 40 2620 70,2 1 5,0 । 30,0 1,2 169,3 0,20 0,41 276,3 0,64 0,33
8 Аргуданская 1 2 3454 75,4 1,2 29,3 11,2 202,6 1 0,00 । 0,00 319,7 0,58 0,42
9 Гун де лен ов ск а я 1 1885 63,8 2,3 32,0 10,2 187,1 0,45 0,10 , 296,0 0,54 0,46
10 |Гунделеновская 1 1934 60,4 6,1 40,0 16,1 217,1 1 0,15 0,36 340,2 0,45 0,54
11 кЛысогорская 1 ? 3251 61,2 3,1 17,5 22,1 191,8 2,10 0,45 298,3 0,51 0,49
12 Марьинская 3 3885 70,9 2,4 5,4 30,3 207,2 4,80 0,18 321,2 0,54 0,46
13 Лабинская 4 4604 15,7 21,0 78,2 44,5 313,3 0,00 0,85 473,6 0,14 0,52
14 |Лабинская 10 4285 27,9 5,6 27,5 62,5 281,7 0,10 0,18 405,5 0,17 0,83
15 {Кошехабльская 8 4640 29,3 3,2 42,4 31,0 214,4 0,14 0,60 321,2 0,22 0,78
контур фигуры, описываемой кривой Oxabcde и стороной квадрата 2NaCl — MgCl2. Нахождение фигуративной точки 3 может свидетельствовать о вероятности поступления (в отдельные периоды) с суши гидрокарбонатов кальция в полузамкнутый эпиконтинентальный морской бассейн и формирования на некоторых участках акватории растворов хлоридного кальциево-натриевого состава. Подток вод с суши здесь вполне реален, поскольку исследуемые отложения образовались в краевой части древнего эвапоритового бассейна. Примером, который в некоторой степени мюжет подтвердить возможность протекания подобных процессов, служит
Рис. 39. Диаграмма сульфатного и хлоридного типов растворов с нанесенным на нее составом нормальных растворов морского происхождения (OKabcde) и фигуративных точек состава рассо-' лов включений.
/-раствор включений. 2 - рассол Мертвого моря.
105
Мертвое море, где концентрация ионов Са2+ достигает 14,0 %0 при минерализации 270,1 %о[Н9 .
Концентрация катионов К+, Mg2+, Са2+ во включениях, установленная с помощью различных методов (см. табл. 11, 12), колеблется в пределах 8,6—9,1; 10,0—74,5; 0,0—17,0 г/л соответственно.
Содержание анионов С1~, SO4 и НСОз в валовых вытяжках изменяется в пределах 223,3—245,0; 7,1—24,3; 0,55—1,16 г/л. Судя по результатам экспериментов по сгущению морской воды [14], растворы с такой концентрацией ионов находились на поздних этапах галогенеза (стадия садки галита — сильвина).
По содержанию и соотношению ингредиентов растворы газово-жидких включений в катагенетпческой каменной соли относятся в подавляющем большинстве случаев к хлорпдному типу. Сказанное подтверждается также тем, что па объединенной диаграмме химических типов вод (см. рпс. 39) фигуративные точки растворов (пробы 4—15) локализуются, хотя п с большим разбросом, только
в пределах треугольника хлоридпого типа вод.
Концентрация катионов К+, Mg2+, Са2+ колеблется в диапазоне соответственно 1,0—24,1; 1,2—-78,0; 5,4—79,0 г/л. Вариации содержания анионов СТ-, SO4 и НСО7 таковы: 169,3—318,5; 0,0—2,1 и 0,0—1,16 г/л. Диапазон минерализации, в принципе, тот же, что и в растворах включений диагенетической каменной соли. Не наблюдается каких-либо отклонений п в концентрации попов калия. В то же время нами зафиксировано резкое различие в содержании магний-, сульфат- и кальцин-ионов в описанных растворах. Смена типов вод растворов включений пространственно приурочена к выделенной нами (раздел 4.1) границе между стадиями диагенеза и катагенеза каменной соли верхней юры. Это, по-видпмо-му, обусловлено проявлением диффузионных катионно-обменных процессов в системе растворы включений-> межкристалльные растворы —пластовые растворы—> порода. Попы SO4 выводятся из раствора при первом проникновении диффузионного потока ионов Са2+ в нарушенные под действием термо- или динамометаморфизма включения. Вероятно, этим процессом можно объяснить обилие кристаллов ангидрита в газово-жидких включениях каменной соли (см. рис. 6). Затем после вывода из растворов попов SO.t начинает работать механизм обмена Mg2+ растворов включений па Са2ь пород. Протекание этих процессов стимулируется температурой и давлением и зависит также от раскрытости системы, ресурсов кальцпйсодержащих пород и других менее существенных факторов. Сказанное хорошо иллюстрируется данными (см. табл. 12) по определению содержания ионов кальция и магния с помощью ультрампкрохимического анализа и замораживания в индивидуальных вакуолях. Так, концентрация ионов магния, как правило, увеличивается во включениях, расположенных на участках с реликтовой зональностью в катагенетическом галите. Одновременно здесь снижается содержание ионов кальция вплоть до его значений в растворах вакуолей в диагенетическом галите. Таким оора-
106
Таблица 12
Результаты определения катионного состава растворов включений в каменной соли верхней юры
Площадь № скважины Глубина отбора, м Содержание катионов, г/л
Метод валовых вытяжек Ультрамикро.химический метод* Метод за-моражива-нияа
Са=+ Mg=+ к+ Са2+ Mg2+ К+ Са2+
Шсдокская 8 587 — • 7,0; 0,8; 17,0; 1,0; 5,0; 1,0; 7,5; 10,5; 1,1 60,5; 52,0; 71,0; 10,0; 20,1; 74,1: 74,5; 66,1; 65,0 — —
8 650 — — — 0,5; 0,0; 0,5; 0,0; 14,0; 12,3 57,8; 42,6; 63,4; 54,1; 40,2; 47,9 11,9; 11,6; 19,1; 14,1; 13,0; 14,0 —
Ярославская 25 2882 79,0 52,0 16,1 20—90
40 (15)
Западно-Вознесеиская 1 3386 20,1;17,5 40,5; 39,9 3,2; 5,4 10—60
1 25 (10)
Лабинская 20 3666 — — — 26,2; 37,7; 39,1; 66,0; 78,0; 64,2; 4,1; 3,3; 3,7; 5—60
46,8; 15,4; 19,4; 19,3; 16,4; 8,4; 23,5 38,8; 10,5; 9,5; 5,8; 8,6;-8,8; — 3,8; 2,3; 2,5; 1,6; 2,2; 20 (9)
Лабинская 3 4 4601 31,1 38,5 12,1 0,5; 0,5; 1,2; 50,8; 80,4; 18,8; 21,5; 0—10
0,5 54,6; 57,5 15,6; — 2 (12)
Лабинская 4 4610 61,5 30,0 16,4 13,0; 17,7; 18,3 44,0; 40,0; - 13,0; 17,7; 18,3 5—80
10 (14)
1ММЙ о 00 Площадь Хг скважины Глубина отбора, м Содержание катионов, г/л
Метод валовых вытяжек Ультрамикрохимический метод1 Метод замораживания1 2 3
Са2+ к+ Са2+ Mg2+ к+ Са2+
Кошехабльская Лабинская 8 3 4640 4071 18,2 27,9 1,0 26,8;33,2; 38,3; 5,8; 10,6; 7,7; 13,5; 13,4; — 5—45 30 (7)
Гунделеновская 1 1934 34,2 13,0 7,2 26,1; 26,2 49,3; 15,5; 20,9; 12,6; 12,5 37,5; 20,2; 28,4; 18,5; 12,9 23,7; 19,4; 23,9; 15—55
Марьинская 3 3885 37,4 13,1 6,4 20,4; 30,3; 27,2 16,3; 17,3; 23,1 20,4; 33,2; 24,1 25 (13) 10—100 27 (16)
Сухопадинская 3 4774 20,0; 33,7; 47,4; 31,0; 4,4; 7,1; — — — 17—65 30 (5) 5—40 14 (12)
Элистанжинская 40 2620 29,0 9,8 28,5 5,1 5,7 2,1 — — —
Аргу данская о 1 3454 32,3 24,0 3,4 — — 3—54 20 (И)
1 Анализы выполнены О. И. Петриченко в лаборатории Института геологии и геофизики горючих ископаемых АН УССР.
2 В числителе приведены пределы колебаний содержания ионов кальция, определенные методом замораживания, в знаменателе — их среднее арифметическое значение (в скобках — количество измерений).
3 Данные по улътрамикрохимическому анализу и замораживанию относятся исключительно к газово-жидким включениям, изученным на участках с реликтовой зональностью.
зом, хотя направленность трансформации растворов включений была та же, что и в пластовых водах, по интенсивность все же различна даже в пределах участков, площадь которых составляла всего лишь сотни микрон. На объединенной диаграмме химических типов вод разброс фигуративных точек растворов включений значителен, что связало с различной интенсивностью протекания реакции катионного обмена. Это обусловлено наличием либо отсутствием вышеперечисленных благоприятных факторов протекания данного процесса в каждом конкретном случае. Часть фигуративных точек растворов включений (4—6, 13—15) расположена в зоне метаморфизации рапы стадии садки сильвинита и карналлита. Авторы объясняют это тем, что три кристаллизации галита была захвачена межкристальная рапа более высоких стадий сгущения. Подтверждением этого предположения служит и тот факт, что во включениях галита зачастую встречаются минералы-узники сильвин и карналлит.
Остановимся более подробно на анализе графика (рис. 40), где на оси абсцисс отложена концентрация кальция, а па оси ординат — магния в рассолах. Как видно, фигуративные точки состава рассолов располагаются строго закономерно, т. е. наблюдается параллелизм в изменении содержания Mg2+ и Са2+. При
Рис. 40. Изменение содержания ионов Са2+ и Mg2+ в растворах. 1 — растворы включений диагенетического галита; 2 — растворы включений патогенетического галита; 3 — пластовые растворы.
109
снижении концентрации магния в растворе растет содержание кальция. На графике можно выделить три области.
В области 1 локализуются в основном фигуративные точки состава рапы с низким содержанием Са2+ и высоким Mg2+. Они в целом отвечают составу первичной рапы солеродного бассейна, захваченной во время садки галита. Растворы (преимущественно состава С1 — Mg — Na) были выявлены в жидких включениях диагенетического и газово-жидких вакуолях катагенетического галита (на участках с седиментационной зональностью). Расконсервация последних, по-видимому, почти не сопровождалась катионно-обменными реакциями.
В области 2 лежат преимущественно значения состава рапы газово-жидких включений катагенетического галита, в той или иной степени затронутой процессами метаморфизации. Нижняя граница этой зоны контактирует с областью 3, где располагаются фигуративные точки пластовых растворов состава CI — Са — Na с минимальным содержанием магния. Это говорит о том, что пла-
стовые растворы находятся с вмещающими их отложениями в относительном физико-химическом равновесии, в то время как растворы включений являются недонасыщенными ионами кальция и, следовательно, нестабильными (в присутствии кальцита) системами для данных Р — Т — И условий.
В свете изложенного возникает вполне естественный вопрос, как ведут себя воды включений в других минералах осадочного чехла с момента консервации растворов в бассейне седиментации и в дальнейшем в процессе литогенеза.
Обратимся к исследованиям Э. С. Сиаписяпа [95], который изучал химический состав растворов включений в известняках Северного Кавказа. Общая минерализация вод вакуолей колеблется от 17 до 85 г/л. Тип вод (по Сулину) изменяется от гидрокарбопат-ио- и сульфатпо-патрпевого до хлоркальциевого. При минерализации вод 17—18 г/л катионы кальция в водах включений становятся доминирующими. К сожалению, этим исследователем нс была установлена Р — Т — Н граница смены типов вод включении. Кроме того, из выводов, сделанных Сианисяиом, нс совсем ясно, какие воды и когда были захвачены в кристаллическую решетку минерала. В одном случае он называет их «реликтовыми» морскими, а в другом —- подземными водами, метаморфизованными в подземной обстановке и захваченными включениями в процессе литогенеза.
Полагаем, что содержащийся в вакуолях и порах известковых образований флюид был трансформирован в процессе перекристаллизации твердого субстрата. Увеличение содержания попон кальция в водах вакуолей объясняется, по-видимому, переходом его из кристаллической решетки известковых образований в раствор в обмен на магний раствора включений, вероятнее всего по реакции доломитизации. Обменные процессы происходили элаго даря изменению термодинамической обстановки, которое спосокт вовало дестабилизации равновесия в системе растворы включу ний — минерал-хозяин. В связи с этим накопление Са 1 в водах
110
включений для фиксированных Р — Т — Н условий должно было лимитироваться концентрацией катионов Mg2+ в водах консерва-тов, поскольку ресурсы Са2+ были относительно неограниченными. Основная же мысль, которая вытекает из вышеизложенного, состоит в том, что эволюция химического состава вод подземной гидросферы, будь то микровключения пли растворы пластов-коллекторов, протекает во времени и пространстве синхронно. Система флюид— твердая фаза стремится к равновесию при данных Р — Т — И условиях.
4.4. Анализ вариаций стабильных изотопов водорода и кислорода в природных водах
Вопросы генезиса и условий формирования подземных вод Предкавказья до настоящего времени решались главным образом на основании изучения гидродинамических условий, химического состава воды (макро-и микроэлементы), газовых, органических и бактериальных компонентов. Эти данные зачастую интерпретируются неоднозначно, что приводит исследователей к различным, порой противоположным выводам. В то же время анализ количественных отношений растворителя и растворенных веществ показывает, что эти отношения как по массе, так и по объему в подавляющем большинстве случаев свидетельствуют о преобладании растворителя. Так, для весьма слабых рассолов массовая доля растворителя составляет 96,5—93,0 %, для слабых рассолов 93— 86 %, для крепких — 86—73 %, Для весьма крепких рассолов Предкавказья 73—67 %. Таким образом, при исследовании генезиса и условий формирования рассолов из объекта изучения выпадала не менее важная составляющая воды — растворитель. Следовательно, по нашему мнению, объективную картину формирования рассолов можно получить лишь в результате комплексных исследовании как растворенных веществ, так и растворителя с последующей корреляцией этих данных [76, 102, 105].
3 глобальном масштабе лишь вода существует во всех трех фазах: газообразной, жидкой и твердой. Выявление закономерностей распределения стабильных изотопов водорода и кислорода в природных водах, гидрохимическая и гидрогеологическая интерпретация этих закономерностей с целью установления генезиса и эволюции вод гидросферы составляет в настоящее время основное содержание исследований по использованию этих изотопов в изучении природных вод. Основой вариаций изотопных отношений водорода и кислорода в природных водах является фракционирование изотонов воды при ее фазовых переходах в системе газ— жидкость—твердое тело.
Фазовый переход для системы вода—лед сопровождается Фракционированием стабильных изотопов водорода и кислорода [126]. Но меньшие значения коэффициентов изотопного фракцио-
III
нировапия, а также ограниченность масштабов природных процессов замерзания воды и таяния льда по сравнению с процессами испарения и конденсации воды позволяют не учитывать фракционирования дейтерия и 18О в системе лед—вода при рассмотрении закономерностей формирования и распределения стабильных изотопов в подземных водах и рассолах. Следовательно, именно процессы испарения — конденсации воды играют ведущую роль в разделении стабильных изотопов природных вод.
Рядом ученых [127, 131, 135] были проведены лабораторные и полевые изотопные исследования, а также модельные расчеты [20] процесса испарения пресных и соленых вод в естественных условиях. Результаты исследований показали, что процесс испарения в природе протекает в условиях, далеких от идеальных, описываемых уравнениями Релея. По данным работы [128] признаком протекания процессов фазового перехода в равновесных условиях являются коэффициент 6D/618O^8 (если концентрации выражены в 6 относительно SMOW). Поведение тяжелых изотопов воды при испарении в природных условиях сильно отличается от описываемого законом Релея и принимает самые разнообразные формы в зависимости от сочетания параметров природной среды. Гонфиантини [135] установил, что в результате длительного испарения дистиллированной и морской воды одинакового изотопного состава отмечаются следующие две особенности:
1) при испарении пресных вод на стадии сокращения объема около 30 % исходного (при влажности 70 %) происходит стабилизация изотопного состава воды, причина которой, по мнению автора, состоит в наступлении динамического равновесия между процессами испарения и изотопного обмена системы пар—жидкость;
2) при испарении морской воды сначала, на стадии сокращения объема, происходит накопление тяжелых атомов водорода и кислорода. Ниже 12 %, примерно на стадии садки галита, возникает инверсия изотопного состава и содержание дейтерия в конце эксперимента становится ниже исходного, что связано, по мнению автора, с изменением активности воды.
О причине инверсии изотопного состава высококонцентрированных испаряющихся рассолов (так называемого солевого эф фекта) высказываются различные мнения.
Ю. А. Борщевский и В. К- Христианов [9] выдвинули предпо ложение, что в «высокоминерализованном водном ^растворе тяже ловодородпые молекулы воды обладают большей летучестью». Это способствует преимущественному испарению из солян раствора молекул HDO.
Анализируя изотопный и химический состав морской воды» А. И. Поливанова (1970 г.) пришла к заключению, что инверс! изотопного состава раствора на стадии садки галита обусловлен* изменением структуры раствора в результате резкого увеличение степени гидратации при замене в растворе солей NaCI солям*1
112
MgSC>4 и MgCh, которая в то же время несколько ослаблена в тяжеловодородной воде по сравнению с обычной.
В. А. Поляков и Ю. Б. Селецкий [90], производившие опыты по выпариванию морской воды, сообщают, что «изотопный состав испаряющейся воды при определенных условиях может претерпевать инверсию». По их мнению, это явление «обусловлено снижением скорости испарения в результате уменьшения активности воды в жидкой фазе». Они полагают, что указанный процесс может приводить к незначительному снижению содержания дейтерия в растворе только в условиях высокой влажности воздуха.
Детальные экспериментальные исследования по выпариванию воды Черного моря и оз. Сасык-Сиваш до высоких стадий сгущения в условиях, приближенных к природным, были проведены Валяшко и др. [41]. Максимальная концентрация тяжелых изотопов водорода и кислорода наблюдалась перед садкой галита, затем па более высоких стадиях сгущения наступала инверсия и изотопный состав облегчался (6D = —65 %о, 618О = —9,0 %о)-По мнению авторов [41, с. 123], «инверсия совпадает с изменением химического состава рассолов, в которых при садке галита резко уменьшается содержание натрия и увеличивается количество сульфатов и хлоридов магния. Можно предположить, что накопление в растворе ионов с высокой гпдратацпонной способностью (Mg2+, SO4 ) приводит к связыванию все большего количества молекул I+018 и таким образом препятствует их испарению». Одновременно идет параллельный процесс «избирательного испарения тяжелоизотопных молекул».
Описанный эффект хорошо согласуется с результатами исследований (Фонте и др., 1965 г.) содержания D и lt!O в водах протоки, соединяющей морс с местом, где под действием испарения осаждалась каменная соль. Обогащение воды тяжелыми изотопами происходило до минерализации 65 г/л, затем процесс сильно замедлялся и даже наступала инверсия. Однако это несколько противоречит результатам работы [129], в которой установлено в подобных условиях стремление к накоплению изотопа 18О параллельно росту минерализации. Л. С. Власова и В. С. Брезгунов рассматривали возможность инверсии изотопного состава стабильных изотопов рассолов в природных условиях на основе модельных расчетов [20]. Теоретически при различных сочетаниях природных параметров они установили возможность образования рассолов с концентрациями D и 18О от +165 до —135 %о и от +40 до —28 %0 соответственно. Основную роль в формировании изотопного состава рассолов авторы отводят влажности и изотопному составу атмосферного пара. Ими сделан вывод, что ограниченность климатических условий образования крупных солеродных бассейнов в реальной среде сужает диапазон концентраций D и 18О, которые можно ожидать в природных рассолах морского происхождения: до +80...—40 °/оо для 6D и +22... —3 °/оо для б18О. Сравнение рассчитанных данных с паблюда-
5 Заказ № 291 ИЗ
емыми экспериментально в современных солеродных бассейнах и ископаемых рассолах, а также с результатами исследований растворов жидких и газово-жидких включений галита ’, выполненных авторами, указывает па некоторое несоответствие модельных расчетов и фактических концентраций стабильных изотопов в природных объектах.
Подробный анализ закономерностей и факторов, определяющих изменение изотопного состава рассолов в процессе испарения, приводит в своей работе Л. К. Гуцало [31]. Первоначальный наклон восходящих линий испарения рассолов па диаграмме 6D—б|8О зависит, по мнению автора, в первую очередь от относительной влажности воздуха; обычно тангенс угла наклона липин колеблется от 6 до 3, отражая неравновесные условия испарения. В остаточном растворе после инверсии изотопного состава характер отношения 6D и б18О будет выражаться серией прямых, параллельных линии Крейга для метеорных вод и располагающихся в основном ниже нес. Автор считает, что фазовые переходы в системе водный раствор — водяной пар после инверсии изотопного состава остаточных растворов протекают в условиях, близких к равновесным.
В. А. Поляков считает, что как до, так и после инверсии изотопного состава его фракционирование в процессе испарения будет определяться неравновесными кинетическими процессами2. При испарении па конечных стадиях существования эвапоритового бассейна изотопный состав высококонцентрированной маточной рапы, по мнению автора, стремится к изотопному составу атмосферного пара (т. с. в системе координат 6D—6,8О кривая изотопного состава, описывая петлю, устремится к липин Крейга).
Как видно из анализа работ по этому вопросу, в настоящее время достоверно установлен лишь факт инверсии изотопного состава (обеднение тяжелыми изотопами) весьма крепких рассолов испарения. На закономерности и факторы, определяющие изменение изотопного состава рассолов конечных стадий садки солей в процессе испарения, существует множество разнообразных, порой альтернативных точек зрения. Модельные расчеты и умозрительные построения не дают однозначного ответа на этот важный вопрос. По нашему мнению, для объективных выводов необходима постановка экспериментальных исследований по испарению и определению стабильных изотопов как многокомпонентных морских вод до стадий садки сильвина, карналлита и бишофита, так и односолевых растворов NaCl, Na2SO4, MgCI2, MgSOi, CaCI2 и др.
В идеальном случае концентрация стабильных изотопов воды после ее попадания в гидродинамически изолированную (относительно) равновесную систему должна отражать тот изотопный
1 Данные по изотопному составу растворов включении и их гидры сохиыи-ческая интерпретация приведены в разделе 4.5.
Устное сообщение на Всесоюзном симпозиуме «Изотопы в гидросфере»,
114
состав, который соответствовал воде в последний момент ее пребывания на поверхности планеты. Однако формирование растворов подземной гидросферы имеет длительную и сложную историю и сопровождается, как правило, рядом процессов, приводящих к изменению первоначального изотопного состава растворителя. Ниже коротко остановимся на ряде процессов, трансформирующих изотопный состав подземных вод.
Авторы монографии [90], основываясь на ряде исследований [98, 121, 124 и др.], пришли к выводу, что изотопный обмен между водородом воды и сероводородом, водородом подземных вод и водовмещающих пород, а также фильтрационное фракционирование водорода и кислорода в артезианских бассейнах незначительны и фактически не могут повлиять па изотопные отношения. Однако более поздние работы советских [94] и зарубежных [143] ученых указывают на возможность протекания процессов, приводящих к существенном)/' обеднению дейтерием подземных вод. С. М. Савин и С. М. Эпштейн [143, 144] считают возможным протекание изотопно-обменных процессов п приводят коэффициенты разделения изотопов водорода и кислорода в системе глинистый минерал — вода: для монтмориллонита — воды ао =1,027, aD=0,94; для каолинита—воды ао8 =1,027, aD = 0,97; для глауконита — воды 48 =1,026, aD = 0,93 (при 15—25 °C). Следовательно, в условиях изотопного равновесия с глинистыми минералами 6D воды может изменяться от —13 до —54 %о- Ю. Б. Сслецкий [94 и др.] теоретически обосновал возможность (обеднения дейтерием и обогащения кислородом-18 пластовых вод в результате их смешения с дегидратационнымп водами глинистых минералов. Нами [108] на основе изотопных данных подтверждено фактически протекание данного процесса в подземных водах Предкавказья. Л. С. Власова на основе результатов моделирования при движении воды в пористых средах высказывает мнение о возможном изменении изотопного состава растворителя в пределах 20 °/оо по дейтерию п 4 %о по кислороду-18.
Поведение изотопов кислорода подземных вод при взаимодействии с породами отличается существенными особенностями, которые проявляются в основном в условиях высокой температуры. По сведениям ряда исследователей [109, 121, 125, 139], в таких условиях вода обогащается тяжелым кислородом в результате изотопного обмена с кислородсодержащими породами (известняки, доломиты, силикаты и др.), у которых изотопное отношение кислорода более высокое, чем у воды. Описанное явление получило название кислородного сдвига. В связи с кислородным обменом симбатность изменения концентраций D и 18О в поверхностных водах нарушается в подземных растворах. В количественном отношении изотопный кислородный сдвиг подземных вод зависит от следующих факторов: содержания 18О в «первоначальной» воде, участвовавшей в формировании подземных вод, концентрации 18О в водовмещающих отложениях и температуры, 5*
115
Содержание дейтерия и кислорода-18 в природных водах Предкавказья
Таблица 13
№ п/п Площадь или место отбора проб № скважины № площади на рис. 1 Интер ват опробования, м Водовмещающне породы Минерализация, °/оо Стабильные изотопы, °/оо от SMOW
возраст состав oD о‘еО
Терско-Сунженская зопа
1 2 Заманкульская 18 65 384 384 2073—2075 2072—2082 Ко II Ко! Карбонатные 40 41 —38 —40 + 1.9 —1,5
3 » 64 384 3770—3784 KJ VII Терригенные 74 —37 —0,5
4 Карабулак-Ачалукская 154 385 2205—2260 Ко Карбонатные 43 —39 —1.8
5 » 157 385 2328—2340 к; п Терригенные 39 —46 —3,8
6 » 100 385 2120—2436 I<! III » 70 —55 —4,0
7 115 385 2526-2555 К, II 36 —43 —2,7
8 Малгобек-Вознесенская 700/7 371 365—398 402—410 Njkq III—IV » 3 —46 —53 —7.1 —6,7
9 2> 511/7 371 612—618 N,c XVI 8
10 791 371 2725—2741 Ко Карбонатные 35 — 17 +2,7
И » 870 371 3377—3409 к; iv Терригенные 63 —46 + 0,6
12 X- 917 371 2907—29S5 Ко Карбонатные 48 —29 +6,1
13 919 371 4355—4390 к; Терригенные 72 —39 +3,1 О ТУ
14 Старогрозненская 133 388 2029—2032 Ntkq XII » 4 —66 —8,7 О ГТ
15 » 186 388 2970—2926 Njc XVI » 16 —24 —3,5
16 » 665 388 4162—4163 Ко Карбонатные 28 —15
17 Октябрьская 228/14 389 512—514 Njkq X Терригенные 1 —47 j о —7,8
18 » 17/8 389 821—834 NjkqXVIII » 9 —43 —6,3
19 Г ойт-Корт 2/2 389а 150 N2ap » 0,5 —49 —11,0
Прикумска я зона поднятий
20 Озек-Суатская 38 276 3191—3196 К, Терригенные 73 — 17 —1,5 л
21 22 Русский Хутор Северный Тарумовская 24 1 290 333 3470—3476 5429 ^2 J 2+1 » 128 170 —31 — 15 —0,4 +5,8
23 Южно-Сухокумская 57 295 3385—3397 I3 Карбонатные 124 —30 -0.9
24 15 295 3705—3710 Jo VI 127 —20 + 5.2
25 Величаевская 70 245 3089—3092 К*! X Терригенные 105 —21 -0.9
26 Зимиеставкннская 247 365—389 N2ap 4 —62 —8,7
Южно-Дагестанская зона
27 I 28 | Избербаш
29 Круглолссская
30 »
31 Черкесская
32 Северо-Мнрпепская
33 р. Чанты-Аргун
34 Атмосферные осадки (дождь), г. Грозный
35 Гойтиискне источники
187 407 | 1881—1912 Pgj I Карбонатные
2-13 407 I 3680—3801 1^ | Терригенные
Чернолесская впадина
46
—40
—28
-1.3
-0,8
341
341
2725—2752
2459—2481
Терригенные
Моноклиналь северного склона Кавказа
3 | 132 | 1670—1682 |J3 | Терригенные
Ставропольское сводовое поднятие
1 | 151 | 2910—2981 ]!<! | Терригенные
Поверхностные воды
90 —25 I —1.9
101 -49 I -3,0
| 48 | —61 | -6,3
| 78 | —31 | —0,5
0,26 —78 — 12.0
0,05 —49 —6,8
0,50 -67 -9.0
соответствующей этому равновесию. Обогащение 18О воды и обеднение им известняков идет по реакции (’/з) СаС18О3± + Н216О^(1/3) СаС16О3 + Н218О. Аналогичные реакции изотопного обмена в подобной обстановке происходят также в результате взаимодействия подземных растворов с силикатами- и другими кислородсодержащими породами. Константа равновесия реакции изотопного обмена между кислородом воды и кальцитом изучена достаточно хорошо в диапазоне температуры 273—1023 К [121], /< = 2730 Т-2 — 0,00256.
Феррара с соавторами .[130] объясняет обеднение изотопом 18О подземных вод ряда проб изотопным обменом между водой и углекислым газом. Этот обмен протекает согласно реакции СО26 -[- Н2О18 ч=ь СО28 + Н2О1С. Коэффициент фракционирования данной реакции при температуре 25 °C равен 1,04. Это означает, что отношение 18О/16О в углекислом газе на 40 °/00 превышает отношение для воды. Реакция изотопного обмена между СО2 и Н2О протекает легко и быстро. Содержание 18О в воде будет умепь-шаться тем больше, чем меньше отношение между водой и углекислым газом, вступившим в реакцию. Исследователи сравнивают здесь масштабы различных процессов (Обмена. Можно предположить, что при низкой температуре процесс обмена изотопами кислорода между углекислотой и водой преобладает над идущими весьма слабо при этой температуре противоположными ио направленности процессами обмена изотопами кислорода между водами и кислородсодержащими породами.
Для изучения происхождения и процессов формирования подземных вод и рассолов мезозойских отложений Предкавказья впервые для этого региона в широком масштабе проводились изотопные анализы природных вод масс-спектрометричсским методом (В. Е. Ветштсйи и др., 1968, 1972 гг.). Точность определения содержания дейтерия при доверительной вероятности а = 0,95 составляет ±1,5 °/оо, кислорода-18 ±0,3 °/оо- Изотопные определения D и 18О в природных водах Предкавказья были выполнены независимо в лабораториях Института геологии и физики минералов АН УССР, ВСЕГИИГЕО и Центра изотопных исследований Тбилисского государственного университета. Для сопоставления и объективной интерпретации изотопных данных были проведены анализы содержания изотопов D и 1 О в речных, морских водах, рапе солеродных озер, осадках и водах падмаи-копского (неогеп-четвертпчиого) гидрогеологического -пажа.
Фигуративные точки, отвечающие пробам вод атмосферных осадков, рек и озер, характеризуются низкой концентрацией ста бпльных изотопов (табл. 13) и располагаются на линии метеор пых вод (линия Крейга) и вдоль псе (рис. 41). Обеднение Де,,т рпем и изотопом 18О вод поверхностных водотоков в водоем (6D = —70...—102 %п; б,8О = —9.9...—14,5 %0) ио отношению к дождевым водам этого региона (6D = —49 %«; б1ЯО — '*±
объясняется существенным вкладом ледниковых вод в пиганп горных рек Северного Кавказа.
118
В подземных водах надмайкопского гидрогеологического этажа концентрация дейтерия изменяется от —43 до —67 °/оо, кислорода-18 от —6,3 до —11 %о, т. е. приближается к вариации стабильных изотопов в метеорных водах региона. Фигуративные точки изотопного состава вод кайнозойских отложений расположены вдоль линии метеорных вод. Следовательно, результаты изучения изотопного состава позволили подтвердить сделанное ранее заключение о преимущественно иифильтрогеиной природе вод верхнего гидрогеологического этажа.
Рис. 41. Соотношение концентрации дейтерия и кислорода-18 в природных водах Предкавказья.
1 — океаническая вода; воды мезозойских отложений; 2 — Южно-Дагестанская зона;
3— Чсрнолссская впадина; 4— воды кайнозойских отложений; 5. — поверхностные воды; 6 — атмосферные осадки; 7 — «ювенильные* воды. Липни регрессии: /— поверхностных вод (прямая Крейга), // — разбавления океанических вод поверхностными. /// — выпаривания морских вод, IV — вод Прикумской зоны, V — вод Терско-Супжеп-ской зоны; пунктирная линия — ореол подземных вод преимущественно морского про- ; похождения в закрытых бассейнах.
Фигуративная точка 19 воды скв. 2/2 площади Гойт-Корт сдвинута влево относительно линии метеорных вод в сторону обеднения изотопом 18О. Этот факт авторы объясняют изотопным обменом между водой и углекислым газом, содержащимся в воде скважины. Протекание данного процесса всесторонне изучено и подтверждено экспериментально [130].
Рассматривая зависимости 6D от минерализации (рис. 42), следует отмстить две группы вод с различными вариациями стабильных изотопов. Питание вод первой группы (фигуративные точки 8, 17, 18, 19) осуществляется благодаря инфильтрации ат-
119
мосферных осадков в водоносные горизонты. В питании водоносных горизонтов второй группы (фигуративные точки Я 14, 26) преобладают воды горных рек, протекающих в зоне выхода отложений этих комплексов на поверхность.
Отдельно рассмотрим генезис вод скв. 186 площади Старо-грозненской. На рис. 41 прямая / характеризует воды метеор-
6D %о
-сОг-
Рис. 42. Зависимость содержания дейтерия от минерализации в подземных водах надмайкопского гидрогеологического этажа.
пого формирования, прямая II — разбавление океанической воды (SMOW) современными поверхностными водами исследуемой территории. Следовательно, воды смешанного генезиса, формирующиеся в процессе разбавления морских (седимеитогеииых) вод метеорными, будут располагаться в пределах заштрихованной области — между прямыми I и II, К этой области приурочена точка 15, отвечающая изотопному составу воды скв. 186 площади Старогрознеиской (см. табл. 13). Старогрозпепская антиклинальная складка по северному крылу нарушена продольным разрывом-надвигом. В поднадвиговом крыле движение вод затрудняется, и как следствие в поднадвиговых пластах возрастает минерализация вод (в данном случае до 16 %о) • Здесь вблизи нефтяного месторождения распространены воды смешанного (преимущественно седиментационного) генезиса.
В глубинных рассолах мезозойских отложений содержание тяжелых изотопов (D и 18О) приближается к таковому в современных водах Черного и Каспийского морей (6D = —18... —44 °/оо) [33] и попадает в «ореол подземных вод преимущественно морского происхождения в закрытых бассейнах» (по Крейгу). Содержание дейтерия в подземных водах мезозойских водоносных комплексов Восточного Предкавказья изменяется ориентировочно в тех же пределах, что и в поровых водах глубоководных морских осадков (табл. 14). Некоторое обеднение глубинных рассолов дейтерием, очевидно, связано со смешением седименто' генных и древнеинфильтрогенных вод, а также с изотопным оо-
120
Таблица 14
Распределение концентраций дейтерия и кислорода-18 в различных типах природных вод
Тип вод «D°/oo г,8О Литературный источник
Океаническая вода «Ювенильная» вода Пластовые воды глубоководных морских осадков Каспийское море Залив Кара-Богаз-Гол Вода глинистых мине- + 2,2...—1,7 —48...+20 —50...—80 —9...—56 —22,0...—25,3 + 3,8...—42,4 —32...—78 + 1,32...—11,33 +7,0...+8,0 +6,0...+8,0 +3,42. ..—3,46 +24,9...+28,5 [90 145 109 134' [33] 33 44
ралов морского происхождения Кристаллизационная вода соляных минералов: карналлит (Соликамск) каинит (Калуш) мирабилит (Кара-Богаз-Гол) гипс-селенит (Урал) гипс (Средняя Азия) трона (Северный 0,0 —38 + 6,3 —63,3 —70,9 —97 III II 1 [ [9] [9] [9J [91 [90] 138]
Аберт) Вода газово-жидких включений: гипс (Япония, рудник Саканаи) каменная соль (Донбасс) —65,5...—71,6 —35 —3,5 [ [ 80J 78]
меном дейтерия глинистых минералов и пластовых вод [94]. Анализ полученных изотопных и гидрохимических данных и сопоставление их с аналогичными показателями в основных генетических типах вод позволяет считать подземные рассолы мезозойских отложений преимущественно унаследованными метаморфизованными морскими водами седиментационного генезиса, разбавленными в различной степени инфильтрогенными водами. Значительное обеднение стабильными изотопами воды скв. 3 площади Черкесской и расположение фигуративной точки 31 на диаграмме 6D — 18О (см. рис. 41) указывает на смешанную природу рассолов и существенную долю инфильтрогенпой составляющей. Площадь Черкесская расположена в пределах Моноклинали северного склона Кавказа вблизи современной области питания водоносных комплексов; подток вод современной инфильтрации происходит здесь, возможно, и в настоящее время.
Содержание дейтерия и изотопа 18О в подземных водах под влиянием различных процессов изменяется и может отличаться от исходного. Для выяснения условий формирования глубинных
121
рассолов мезозойских отложений проанализируем функциональную зависимость между величинами 6D и б18О и построим ряд экспериментальных прямых, отвечающих определенным процессам формирования вод.
Как видно из рис. 41, все точки, характеризующие рассолы мезозойских отложений, сдвинуты вправо по отношению к линии метеорных вод и области смешения. Этот факт можно объяснить двумя причинами: 1) внедрением магматогенных вод; 2) изменением первичного изотопного состава в ходе геологической истории региона.
Предположение о магматогепном происхождении подземных вод нс подтверждается фактическими данными. Во-первых, ни в одной из проб содержание дейтерия и 18О не отвечает гипотетическому составу магматогспной воды (см. табл. 14), во-вторых, влияние магматогенных вод не проявляется с глубиной. В водах одной площади с увеличением глубины отбора не наблюдается уменьшения содержания дейтерия и увеличения 18О. Так, для площади Заманкульской максимальное содержание кислорода-18 отмечается на глубине 2073—2075 м (fi18O = +1,8 %0) и с ростом глубины оно уменьшается до —0,5 °/оо (3770—3784 м) при относительно равной концентрации дейтерия (6D = —38 и —37 °/оо соответственно). На площади Малгобек-Возиесенской в интервале глубины 2907—2985 м 6D — —29 %0, б18О = +6,1 %о; с ростом глубины (4355—4390 м) содержание стабильных изотопов уменьшается соответственно до —39 и +3,1 %о-
Эксперименты по испарению вод Черного моря и оз. Сасык-Сиваш под действием солнечных лучей позволили Валяшко с соавторами в рассолах сгущения (до 320 °/оо) установить между содержанием дейтерия и кислородом-18 близкую к линейной связь вида 6D = 5,2 618О = —17 %о [41].
Эта зависимость в виде прямой III нанесена на диаграмму (см. рис. 41). Ряд точек (25, 28, 29) расположен вдоль линии испарения. Очевидно, определяющим процессом формирования глубинных рассолов этих скважин являлось концентрирование морских вод в поверхностных условиях в древних бассейнах седиментации. Точка, соответствующая пробе 20 (площадь Озск-Суатская, скв. 38), располагается вблизи прямой разбавления III. По нашим представлениям, вода этой пробы является талас-согенной слабометаморфизованпой. Основная масса фигуративных точек вод мезозойских отложений располагается несколько правее прямой III, что указывает на превалирование других процессов формирования изотопного состава глубинных рассолов. Для выяснения вопроса, какие процессы могли принимать участие в формировании состава подземных вод подмайкопского гидрогеологического этажа зоны затрудненного водообмена, построим линии регрессии по результатам статистической обработки точек методом наименьших квадратов для различных тектонических элементов региона. Статистическая обработка для вод жно-Дагестапской области, Ставропольского сводового поднятия
122
и Моноклинали северного склона Кавказа не. проводилась, так как дейтерий и кислород-18 определены в единичных пробах.
По связи между 6D и б18О глубинные рассолы четко расчленяются на две группы: Терско-Супжепской зоне (<5D=1,8 б18О— 40 %о) соответствует прямая V. Прикумской зоне поднятий (6D = 2,1 б18О — 29 °/оо)—прямая IV. Наклон линий регрессии V и IV относительно (прямых I—III подтверждает предположение о том, что изотопный состав глубинных рассолов мезозойских отложений сформировался избирательно по отношению к кислороду. Небольшая дисперсия точек относительно прямых IV п V указывает, что воды всех скважин были подвергнуты единым процессам метаморфизации. Несколько больший угол отклонения прямой V относительно линии смешения, очевидно, объясняется более напряженными температурными условиями мезозойских отложений Терско-Сунженской зоны. Некоторое уменьшение дейтерия в водах этой зоны относительно Прикумской зоны поднятий, возможно, связано с большей долей поровых и дегидратацп-онных вод глинистой майкопской толщи в составе рассолов.
Подземные рассолы мезозойских отложений имеют тенденцию к увеличению содержания кислорода-18 с глубиной (рис. 43) при относительно равной концентрации дейтерия (рис. 44). Снижение содержания дейтерия в водах верхнемеловых, аптских и альбских отложений объясняется разбавлением этих рассолов поровыми растворами майкопской глинистой толщи. Это подтверждается тем, что напоры пластовых вод постепенно снижаются от верхнего мела к альбскому горизонту нижнемеловых отложений [50]. Поэтому для объяснения наблюдаемой кпелородно-пзотоппой аномалии наиболее вероятно предположить, что наряду с испарением и смешением вод имели место изотопно-обменные процессы. Константа равновесия реакции изотопного обмена между кислородом воды и кальцита хорошо изучена в интервале темпсоатуры 0—750 °C [121]. Некоторое обеднение кислородом-18 вод нижнемеловых отложений объясняется терригенным характером водовмещающих пород и как следствие недостатком кальцита.
Изотопные определения были также выполнены в лаборатории ВСЕГИНГЕО (табл. 15). В подземных водах мезозойских отложений, приуроченных к зоне весьма затрудненного водообмена, содержание изотопов приближается к диапазону их содержания в современных морских водах и попадает в ореол для подземных вод преимущественно морского происхождения в закрытых бассейнах (по Крейгу). Содержание дейтерия в глубинных рассолах изменяется ориентировочно в тех же пределах, что и в пластовых водах глубоководных морских осадков (табл. 14). Вышеизложенное позволяет предварительно отнести рассматриваемые рассолы к преимущественно седиментогениым водам.
Нами было проведено выпаривание глубинных рассолов мезозойского возраста до стадии садки гипса. Эксперименты подтвердили мнение большинства ведущих гидрогеологов о подчиненном значении процессов подземного испарения. Линия регрессии, опре-
123
Рис. 43. Зависимость изменения содержания кислорода-18 от глубины залегания водоносных отложений.
/ подземные воды и рассолы мезозойских отложений зон сверхгидростатического пластового давления; 2 — подземные в°ды и рассолы зон нормального пластового давления; 3 — подземные воды кайнозойских отложений.
Рис. 44. Зависимость изменения содержания дейтерия от глубины залегания водоносных отложений.
1 — поверхностные воды; 2 — подземные воды кайнозойских отложений; 3 — подземные воды палеогеновых отложении; 4 — подземные воды и рассолы верхиеме-ловых отложений; 5—подземные воды и рассолы нижнемеловых отложений; 6 — подземные воды и рассолы юрских отложений; 7 — подземные воды и рассолы триасовых отложений.
Таблица 15
Содержание дейтерия и кислорода-18 в природных водах,
Площадь пли место отбора проб Ко сква- -Ж ИНЫ № площади па рис. 1 Т [птервал опробования, м Возраст отложении Стабильные изотопы, n/oo от SMOW
№ тектонического района 2D 6««o
Тахта-Кугультин-
ска я 474 142/IX 420—432 Ni—Р2 —95 —13,59
Бейсугская 51 73/IV | 1379—1388 Pgl+2 —41 — 1,8
Курунтинская 3 257/XIV 2555—2560 Ко —47 — 1,1
Совхозная Малгобек-Возие- 8 243/XIV 2465—2172 К 2 —65 -3,7
сепская 917 371/XVIIi 3200 к2 —55 +5,3
Курган-Амурская 18 285/XIV 2531—2534 | к2 —63 -4,2
Лесная 13 318/XIV 2801—2805 К2 —34 +4,0
Заманкульская 18 384/XVII, 2200 | к2 —45 +5,9
Прасковейская 57 314/XIV 2891—2929 4550—4590 Ко —72 -2,4
Брагунская 59 381/XVIIo 1 4605—4625 | к2 —54 + 1,7
48 381/XVIIo 4286—4320 К 2 —32 + 10,1
35 381/XVIIo 1 4759—4777 Ко —28 + 12,9
Гудермесская 183 382/XVI L 5126—5195 | к2 —36 + 11,4
183 382/XVIL 4886—4967 К 2 —28 + 11,2
184 382/XVI I, 5287—5368 к2 —31 +9,3
Ястребиная 107 380/XVIIo 4487—4577 К2 —18 + 12,8
Колодезная 201 244/XIV 3114—3117 К1 —58 99
Мирпепская 25 152/IX 1 2361—2569 | к. —45 +2,2
Эльдаровская Южно-Сухокум- 83 27 375/XVIh 295/XIV 4300—4330 К1 —42 +4,8 +3,7
ска я 3282—3285 К1 —45
Виноградная 1 239/XIV 3221—3225 Kt —51 +0,9
Алексеевская 9 38/111 3314-3327 К1 —46 +3,5
Владимировская 2Т 271/XIV 3426—3132 К1 । —50 —0,8
Лысогорская 5 357/XVI | 183')-1850 Ki —44 —4,3
Восточная 41 262/XIV | 3133—3136 К( —51 ~2,7
Поварковская Южно-Ленинодар- 3 250/XIV 3085-3088 !<1 —43 — 1,8 +0,7
ск а я 3 36a/III 2520—2524 К1 1 —55
Кущевская Западно-Бейсуг- 17 10/1 1500 Kt Kt —35 — 118 —0,5 — 14,8
ска я 211 73a/IV 999—1007
Северо-Расшеват-ская 1 19a/II 2991-3002 Kt — 129 — 16,9
Мирпепская 150 152/IX | 2595 -2611 К i —42 + 0,2 + 1.7
Южно-Спасская 3 231a/XIII 3165—3169 Kt —33
Юбилейная 4 310/XIV 3800 - 3830 J;1 —33 + 1,6
Мартовская 5 29G/XIV 3410-3130 J;i •—49 + 1,9
Сухопадипская Карабулак-Ача- 2 35G/XVI 4833-4860 J:> —44 1 —16 + 1, •> + 10.7
лукская 167 385/XVI I.. 4682
Гундслсновская 1 131/VIII 2300—2310 •I3 50 —2,1
Арбалипская 8 237/XIV 3013—3035 J 1 — 51 —.1,1
Мартовская 7 296/XIV 3520 J2 - 11 1-2,4
Русский Хутор Северный 30 3453-3455 - 36 1-1,3
290/XIV
1 3460
126
Площадь или место отбора проб № сква-жииы iN*. площади па рис. 1 Интервал опробования, м Возраст отложен и и Стабильные изотопы. °/00 от SM0W
тектонического района 6D г1» о
Лабинская 7 60/III 4554—4970 J3 —33 +0,01
Юбилейная 4 310/XIV 4800—4830 J —34 -0,6
Каясулинская 3 352/XVI 4240—4377 т —41 —1.4
Зурмутинская 10 258/XIV 4260—4320 Т1 —59 +4,5
Пошолкипская Южно-Чернолес- 5 236a/XIV 345/XV 3830—3840 т —36 +2,0 +3,6
ская 1 4125—4612 Т—Р —35
Черное море —44 —3,3
оз. Чокрак —44 —0,4
оз. Саки —33 —2,6
оз. Сасык —35 -1,5
Симферопольское водохранилище 384/XVIk —63 —7,2
Заманкульская 18 Выпаривание в 2 раза 9 + 11,8 + 13,0
384/XVIIo
18 Выпаривание в 4 раза 4* 1 /
Дождевые осадки, г. Ростов-на-Дону —95 — 11,2
деляющая характер изменения 6D и 618О в inpouccce искусственного испарения подземных вод, параллельна линии метеорных вод (рис. 45). Фигуративные точки концентрации дейтерия и кислорода-18 выпариваемых рассолов на графике связи 6D и 618О ложатся на прямую линию с тангенсом угла наклона, равным 8, отражая близость экспериментальных условий испарения к равновесным. Расположение основной массы фигуративных точек изотопного состава глубинных рассолов мезозойских отложений Предкавказья па значительном удалении от прямой выпаривания свидетельствует об отсутствии данного процесса формирования рассолов в природной обстановке в широком масштабе. Сопоставление связей 6D и б18О, построенных по данным изотопных определений, полученных в Институте геологии и физики минералов АН УССР и ВСЕГИНГЕО (см. рис. 41, 45), показывает пх полную идентичность.
Интересно отметить, что фигуративные точки изотопного состава рапы солеродных озер располагаются правее линии Крейга. Это свидетельствует о том, что испарение происходит в неравновесных условиях, здесь преобладают кинетические процессы. Из-за неравновесного процесса природного испарения жидкая вода (более интенсивно обогащается кислородом-18 и менее интенсивно дейтерием. По данным В. С. Брезгунова [20], чем интенсивнее испарение, тем правее от линии ' метеорных вод на упомянутой диаграмме отклоняются точки, соответствующие изотопному составу испаряющихся вод. .. .
127
Большой интерес представляет изучение концентрации стабильных изотопов растворителя в весьма крепких рассолах верхнеюрской галогенной формации Предкавказья. Содержание дейтерия и кислорода-18 в рассолах скв. 167 площади Карабулак-Ачалукской характеризуется высокими = -16 %0, 618О = +Ю,7 %о). Расчеты
(6D = Клейтона
значениями по формуле
Рис. 45. Соотношение содержания дейтерия и кислорода-18 в природных водах п экспериментальных рассолах выпаривания.
1— океаническая вода; 2— воды соляных озер; J — воды кайнозойских отложений; 7— поверхностные воды; 5 — атмосферные осадки; 6 — пнфпльтрогспныс воды мезозойских отложений; 7 — «ювенильные» воды. Линии регрессии: / — поверхностных под (прямая Крейга), 11— разбавления океанических вод поверхностными, /// — выпаривания морских вод; IV — вод Прпкумской зоны, V — вод Тсрско Сунженской зоны, VI— линия выпаривания подземных под; пунктирная линия — ореол подземных под преимущественно морского происхождения в закрытых бассейнах.
[121] .показали, что изотопный состав раствора находился в условиях Пластовых значений давления и температуры в изо говном равновесии со вмещающими породами. Наряду с химическим со ставом это свидетельствует о том, что данный рассол является реликтом метаморфизованной в процессе литогенеза раны, отжатой в карбонатный резервуар еще на ранних стадиях преобразования соляных отложений [105, 112]. Концентрация стабильных изотопов в растворе скв. 2 площади Сухопадинской имеет более низкие значения (6D = —44 %о, 618О = +1,5 °/оо), близкие к содержанию дейтерия и кислорода-18 в пластовых водах нижнемелового водоносного комплекса (см. табл. 15) и в водах дегидратации глубинного гипса (см. раздел 4.5). Более низкая минерализация и развитие СГПД в пределах этой структуры позволяет предположить, что рассол площади Сухопадинской образовался в результате смешения рапы верхнеюрского бассейна седиментации с водами надсолевой толщи и растворами дегидратации гипсов. 128
Низкая концентрация дейтерия была зафиксирована в подземных водах надсолевого водоносного горизонта Восточно-Кубанской впадины и надсолевого горизонта погружения моноклинали северного склона Большого Кавказа (площади Лысогорская и Гунде-леновская) (см. табл. 15). Это «подтверждает сделанный ранее вывод об участии в формировании подземных рассолов верхнеюрской галогенной толщи периферийных частей депрессий вод инфильтрационного происхождения.
Особенность расположения фигуративных точек на графиках, а также относительно высокое содержание дейтерия и значительный изотопный сдвиг указывают на преимущественно седимендо-генную природу глубинных рассолов мезозойских отложений и длительный период нахождения исследуемых вод в контакте с кислородсодержащими породами при повышенной температуре.
Наиболее низкая концентрация дейтерия в водах скв. 57 площади Прасковейской (6D = —72 % о) и скв. 18 площади Курган-Амурской (6D = —63 % о) водоносного комплекса верхпемеловых (отложений Прикумской зоны поднятий связана с тем фактом, что эти структуры примыкают к потокам опресненных вод. Снижение содержания дейтерия и изотопа 18О в воде скв. 8 площади Совхозной, возможно, связано с некачественным отбором пробы и как следствие с примесью технической воды.
Исследования содержания дейтерия в природных водах Предкавказья, проведенные в центре изотопных исследований Тбилисского государственного университета (табл. 16), подтвердили преимущественно седиментогенный характер подземных рассолов мезозойских отложений Предкавказья.
Особый интерес представляет изучение стабильных изотопов растворителя с целью познания процессов формирования глубо-козалегающих опресненных вод (ГОВ) артезианских бассейнов.
При поисково-разведочных работах па нефть и газ во многих районах на больших глубинах вскрыты опресненные воды. Гидрогеологические исследования констатируют широкое распространение в недрах земной коры химической инверсии, выражающейся в уменьшении минерализации подземных вод с глубиной. В работе Ю. А. Ежова (1981 г.) приведена сводка по 23 артезианским бассейнам СССР, в пределах которых зафиксирована гидрохимическая инверсия. Интенсивность этого явления в зависимости от геотектонической обстановки существенно различна. В одних случаях уменьшение минерализации подземных вод происходит до 20 г/л и менее и сопровождается сменой их типа от хлоридпого до карбонатного. В других случаях уменьшение минерализации не Достигает таких масштабов и изменение состава подземных вод не приводит к изменению гидрохимического типа. Ю. А. Ежов предлагает условно различать общую (или полную) и частную (или частичную) гидрохимические инверсии, причем второй вид является фрагментом первого.
Причины развития обратной гидрохимической зональности исследователи связывают с механизмом разбавления седиментогеи-
129
Таблица 16
Содержание дейтерия в природных водах региона
Площадь пли место № К* площади Интервал Возраст 8D, °/т
отбора проб скважины па рис. 1 опробования отложений от SM0W
р. Сунжа —80
оз. Тобечикское —48
оз. Сасык —39
Правокумская 11 270/XIV 2701—2725 К2 —29
Подсолнечная 36 266/XIV 2529—2576 I<2 —29
Урожайиенская 35 259/XIV 2421—2438 к2 —41
Советская 11 358/XVI 3459—3470 Г 2 —54
Октябрьская 224 389/XVII2 4850—4897 Ко —36
Мектебская 37 320/XIV 2869—2870 К, —31
Владпмировская 21 271/XIV 3470—3483 К. —24
Ачикулакская 38 272/XIV 2756 Kj —34
Гундсленовская 1 134/VIII 1436—1456 Кх —52
Мирпепская 25 152/IX 2561—2576 К, —23
Лесная 20 318/XIV 3561—3572 К, —38
Лысогорская 5 357/XVI 1830—1850 Кх —60
Лабинская 1 60/П1 3267—3273 J 3 —49
Гундсленовская 1 134/VIII 2300—2340 J3 —64
Лысогорская 6 357/XVI 3300—3360 J3 —62
Сухопадипская 2 356/XVI 4652—4660 J 3 —50
Выгонная 5 232/XIII 3323—3338 Т —47
вых растворов опресненными водами различных генетических групп:
1) водами современной и древней инфильтрации;
2) дегидратационпыми водами глинистых минералов;
3) копдепсатогенными водами, приуроченными к залежам углеводородов;
4) флюидами ювенильного происхождения.
Выяснение генетического облика ГОВ имеет не только научное, по и важное практическое значение при поисках и разведке нефтяных п газовых месторождений. Развитие инфнльтрогепиых вод в водоносных комплексах является признаком, по которому выделяются малоперспективные районы. Распространение дсгпдрата-ционных вод глинистых минералов является региональным признаком нефтегазоносности. По данным Л. И. Капчепко [46], снижение минерализации и увеличение щелочности растворов при дегидратации монтмориллонита стимулирует миграцию нефти, ее десорбцию с поверхности минералов и глинистых пород и в целом создает условия для образования скоплений углеводородов. Наличие ГОВ конденсационного происхождения является прямым признаком нефтегазоносности локальных структур.
Установление генетического облика ГОВ традиционными гидрохимическими методами недостаточно эффективно. Как известно, снижение минерализации седиментогепных рассолов приводит к процессам обратной метаморфизации и в конечном итоге к ие-130
реходу вод из хлоридного типа в сульфатный и карбонатный. При этом процессы обратной метаморфизации протекают при поступлении пресных вод независимо от генетической принадлежности последних. Некоторые авторы предполагают выявить конденсатогенные воды по высокому содержанию фенолов. Но содержание фенолов — это ненадежный показатель в связи с тем, что в поверхностных условиях фенолы являются неустойчивыми и подвержены окислению; они трудно определяются, и на содержание их влияет способ отбора проб. Кроме того, встречены конденсатогенные воды с низким содержанием фенолов (В. В. Колодин, 1975 г.).
Развитие масс-спектрометрических исследований стабильных изотопов природных вод предоставило ученым достаточно точный и надежный инструмент определения генетической принадлежности ГОВ. Необходимо отметить, что интерпретацию изотопного-состава необходимо проводить в тесной увязке с геолого-гидрогеологической обстановкой. Так, ГОВ метеорного генезиса отличаются от фоновых седиментогепных вод низкими значениями как D, так и 18О. На территории Западного Предкавказья в зоне опреснения в пределах Каневско-Березанского вала вскрыты воды с очень низкой концентрацией как дейтерия ( — 95...—129 %о), так и кислорода-18 ( — 13,6...—16,9 %о)- Более низкие значения концентрации стабильных изотопов в этих водах по отношению к дождевым водам г. Ростова-на-Дону (6D = — 95 °/оо, 618О = = —11,2 % о) (см. табл. 15), очевидно, связаны с участием вод снеготаяния и ледниковых вод в питании этого водоносного комплекса. В древнеинфильтрогенных ГОВ концентрация 18О может быть несколько повышенной за счет изотопного обмена в системе вода—кислородсодержащие породы, по не должна превышать содержание ,8О в фоновых седиментогенных водах.
ГОВ дегидратации глинистых минералов характеризуется низкой концентрацией дейтерия и высокой — кислорода-18 [94]. 10. Б. Селецкий считает поступление дегидратациопиых растворов основным фактором обеднения вод D и второстепенным — обогащения 180. При равных глубинах залегания ГОВ дегпдратацион-ного происхождения и седиментогенных вод первые могут содержать большее количество изотопа 180 и меньшее — дейтерия. Конденсатогенные ГОВ характеризуются, как правило, высоким содержанием D и высоким или аномально высоким —180 [79, 82, 108].
Интерпретация данных изотопных исследований природных вод Предкавказья позволила выделить в верхнемеловом водоносном комплексе Терско-Сунженской нефтегазоносной области ГОВ конденсационного генезиса (6D = —18...—36 %о> 618О = 4-9,3...
4-12,9 % о) (см. рис. 41).
Механизм формирования столь высоких (уникальных) значений концентрации стабильных изотопов предложен следующий (рис. 46). На больших глубинах при пластовой температуре, превышающей 200 °C, происходило обогащение вод тяжелым кисло-
131
родом за счет водовмещающих карбонатных пород. При температуре 200 °C коэффициент фракционирования в системе кальцит— вода составляет 1,010 [121]. Максимальная концентрация изотопа 18О может достигать +14 %о при среднем содержании кислорода-18 в известняках, равном +24 °/оо- При столь высокой температуре происходило частичное испарение пластовых вод в углеводороды (либо растворение воды в нефти). При испарении, как известно, происходит разделение изотопов водорода и кислорода. Коэффициенты фракционирования в системе жикость—пар
Рис. 46. Схема формирования изотопно-химических ано-малий, связанных с конденсатогенными водами.
/ — майкопская глинистая толща мощностью до 2 км; 2 — нефтяная залежь; 3 — конденсатогенные ГОВ, минерализация 2— 30 г/л; 4 — фоновые подземные воды, минерализация 40—60 г/л.
132
для 20 °C составляют: aD= 1,080, а18О= 1,0091 [82]. С увеличением температуры коэффициенты а снижаются, и при температуре, равной или большей 200 °C, в процессе испарения разделения изотопов практически не наблюдается, так как коэффициент фракционирования стремится к единице. Установлено, что уже при 80 °C паровая фаза незначительно отличается от вод основного горизонта. По разрывным нарушениям пароуглеводородная смесь поступала в верхнемеловые отложения и попадала в структурные ловушки. Поступлению флюидов в вышезалегающие отложения препятствует мощная глинистая толща майкопского возраста. С изменением термодинамической обстановки в результате снижения растворимости воды в углеводородах происходила конденсация воды и сепарация нефти и ГОВ. Минерализация ГОВ в дальнейшем несколько возрастает за счет выщелачивания солей из водовмещающих пород и смешения конденсатогенных ГОВ с поровыми водами и пластовыми рассолами верхнемелового комплекса.
В водоносном комплексе триасовых отложений Предкавказья выявлено распространение ГОВ. Были предложены две альтернативные гипотезы формирования этой зоны. Так, М. В. Мирошников с соавторами [65] генезис ГОВ триасовых отложений установил как древнеинфильтрогенный. Здесь, вблизи площади Зур-мутинской, проходит граница выклинивания юрских отложений. По мнению Мирошникова, в юрское время метеорные воды поступили в триасовые отложения; в дальнейшем в результате смешения с талассогепными водами они приобрели некоторую минерализацию. По мнению М. С. Бурштара с соавторами [67], это воды дегидратации глинистых минералов. В качестве подтверждения своей гипотезы он указал на СГПД, приуроченные к этой зоне. Нами были проведены исследования концентрации стабильных изотопов в опресненной зоне и в фоновых водах. В пределах Прпкумской зоны поднятий ГОВ водоносного комплекса триасовых отложений (площадь Зурмутппская) 6D =—59 %о, 618О = = 4-4,5 %о при минерализации 21 г/л и глубине залегания 4260— 4320 м. Фоновые воды (площади Пошолкпнская и Каясулппская) имеют минерализацию 73—119 г/л на глубине 3830—4612 м, более высокое содержание дейтерия (—35...—41 °/оо) и низкое — ,8О (—1,4.„4-3,6 %о). Это свидетельствует об участии вод дегидратации глинистых минералов в формировании ореола ГОВ водоносного комплекса триасовых отложений.
С достаточно высокой степенью вероятности можно предположить участие дегпдратацпонных вод майкопской глинистой толщи в формировании растворов водоносного комплекса верхне-меловых отложений. На графике изменения концентрации кислорода-18 с глубиной (см. рис. 43) видно, что воды этого водоносного горизонта, залегающие ниже мощной (до 2 км) глинистой майкопской толщи, имеют повышенное содержание изотопа ,8О при идентичной глубине залегания вод нижнемеловых и юрских отложений. Это предположение подтверждается тем фактом, что
133
воды отложений верхнего мела имеют более низкую концентрацию дейтерия и высокую —18О по сравнению с глубокозалега-ющпми водами водоносных комплексов нижнемеловых и юрских отложений. Кроме того, в водоносном комплексе верхнемсловых отложений зоны СГПД минерализация вод составляет 35—60 г/л; к северу, за пределами этой зоны, концентрация солей в водах возрастает.
Воздействие «ювенильных» вод па исследуемые растворы, невидимому, было незначительным, так как ни в одной из исследованных проб воды Предкавказья концентрации стабильных изотопов характерные для гипотетического образца «ювенильной воды» не встречены.
4.5. Изотопный состав растворов включений и кристаллизационной воды минералов
Стабильные изотопы водорода и кислорода являются уникальными индикаторами генезиса подземных вод и их эволюции па протяжении длительной геологической истории существования. Изотопный состав растворителя, захваченного при садке минералов в виде свободного (вода газово-жидких включений) или прочно связанного (кристаллизационная вода) флюида, должен отвечать, как правило, изотопному составу вод эвапоритового бассейна. Это дает в руки исследователя инструмент, с помощью которого можно познать некоторые процессы галогспсза и постсе-диментационпого преобразования соленосных отложений ц рассолов.
Изотопный состав кристаллизационной воды соляных минералов. Первые исследования кристаллизационной воды были проведены Бруни и Страда в страссфуртских карналлитах. Исследования выполнялись денснметрическим методом, имеющим низкую» точность, поэтому в настоящей работе их результаты не рассматриваются. Маасе с помощью масс-спсктромстричсского метода установила, что концентрация дейтерия в кристаллизационной воде страссфуртских карналлитов равна содержанию дейтерия в обычной пресной воде. Концентрация 18О была выше в кристаллизационной воде, чем в океанической !. Ю. А. Борщевский и В. К. Христианов [9] определили содержание дейгорня в кристаллизационной воде соляных минералов (см. табл. 14). Значения 6D растворителя составляют 4-6,3.. . — 63,3 % о- По данным работы [131], изотопный состав кристаллизационной воды в гипсе обеднен дейтерием на 15 %о и обогащен 18О на 4%о* Мацуо с соавторами [138] изучали содержание дейтерия в кристаллизанион-ной воде буры, гейлюссита, нахколита и тропы^ при их криса* л лизации в интервале температуры 8-—35 °C. Было устаиовл и > слабое увеличение содержания дейтерия по отношению к магоч-
1 Результаты взяты из работы [9].
134
ному раствору только в кристаллах буры, в других же кристаллах коэффициент фракционирования а был меньше единицы. Для системы трона — вода ими установлена зависимость между «d и температурой растворов. На оз. Северного Аберта (США, шт. Орегон) была проведена проверка этого эксперимента. Трона росла на поверхности рапы. 6D троны оказалось равным —97 % о, а воды —34 °/оо (а=0,934). Значения температуры, рассчитаннь/е авторами ((4-42+3) °C) и измеренные в рапе во время опробования, были близки. Это, по мнению авторов, указывает на то, что геотермометр трона — вода «работает хорошо для некоторых природных образцов». В работе [90] приводятся сведения по содержанию дейтерия в кристаллизационной воде гипса одного из месторождений Средней Азии (6D=—70,9 °/оо)- Значение 6D в растворах включений во вторичном гипсе из рудника Саканаи равно —65,5.. . — 71,6 %0 и аналогично значениям 6D для современных метеорных вод этого района. По мнению авторов [80], выделенный флюид может содержать некоторое количество кристаллизационной воды. Изучение распределения дейтерия и кислорода-18 в кристаллизационной воде гипса позволило Софер [146] установить три важных геохимических процесса образования минерала:
1) прямое осаждение из эвапоритового раствора, насыщенного по отношению к гипсу;
2) гидратация гипса;
3) переотложение и новообразование гипса на поверхности п в толще формации (при растворении подземными водами CaSO-j. или окислении пирита).
Нами [105, 112] впервые был изучен изотопный состав кристаллизационной воды гипса и воды газово-жидких включений ангидрита по разрезу верхпеюрской соленосиой формации. Значение 6D (табл. 17) в гидратной воде CaSO4 • 2112О, отобранного на поверхности земли вблизи р. Чанты-Аргун (район водохранилища), составило —114,5 %0. Относительное содержание дейтерия в воде гипса площади Шедокской (скв. 5, глубина 100 м, скв. 8, глубина 714 м) равно —107,6 и —90,1 %0 соответственно; площади Кузнецовской (скв. 6, глубина 3098 м) —45,6 % о, в газово-жидких включениях ангидрита площади Лысогорской (скв. 6, глубина 3632 — 3638 м) равно —46,1 %0. Для реставрации изотопного облика вод бассейна галогенеза, в котором происходила кристаллизация двугидрата сульфата кальция, воспользуемся формулой 6D раствора = 6Di nnca-|— 1 5 % о [131]'. Значения 6D палео-вод кристаллизации гипса зоны гипергенеза составляет соответственно —99,4; —92,6; —75,1 °/оо- Пониженная концентрация дей-
1 Применение этого уравнения вполне оправданно для ангидрита, хотя последний и не содержит кристаллизационную воду. Принято считать,’что ангидрит образовался в основном в процессе дегидратации гипса. В связи с этим можно предположить, что изотопный состав растворителя во вновь сформировавшихся включениях и в гипотетической кристаллизационной воде гипса будет идентичным [ПО].
135
Таблица 17
Результаты определения 6D в растворах включений и кристаллизационной воде минералов
Площадь или место отбора проб № скважины К? площа-щ иа рис. 1 Глубина отбора, м Возраст Минерал W, °/0з Примечание
<_> тектонического района
Шедокская 8 I29a/Vll 587 J з Галит -34,3 Включения жидкие
8 I29a/VII 650 J з n -40,3 То же
8 129a/VII 754 J з n -42,3 л
Карасальская 1765 P n -59,9 Вкл ючення
(Прикаспийская газово-жид-
низменность) кие
Кузнецовская 1 64/1П : 3163—3171 J3 n —28,8 То же
Кошсхабльская 8 57/1П 4640 J 3 -69,5
Лабинская 20 60/i 11 L 3662—3669 J 3 —29,2 W
Ярославская 25 118/VII 2881 J 3 Л —70,1 и
Лабинская 3 60/IJI 4070 J 3 D —43,4 Я
Западно-Возне- 1 64a/III 3386 J3 n -32,5 п
сснская Лабинская 4 60/III 4604 J?j — 15,6
Элистанжинская 40 138/VIII 2620 J 3 —51,1
Лысогорская 6 357/XVI 3521 1 J3 n -77,8
5 357/XVI 3885—3900 J 3 —56,2
7 357/XVII 3248 J3 w + 8,1 и
Аргуданская 9 393/XVII., 356/XVI 1 345! J 3 n -65,3
Сухопадипская 3 4771 J3 n —54,0
Марьинская 3 361/XVI 3885 J3 n —65,7
Гундсленовская 1 131/VIII 1883 J 3 Л —70,9
Лысогорская 6 357/XVI 3632—3638 Jo Ангидрит —46,1 71
Обнажение Черно- — — K2 1 Кальцит —21,0
горской монокли- (раскрнс-
пали тал л изо-ванная
фауна)
— 1 - - - K, То же — 18,0
Куруитипская 9 257/XIV 2666 Ko И —21,0 Я
Чабанская т 215/XII 3050 Ko л —38,3 я
Сизовская 1 355/XVI 3112 I<2 1 ” —8,6 п
Русский Хутор Северный 28 290/XIV 3633 P-T 1 * — 8,2 я
Гундсленовская 1 134/VIII 1740 J3 —34,6 я
Круглолссская 1 341/XV 2135 Ko Жильный —73,0 Включения
кальцит газово-жид-
кие
Журавско-Север- 2 339/XV 3210 K, То же —95,0 То же
пая
Обнажение Черно- — —1 Ko 1 * —58, С W
горской моноклинали 1 — 1 и —68, (
Обнажение вблизи 1 — 1 J 3 Гипс -114/1 Кристализа-
р. Чанты-Аргун ционная во-
(район водохранилища) да
Шедокская 5 129а/VII 100 J3 и -107,( J То же
Кузнецовская 8 129а/VII 714 Jo - 90,
6 64/111 3098 J:, Гипсап- 1 гидрит 15, i „
136
терпя в структурной воде гипса тяготеет к участкам, где последний залегает в поверхностных или близповерх-ностных условиях. Значения 6D и б18О в водах рек Северного Кавказа соответственно равны — 70,0... —102,0 и —9,9... —14,5 %0 [112] (см. табл. 13). Значение 6D сходно с установленными выше значениями гипотетического изотопного состава водорода растворов зоны гипергенеза. В то же время указанные пределы резко отличаются от изотопного состава вод, содержащихся в глубинных образцах. В связи с близостью изотопного состава кристаллизационной воды и воды газово-жидких включений (6D растворов соответственно равно —31,1 и —30,6 %0) глубинных проб надо полагать, что последний сформировался в изотопном равновесии с палеоводами солеродного бассейна и в наименьшей степени был затронут вторичными процессами *. Установленные значения 6D подтверждают вероятность сохранения реликтов гипса в квазиизолированной системе в жестких условиях катагенеза [81].
Для выяснения причин обеднения дейтерием кристаллизационной воды гипса зоны гипергенеза рассмотрим несколько вариантов.
1. Переотложение и новообразование CaSO4-2H2O па поверхности и в толще формации — если судить только по изотопному составу, то эта гипотеза выглядит вполне реальной. Однако она противоречит характеру залегания пластов гипса (явно согласное с вмещающими породами, без следов переотложения) и его макроскопическому описанию.
2. Гидратация ангидрита — указанное явление па изотопном уровне подробно рассмотрено в работе [146]. Процесс трансформации изотопного состава’' путем поглощения воды ангидритом принимает вид релеевского процесса и описывается уравнением W/Wo= (R/Ro)^1, где W и 1Го— соответственно первоначальное и остаточное количество раствора; R и Ro— соответственные изотопные отношения; а — коэффициент разделения между двумя фазами. Значения а для системы гипс — вода почти нс зависят от температуры. Вследствие гидратации кристаллизационная вода таких образований должна быть обогащена дейтерием и обеднена кислородом-18 относительно метеорной воды. В нашем же случае имеет место обеднение дейтерием гипотетического раствора осаждения гипса по отношению к метеорным водам.
3. Прямое осаждение из воды опресненного эвапоритового бассейна, насыщенной относительно CaSO4,— поскольку садка гипса происходила в данном случае в краевых частях солеродного бассейна, то его значительное опреснение за счет подтока метеорных вод с континента было возможно. Тем не менее этот механизм обеднения несколько противоречит принципу разделения изотопов в испарительном процессе и осаждении гипса. Думаем, что современный изотопный состав кристаллизационной воды
1 В рапе современных соляных озер Чокрак и Саки относительное содержание дейтерия составляет соответственно 33,0 и 44,0 %о-
137
гипса является следствием обменных процессов с водами поверхностного цикла или влагой атмосферы. Такой обмен может протекать быстро (относительно шкалы геологического времени) при перекристаллизации CaSO4-21420 или путем диффузии воды в целый, неповрежденный кристалл. С глубиной воздействие метеорных факторов на изотопный состав двугпдрата сульфата кальция уменьшается, что и находит отражение в закономерном увеличении концентрации дейтерия в воде гипса в том же направлении.
Изотопный состав воды газово-жидких включений соляных минералов. Л. К. Гуцало, В. Е. Ветштейн и другие исследователи [78] определили, что для рассолов значения 6D и б18О составляют соответственно —40. . . —71 и 4-2,1.. . —1,5 °/оо на Солотвпи-ском месторождении (макровключепня) и “35 и —3,5%о на Артемовском месторождении (микровключенпя). Значения 6D и 618О попадают в область инверсии изотопного состава морской воды в процессе испарения. Изменения значений 6D и б18О аппроксимируются в совокупности единым уравнением 6D = 7,6618O— 36 °/оо. Одновременно нами были изучены также образцы каменной соли, отобранные из верхнеюрской галогенной формации па нефтепоисковых площадях в интервале глубины 600—5000 м [77, 107]. Значения 6D в рассолах микровключенпй изменяются в пределах +8,1... —77,8 %о-
Маточная рапа газово-жидких включений, которая сохранила изотопную и химическую запись состава вод солеродного бассейна, является прекрасной природной моделью процесса испарения. Таким образом, изотопная характеристика рассолов микровключений даст возможность подойти к расшифровке поведения дейтерия и кислорода-18 на поздних стадиях галогспеза, ио при условии, что нам известно поведение стабильных изотопов при локализации маточных растворов во включениях в процессе роста кристаллов. Теоретически (исходя из данных дсриватографпп и ИК-спектроскоппи, см. раздел 4.1) можно предположить, что эффект фракционирования изотопов наблюдаться нс будет, поскольку в вакуолях содержится флюид, энергетически по связанный в структуре минерала. Тем интереснее было проверить это предположение экспериментально.
С целью определения степени разделения изотопов водорода в системе твердая (галит)—жидкая (маточный раствор) фазы па ми впервые был проведен опыт на оз. Гобсчикском |1 1* 30
тонный состав водорода определялся в рапс озера и жидких вклю чениях новосадкн каменной соли. Диапазон изменения с0°т ветствепно в рапс озера и вакуолях новосадкн галита c0<jT^1 —48,0.. .—48,4 и —47,7.. .—48,3 %0 (табл. 18) *, среднее ческое -48,2 и -48,0 %0. Отклонение не превышало погрешности измерения ±1,5 °/оо- Это говорит о том, что при захвате микро
1 Методика определения 6D описана в разделе 3.2.
138
Таблица 18
Относительное содержание дейтерия (6D°/Oo)
Рапа озера Рапа жидких включений новосадки галита
—48,4 —48,2 —48,0 —48,2 —48,1 —47,9 —48,3 -47,7
.порций раствора дефект-областями кристаллической решетки га-.лита'заметного фракционирования не наблюдается (сю =1,0) *.
Изотопный состав водорода изучался в образцах каменной соли,' отобранных по разрезу соленосной формации (см. табл. 17). Значения 6D в рассолах жидких включений диагенетического галита площади Шедокской (скв. 8, глубина 587 и 754 м) составляет —34,3...—42,3 %о, т. е. близко к таковому в рассолах га-.зово-жпдкпх вакуолей катагенетической каменной соли (4-8,1... ...—77,8 °/оо). Это свидетельствует как о консервативности дейтерия (несмотря на преобразование химического состава рассолов) к обменным процессам в квазизамкнутой системе, так и о том, что диагенетическая каменная соль залегает на данных глубинах in situ и не подвергалась перекристаллизации или переотложению под действием метеорных вод. Несмотря на высокую концентрацию рапы включений диагенетического и катагенетического галита, ее изотопный состав характеризуется значительным обеднением относительно SMOW, проявляя отклонения от процесса ре-леевской дистилляции.
Изотопный состав вод газово-жидких включений кальцита. .Для более полного познания гспезиса и процессов формирования рассолов зоны отсутствия солепоспых отложений впервые проведены ' исследования концентраций дейтерия в растворах включений кальцита: седиментационного (раскристаллизоваппая фауна известняков) и гидротермального (жильные образования) генезиса. Газово-жидкие включения кальцита осадочного чехла содержат маточные растворы, в определенной степени измененные к моменту' образования кристалла. Следовательно, сопоставляя данные о концентрации дейтерия во флюидах вакуолей минералов и ’в различных типах природных вод. можно диагиосцировать генезис и выявить возможные процессы смешения вод различного происхождения.'
Содержание дейтерия в растворах газово-жидких включений кальцита мезозойской осадочной толщи (6D = —8,2...—38,3 %о) близко к концентрации этого изотопа в Каспийском и Черном морях, солеродных озерах Крыма, поровых водах глубоководных морских осадков и седиментогепных водах региона (см. табл. 13—
D/Н (рапа включеппи)_
1 “D = D/Н (рапа озера) ’ •
139
16). При этом высокая концентрация дейтерия в растворах газово-жидких включений характерна как для проб глубокопогру-жеппых зон, так и для образцов, отобранных из обнажений северного склона Большого Кавказа. Наличие реликтовых растворов в вакуолях приповерхностного кальцита свидетельствует о сохранности флюидов газово-жидких включений и о возможности применения данных по содержанию стабильных изотопов в водах микровключений для палеогидрогсологическпх реконструкций.
Низкое содержание дейтерия в растворах включений гидротермального кальцита (6D = —58,0...—95,1 %о) свидетельствует о преобладании вод метеорного генезиса в процессах образования этого минерала. Широкий диапазон колебаний концентрации дейтерия указывает на различную долю ссдиментогепных (формационных) и ипфильтрогеиных вод в гидротермальных процессах. На отдельных! этапах геологической истории региона разрывные нарушения служили вертикальными путями—трансляторами флюидов и могли сыграть большую роль в формировании как положительных, так и отрицательных гидрохимических аномалий.
4.6. Общие закономерности распространения подземных вод и рассолов мезозойских отложений
Характеристика рассолов мезозойских отложений Предкавказья приводилась в ряде работ, однако исследования касались, как правило, лишь отдельных районов Предкавказья или даже отдельных структурных элементов. Собранный и обработанный авторами материал по ионно-солевому составу подземных вод Предкавказья позволяет более полно рассмотреть закономерности распространения и геохимические особенности подземных вод и рассолов [27]. Обобщение материалов, характеризующих подземные воды и рассолы мезозойских отложений, проводится впервые для всей территории на основании сбора и обработки около 3000 результатов химического анализа подземных вод по 423 площадям региона (см. табл. 1).
Общие гидрогеологические условия подмайкопского гидрогеологического этажа Предкавказья изучены в настоящее время достаточно полно. На основании исследования с помощью поисково-разведочных скважин в толще пород от 500 до 5000 м уверенно проводится гидрогеологическая стратификация изученной части геологического разреза. В пей выделяются водоносные комплексы следующих отложений: 1) верхиемеловых; 2) нижнемеловых; 3) верхиеюрскпх; 4) средие-нижисюрских; 5) триасовых.
Наиболее детально изучена гидрогеология нижнемеловых„ отложений Предкавказья. Неоднородность коллекторских свойств пород комплекса приводит в отдельных районах к ухудшению гидравлической связи между водоносными горизонтами нижнего мела, что позволяет выделять многим исследователям альбский, аптский и неокомский водоносные комплексы. Однако при региональных построениях общая закономерность в изменении гидро-140
геологических условий водоносного комплекса в пределах всего Предкавказья сохраняется.
Тектонические условия региона, характеризующиеся наличием системы мощных предгорных прогибов и периферийных платформенных впадин, осложняют равномерное изучение всех стратиграфических горизонтов разреза, что естественно при относительно равной глубине поисково-разведочных скважин на нефть и газ. Наименее изучены гидрогеологические особенности триасовых и средне-нижнеюрских отложений, которые вскрыты в основном в северо-восточной части территории.
Водоносный комплекс отложений верхнего мела. Минерализация рассолов водоносного комплекса верхпемеловых отложений колеблется, как правило, в пределах 35—60 °/оо и лишь на отдельных площадях превышает 95 %0. Пластовые воды верхнемеловых отложений относятся к весьма слабым, реже к слабым рассолам. На значительной территории (Моноклиналь северного склона Кавказа, Адыгейский выступ, Кансвско-Березанский вал и прилегающие к нему районы, южные части Восточно-Кубанского прогиба и Ставропольского свода, Минераловодский выступ, выступ Дагестанского клина) подземные рассолы отсутствуют (рис. 47). Здесь распространены пресные (до 1 %о), солоноватые (1—10 °/оо) и соленые (10—35 °/оо) подземные воды инфильтрационного и смешанного происхождения. Это объясняется тем, что вышеперечисленные структуры относительно хорошо промыты водами древней и современной инфильтрации.
Рассматриваемый водоносный комплекс на территории Западного и Центрального Предкавказья характеризуется в настоящее время инфильтрационным этапом гидрогеологического цикла. Напоры постепенно снижаются от области выхода верхпемеловых отложений на поверхность в пределах северного склона Большого Кавказа. Основные потоки современной инфильтрации направлены от Адыгейского выступа вдоль Каиевско-Березапского вала к Азовскому морю и Надзорненскому поднятию. Именно эти и сопредельные территории характеризуются развитием пресных и соленых вод в отложениях верхнего мела. В пределах Адыгейского выступа на площади Безводненской, расположенной на небольшом расстоянии от выходов отложений на поверхность, вскрыты весьма слабые рассолы (38 %0). Неравномерная трещиноватость и тектонические нарушения, играющие роль экранов, ограничивают, очевидно, на данном участке проникновение метеорных вод.
На большей части рассматриваемой территории (Ростовский выступ, Кропоткинская, Восточно-Кубанская, Чернолесская впадины, Ставропольское сводовое поднятие, Терско-Кумский прогиб, Арзгирская и Прикумская зоны поднятий) минерализация весьма слабых рассолов довольно стабильна (40—60 % о), состав хлоридпый натриевый. Отмечается некоторое возрастание минерализации в северном направлении. Отсутствие рассолов на отдельных площадях Терско-Сунженской области (Минеральная, Октябрьская, Брагупская, Западно-Гудермесская и др.) объясняется
141
142
Рис. 47. Схематическая карта распространения подземных вод и рассолов водоносного комплекса верхнемеловых отложений.
Границы: 1—тектонических элементов, 2 — выклинивания отложении, 3 — рассолов различной минерализации, 4 — скважина, данные пэ которой пспо.льзованы при построении карты; зоны: .5— отсутствия отложений, 6—соленых вод, 7 — весьма слабых рассолов, 8 — слабых рассолов.
наличием кондепсатогенпых вод, служащих как бы ореолом нефтяных месторождении [70, 105]. Отрицательные аномалии зафиксированы здесь исключительно в непосредственном контакте с залежами углеводородов, причем в процессе эксплуатации скважин минерализация вод возрастает. Кроме того, снижение минерализации в пределах Терско-Супжеиской области связано с разбавлением первичных ссдиментогепных рассолов «возрожденными» водами майкопской глинистой толщи. Под действием высокой пластовой температуры (глубина залегания 4000—5300 м) происходит дегидратация глинистых минералов и опресненная вода поступает в пласты-коллекторы, вытесняя и разбавляя подземные рассолы. Подтверждением данному предположению служит анализ стабильных изотопов растворов, а также тот факт, что на этих площадях зафиксированы СГПД. Весьма слабые рассолы (35—50 % о), приуроченные к золам Восточного Предкавказья с СГПД, аналогичны по составу водам и поровым растворам ппж-пемайкопских отложений. Эти рассолы, как правило, метаморфизованы слабо (эПа/эС1 = 0,90-? 1,2) и содержат микрокомпо-пепты в повышенной концентрации.
Слабые рассолы встречаются в основном па северо-востоке Предкавказья (северо-восточное погружение Ставропольского сводового поднятия, северная часть Арзгпрской и Прикумской зон поднятий, Восточно-Манычский прогиб, вал Карпинского), а также на локальных участках Терско-Супжеиской области, Черполес-ской и Кропоткинской впадин. Развитие слабых рассолов па северо-востоке региона приурочено к зоне с относительно пониженными значениями пластового давления и режимом весьма затрудненного водообмена. Очевидно, это метаморфизованные рассолы верхпсмслового бассейна седиментации.
На общем фоне распространения (по площади) слабых рассолов вблизи структуры Бурульской выделяются участки, где развиты соленые воды и весьма слабые рассолы. Палеогпдрогсологп-ческимп реконструкциями установлено [72, с. 125], что к эоценовому этапу «вдоль кряжа Карпинского от Элистинского блока и до акватории Каспийского бассейна уже существовала зона возможного развития процессов инфильтрации, и на Бузгннском поднятии отложения верхнего мела оказались размытыми». Процессы инфильтрации и смешения вод происходят, по-видимому, и в настоящее время, так как в зоне распространения соленых вод и весьма слабых рассолов^ глубина залегания верхиемеловых отложений невелика.
Установлено [69], что положительные гидрохимические аномалии на отдельных площадях в пределах Передовых хребтов относятся к аномалиям переточиого типа и образовались в результате внедрения вод высокой минерализации из подстилающих нижнемеловых и юрских отложений. Можно предположить, что гидрохимические аномалии, зафиксированные па локальных площадях Минераловодского выступа (площадь Гуиделеновская), Чернолесской впадины (площадь Круглолесская), Кизлярской
143
ступени (площадь Советская), Терско-Кумского прогиба (площади Прохладненская, Бснойская), образовались также за счет перетока высококонцентрированных рассолов из юрских и нижнемеловых отложений по разрывным нарушениям. Ведущая роль разрывных нарушений как вертикального транслятора флюидов па отдельных этапах геологической истории региона описана в предыдущем разделе. В ионно-солевом составе слабых рассолов возрастает процентное содержание кальция и уменьшается содержание попов SO4’ . Эти рассолы более метаморфизованы, содержание брома и редкометалльных микрокомпонентов в них увеличивается.
Водоносный комплекс отложений нижнего мела. Подземные рассолы в нижнемеловых отложениях развиты па большей площади (рис. 48). Солоноватые и соленые воды отмечаются в пределах Моноклинали северного склона Кавказа, Адыгейского и Минераловодского выступов, Каневско-Березан-ского вала, южной части Восточно-Кубанской впадины и Ставропольского сводового поднятия. Отсутствие рассолов па этой территории связано с процессами современной инфильтрации метеорных вод и их смешением с седиментогенными.
Весьма слабые рассолы как бы оконтурпвают эти зоны. На территории Западного Предкавказья распространены рассолы с минерализацией 36—68 °/оо- Лишь в северо-восточной части Кропоткинской впадины вскрыты слабые рассолы, минерализация которых колеблется от 81 до 96 % о (площадь Южно-Радыковская). На Ставропольском сводовом поднятии весьма слабые рассолы (39—63 °/оо) прослеживаются от зоны распространения соленых вод (площадь Надзорнепская) к северу (площади Грачевская, Петровская, Октябрьская).
На большей части Восточного Предкавказья распространены слабые рассолы, минерализация их изменяется от 75 до 135 J0/oo, состав хлоридпый кальциево-патрневый. Исключение составляют две четко выраженные зоны, в пределах которых развиты весьма слабые рассолы. Первая зона прослеживается от Минераловодского выступа в северо-восточном направлении. Снижение минерализации, по-видимому, связано с влиянием вод древней и современной инфильтрации, что подтверждается гидродинамическими исследованиями [26] и нашими построениями.
Вторая зона вод относительно пониженной минерализации имеет субширотное простирание и зафиксирована в юго-восточной части Прикумской зоны поднятий. Существует мнение, что это обусловлено тем, что за длительное время существования Среднекаспийской суши происходило внедрение опресненных вод мелководно-прибрежного бассейна в пласты-коллекторы нижнемеловых отложений. Минерализация весьма слабых рассолов колеблется от 45 до 70 % о, состав хлоридпый натриевый.
В глубокопогружеиных структурах Чери одесской впадины, Кизлярской ступени и Терско-Кумского прогиба встречены креп-
144
б Заказ № 29!
Рис. 48. Схематическая карта распространения подземных вод и рассолов водоносного комплекса нижнемеловых отложений.
Границы: / — тектонических элементов. 2 — развития каменной соли, 3 — рассолов различной минерализации-
/ — скважина, данные по которой использованы при построении карты; зоны: 5 — отсутствие отложении
6 — соленых вод, 7 — весьма слабых рассолов. 8 — слабых рассолов, 9 — крепких рассолов
кие, реже весьма крепкие рассолы (площади Соломенская, От-казненская, Сухопадипская, Аргуданская, Беиойская и др.)* При сопоставлении карты распространения глубинных рассолов водоносного комплекса нижнемеловых отложений и схемы развития верхнеюрских отложений [27] четко отмечается следующая закономерность: высококонцентрированные рассолы нижнемеловых отложений контролируются границей распространения солепосной толщи. При этом характерно, что наивысшая минерализация наблюдается в подошве комплекса (валанжинский и барремский ярусы), с удалением от верхнеюрских эвапоритов минерализация рассолов уменьшается. Это, наряду с гидрохимическим и изотопным анализом, указывает па вертикальную миграцию верхнеюр-скнх весьма крепких рассолов в водоносный комплекс нижнемеловых отложений по зонам тектонических нарушений, а также, возможно, на диффузию солей из галогенной толщи верхней юры.
Рассолы нижнемеловых отложений почти бессульфатпы, имеют хлоридный натриевый и хлоридный кальцпево-натриевый состав. Весьма слабые рассолы характеризуются довольно стабильными значениями натрийхлорного коэффициента (0,85—0,96), слабые рассолы более метаморфизованы, эЫа/эС1 изменяется от 0,75 до 0,90. В рассолах рассматриваемого комплекса наблюдается повышенная концентрация пода (до 46 мг/л), брома (до 390 мг/л), присутствуют стронций (150—1000 мг/л), цезий (0,25— 1,0 мг/л), рубидий (1,0—5,5 мг/л).
Водоносный комплекс отложений верхней юры. В осадочной толще верхнеюрского возраста широкое развитие имеют карбонатные и галогенные образования (каменная соль, ангидриты), в Западном Предкавказье увеличивается количество прослоев терригенных пород. Соленосныс отложения оказали существенное влияние па формирование состава и закономерность распространения подземных рассолов па территории Предкавказья.
Соленые воды в отложениях верхней юры распространены в виде неширокой полосы на юге региона в пределах Моноклинали северного склона Кавказа, на юге Адыгейского выступа и па Минераловодском выступе (рис. 49). Весьма слабые рассолы вскрыты на территории Западного Предкавказья вблизи контура выклинивания верхнеюрских отложений. Минерализация изменяется от 35 до 57 %0, степень метаморфизации невысока, состав хлоридный натриевый. Весьма слабые рассолы Западного Предкавказья содержат высокую концентрацию пода — от 26 мг/л (площадь Безводненская) до 95,2 мг/л (площади Юбилейная, Ширванская). На Тимашевской ступени минерализация колеблется. от 46 до 70 °/оо (площади Мышастовская, Беляевская). Состав высокометаморфизованных рассолов (э№/эС1 снижается до 0,46, эСа/oMg увеличивается до 45) хлоридный кальцисво-пат-риевый, содержание сульфат-иона незначительно (0.14—0,02 г/л). Здесь отмечено высокое содержание брома (181—223 мг/л).
В пределах Моноклинали северного склона Кавказа и восточного погружения Минераловодского выступа минерализация весь-
146
Рис. 49. Схематическая карта распространения подземных вод и рассолов водоносного комплекса верхнеюрских отложений.
Границы: 1 — тектонических элементов, 2 — выклинивания отложении, 3 — развития каменной соли, 4 — рассолов различной минерализации; 5 — скважина, данные по которой использованы при построении карты; зоны: 6 — отсутствия отложений, 7 — соленых вод, 8— весьма слабых рассолов, 9 — слабых рассолов, 10 — крепких рассолов, 11 — весьма крепких рассолов.
ма слабых рассолов колеблется от 42 до 70 °/с0. Эти рассолы, как правило, обогащены сульфат-ионом. Его концентрация на Церик-Гельской (скв. 1, 2) и Баксанской (скв. 12, 14) структурах достигает 90—100 мг-экв/л и более.
Крепкие и весьма крепкие рассолы зафиксированы в скважинах Западного и Восточного Предкавказья. Нами установлена еткая закономерность: крепкие и весьма крепкие рассолы вскры-ы только на площадях, расположенных в пределах контура рас-фостранепия солепосной толщи (см. рис. 48). На площади Степновской в настоящее время не отмечено пластов каменной соли, по минерализация рассолов достигает 235 %0. Эти рассолы соответствуют метаморфизованной рапе стадии садки гипса.
На Кошехабльском месторождении в верхиеюрскпх отложениях отмечается отрицательная гидрохимическая аномалия. Минерализация воды составляет 3,4 % о, состав хлоридпый кальцие-во-натрнсвый, концентрация йода 3 мг/л, брома — 26 мг/л. Это типично кондспсатогенные воды, непосредственно подстилающие газовую залежь.
Состав крепких и весьма крепких рассолов соленосной толщи, как правило, хлоридпый кальциево-иатриевый. На локальных площадях, расположенных в бортовых частях впадин, где развиты растворы выщелачивания, состав рассолов хлоридпый натриевый, концентрации микрокомпонентов весьма низкие. В отдельных случаях (площадь Ярославская) в ионно-солевом составе рассолов преобладают хлориды кальция и магния и рассолы приобретают хлоридпый кальциевый состав. Содержание иода в высококонцентрированных рассолах достигает 102 мг/л, брома—1,9 г/л, бора—1,4 г/л. Концентрации стронция, рубидия, цезия, определенные в единичных пробах, также весьма высоки.
На территории Чсрполссской впадины и Прикумской зоны поднятий, в зоне отсутствия галогенных образований распространены слабые рассолы, минерализация которых в 2—4 раза ниже. В пределах Прикумской зоны поднятий и примыкающего к пен участку Манычского прогиба минерализация рассолов изменяется от 70 °/оо на площадях, расположенных вблизи контура размыва отложений верхней юры (Правобережная, Союзная, Урожайная и др.), до 130 % о, закономерно возрастая в восточном направлении. Линии изоминер приближенно повторяют контур размыва пород. Воды повсеместно высокомстаморфизовапиыс, имеют хло-ридный кальциево-иатриевый состав, содержание сульфат-иопа незначительно. Максимальная минерализация вод отмечается па площадях Северного Дагестана, где всрхисюрские отложения представлены ангидритовой толщей. В рассолах обнаружены микрокомпоненты: иод (5—15 мг/л), бром (200—450 мг/л), бор (40—150 мг/л), стронций (230—1000 мг/л), цезий (0,25 2,0 mi/л), рубидий (0,5—4 мг/л).
Относительное опреснение вод верхней юры Прикумской зоны поднятий (развитие весьма слабых рассолов) у границ размыва можно объяснить внедрением метеорных вод с всрхпеюрскои суши.
148
Современный облик рассолов формировался в результате смешения древнеинфильтрогсниых и седиментогенных вод и дальнейшей метаморфизации в условиях весьма затрудненного водообмена па протяжении длительной геологической истории региона.
Водоносный комплекс отложений средней и нижней юры. Солоноватые и соленые воды средне-нижнеюрских отложений вскрыты в пределах Моноклинали северного склона Кавказа и в юго-западной части Адыгейского выступа (рис. 50). Кроме того, соленые воды отмечаются в пределах Восточно-Кубанской впадины (Западное Предкавказье) вблизи границы выклинивания юрских отложений. Вдоль их трансгрессивного контакта с нижнемеловыми отложениями минерализация вод средпе-нижнеюрского комплекса составляет 7—32 % о (площади Чай-кинская, Южно-Соколовская, Ловлинская, Тспгпнская и др.). С удалением от границы размыва юрских отложений минерализация вод возрастает до 68—81 %0 (площади Темиргоевская, Чапаевская). Можно предположить, что в центральных частях Восточно-Кубанской впадины распространены слабые . (70— 140 %о) рассолы. Следует отметить, что даже в пределах'Адыгейского выступа (площадь Баракаевская), Моноклинали северного склона Кавказа (площадь Фроловская) и восточного погружения Минераловодского выступа (площадь Нальчикская) на площадях, расположенных на небольшом удалении от области раскрытого залегания средне-нижнеюрских отложений, вскрыты слабые рассолы (73—120 %0). Наличие реликтовых рассолов па фоне соленых вод и весьма слабых рассолов на локальных площадях объясняется ухудшением литологических свойств и наличием тектонических экранов, препятствующих внедрению пресных ппфиль-трогенных вод. Кроме того, глубинные рассолы средне-иижпсюр-ских отложений вскрыты в пределах Тпмашевской ступени. На площади Платнировской с глубины 5530 м получены слабые (75 %о), метаморфизованные (эЫа/эС1 = 0,79, эСа/эМ§=6,0) рассолы.
Наиболее полно водоносный комплекс средне-ппжпеюрских отложений вскрыт и опробован на площадях Прпкумской зоны поднятий, Восточпо-Маиычского прогиба и прилегающей территории вала Карпинского. По районам Чернолесской впадины и Кизлярской ступени имеются лишь единичные данные.
Линия размыва отложений нижней и средней юры практически повторяет очертания границы распространения верхней юры, охватывая несколько большую территорию Восточно-Манычского прогиба.
По аналогии с верхнеюрским комплексом можно предположить, что опресненные воды распространены в районе Минераловодского выступа, а в местах, где выше по разрезу залегает галогенная формация верхней юры, на локальных площадях можно ожидать развитие крепких хлоридных кальциево-натрпевых рассолов с минерализацией 140 % о и более.
В Чернолесской впадине в районах, где выше по разрезу отсутствуют пласты "каменной соли, воды средней и нижней юры
149
Рис. 50. Схематическая карта распространения подземных вод и рассолов водоносного комплекса средне-нижнеюрских отложений.
Границы: I — тектонических элементов, 2 — выклинивания отложений, 3 — рассолов различной минерализации; 4 — скважина, данные по которой использованы при построении карты; зоны: 5 — отсутствия отложении, 6 — соленых вод, 7 — весьма слабых рассолов. S — слабых рассолов. 9 — крепких рассолов.
имеют минерализацию 95—112 %0 (площади Александровская. Наримановская, Журавская).
В пределах Прикумской зоны поднятий и Восточпо-Мапычско-го прогиба минерализация вод изменяется от 40 до 183 % о- Зона распространения весьма слабых рассолов примыкает к границе размыва пород средней и нижней юры (площади Кумекая, Неф' гекумская, Владимировская, Подсолнечная, Приозерская, Уро-жайненская и др.). По мнению И. Г. Киссина [50], наличие зоны относительно опресненных вод, контролируемой границей размыва средне-нижнеюрских отложений, объясняется тем, что во время континентального режима эти участки более интенсивно промывались и являлись древними областями питания комплекса. Исключение составляет площадь Зурмутинская, где несмотря на близость к контуру размыва вскрыты рассолы хлоридного нат-риево-кальциевого состава (эЫа/эС1=0,23) с минерализацией 98 %0. Сохранение этих седиментогенных рассолов М. В. Мирошников [65] объясняет существованием литологического экрана, который препятствовал движению потока древпеиифильтрогенпых вод. Кроме того, наличие весьма слабых рассолов может быть связано с поступлением соленых вод из водоносного комплекса триасовых отложений [26]. Такое предположение подтверждается и тем. что в водоносном комплексе триасовых отложений, подстилающих верхнеюрские отложения, зафиксированы аномально высокие значения пластового давления и минерализация вод увеличивается от подошвы к кровле комплекса отложений средней и нижней юры.
С удалением от границы размыва весьма слабые рассолы сменяются слабыми. Минерализация слабых рассолов возрастает сначала до 100 %0, а затем и до 130 %0 на площадях Буйнакской, Мартовской, Равнинной, Кочубеевской.
Крепкие рассолы отмечаются в юго-восточной и северо-восточной частях региона. В пределах вала Карпинского появление рассолов исследователи [26] связывают с подтоком высококонцентрированных рассолов из соленосных отложений Прикаспийской впадины. Образование крепких рассолов в юго-восточной части впадины, вероятно, обусловлено протеканием вышеописанных процессов. Генератором концентрированных рассолов могла быть ангидритовая толща верхней юры.
Натрийхлорный коэффициент в рассолах комплекса изменяется преимущественно от 0,75 до 0,80, в некоторых случаях снижается дО 0,61—0,67 (площади Озек-Суатская, Солопчаковская), на площадях Колодезной, Величаевской, Восточной оп возрастает до 0,87—0,89.
Воды средне-нижнеюрского комплекса содержат в незначительных количествах сульфаты (0,00—0,04 %0) и гидрокарбонаты (0,1_0,9 %0). В рассолах определены концентрации микрокомпо-
нентов:’ иода 5—22 мг/л, брома 100—450 мг/л, бора 40—150 мг/л, калия 300—2000 мг/л, стронция 150—1140 мг/л, цезия 0,26— 2,0 мг/л, рубидия 0,25—6,0 мг/л.
151
Водоносный комплекс отложений триаса. Рассматриваемый водоносный комплекс в пределах Западного Предкавказья вскрыт и опробован па Старо-Минской (Восточно-Кубанская впадина на стыке с Ростовским выступом), Бейсугской, Каневской, Челбас-<скон, Великой (Каневско-Березанскпй вал), Абадзехской и Красно-Дагестанской (Адыгейский выступ) площадях.
Минерализация вод триасового комплекса на площадях Ка-невско-Березанского вала изменяется от 4 до 36 °/оо- На площади Старо-Минской минерализация возрастает до 42 %0- Минерализация и понио-солевой состав водоносных комплексов триасовых и нижнемеловых отложений аналогичны. На этой территории нижнемеловые породы трансгрессивно залегают на сильнодислоциро-ваиных отложениях триаса, надежный водоупор отсутствует. Очевидно водоносные комплексы отложений триаса и нижнего мела на этой территории образуют единую водонапорную систему.
На территории Адыгейского выступа минерализация полученных вод изменяется от 1 до 45 %о. Минерализация воды резко меняется на небольшом расстоянии. Это объясняется тем, что триасовые отложения были подвергнуты катагеиетичсским изменениям, вследствие чего увеличилась анизатропия фильтрационно-емкостных свойств коллекторов. Очевидно, это привело к формированию локальных участков распространения вод, разобщенных друг от друга.
В пределах Ставропольского сводового поднятия триасовые отложения опробованы на площади Северо-Ставропольской в скв. 162. Здесь с глубины 2721—2732 м получены весьма слабые рассолы, минерализация их составляет 62 %0, состав хлоридный натриевый, тип хлоридный. Концентрация микрокомпонентов составляет: иода 11,4 мг/л, брома 113 мг/л, бора 49 мг/л.
Наиболее полно триасовые отложения изучены в северной части Восточного Предкавказья (рис. 51). Пресные воды распространены в северо-западной части Прикумской зоны поднятий в районе площади Зурмутинской. Весьма слабые рассолы как бы окоптурнвают эту зону. Увеличение минерализации отмечается в западном, северном и восточном направлениях [74], причем в восточном направлении минерализация возрастает более резко, достигая на площадях Зимнеставкинской, Восточной, Мартовской, Нагайской, Молодежной 130—140 % о- В северо-западной части территории (на Артезианской—153 %о — и Северо-Кочубеевской— 183 °/оо — структурах, а также на площади Степновской 188 °/оо), расположенной в пределах Кизлярской ступени, из скважин получены притоки крепких рассолов. Их появление можно также объяснить процессами поступления высококонцентрированных рассолов верхнеюрской соленосной толщи.
Весьма слабые рассолы отличаются хлоридным натриевым составом, повышенными значениями коэффициента метаморфизации (эИа/эС1 = 0,844-1,0), относительно небольшим содержанием пода (2,0—8,0 мг/л) и большим — брома (96—170 мг/л). Слабые рассолы имеют хлоридный кальциево-натриевый состав, высокомета-
152
морфизованы, содержание иода в них увеличивается, достигая 17,3 мг/л, брома — 200—300 мг/л. В крепких рассолах содержание иода в среднем составляет 15 мг/л, концентрация брома возрастает до 606 мг/л.
Рис. 51. Схематическая карта распространения подземных вод и рассолов водоносного комплекса триасовых отложений. , (
Границы: 1 — тектонических элементов, 2 — рассолов различной минерализации;
3 — скважина, данные по которой использованы при построении карты; зоны: 4— 1 соленых вод, 5 — весьма слабых рассолов, 6 — слабых рассолов, 7 — крепких рассолов.
В анионном составе вод повсеместно преобладают попы хлора (95—100 %) и практически отсутствуют сульфат-поны (0-доли процента). С ростом минерализации вод рассматриваемого водоносного комплекса увеличивается содержание ионов Са2+ и менее интенсивно попов Mg2+, воды приобретают хлоридпый кальциево-натриевый состав.
В целом воды триасового комплекса на значительной территории Прпкумской зоны поднятий опреснены, хотя и не в такой степени, как это предполагалось ранее [26].
Зона опресненных вод в плане соответствует области распространения глинистых отложений триасового возраста. В пределах: этой зоны в рассматриваемом водоносном комплексе развиты СГПД. Интерпретация изотопного и химического состава опресненных и фоновых вод позволила достоверно установить подток дегидратационных вод глинистых отложений в пласты-коллекторы и смешение их с седиментогенными водами триасового бассейна
153
седиментации. Именно благодаря полной гидрогеологической закрытости региона и существованию там на протяжении длительного периода геологической истории режима весьма затрудненного водообмена в комплексе сохранились опресненные воды смешанного генезиса.
Явление гидрохимической инверсии имеет место в западной и центральной частях Прикумской зоны поднятий, и вряд ли правомерно распространять его па всю территорию региона, где долгое время существует обстановка затрудненного водообмена.
4.7. Формирование зон сверхгидростатических пластовых давлений в соленосных формациях
По названию этот раздел, казалось бы, ничего общего не имеет с проблемами гидрохимии, рассматриваемыми в настоящей монографии. Но в то же время детальное изучение поведения жидкой и твердой фаз (см. раздел 4.1) солспосных отложений при различных Р — Т — И условиях позволило нам предположить наличие глубокой геохимической корреляции между процессами формирования свсрхгидростатпчсского пластового давления и компонентами, слагающими соленосную толщу. Сказанное хорошо иллюстрируется графиком (рис. 52), где отчетливо видно, что
а) б)
Рис. 52. Схематические гидрогеологические разрезы Восточно-Кубанской впадины (а), Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба (б), фигуративные точки отношений ^ил^гит подземных вод; 2 — фигуративные точки минерализации; 3 - фигуративные точки" отношений /\л/^гид углеводородов.
154
СГПД приурочены к соленосиой толще и изменяются в основном в соответствии с изменением минерализации рассолов. С ростом последней повышаются СГПД и наоборот. Следовательно, одной из главных причин возникновения гидродинамических аномалий являются соленосная толща и сопутствующие ей концентрированные рассолопроявлепия. Однако роль последних в формировании пластового давления в водоносных горизонтах различна, так же как и различен механизм, вызвавший эти аномалии.
Таким образом, изучение природы повышенного давления дает возможность как бы со стороны оценить правомерность наших выводов и предположений относительно формирования химического и изотопного состава подземных вод. Заметим, что авторы не ставили своей целью дать общий обзор по теме, связанной с образованием СГПД, поскольку указанная тема достаточно хорошо изложена в многочисленных статьях и монографиях [4, 63, 72 и др.]. Следует особо отметить вышедшую сравнительно недавно работу Фертля [115], где обобщен большой материал по водонапорным бассейнам земного шара и проанализированы основные концепции формирования СГПД. В процессе изложения своих взглядов на природу СГПД мы попытались критически переосмыслить те из положений, которые, как нам казалось, являются недостаточно обоснованными или требуют существенных дополнений.
Каменная соль рассматривается многими исследователями как исключительно непроницаемый экран даже для газов. Это представление теоретически подтверждается тем, что в идеальной кристаллической решетке NaCl расстояние между соседними узлами равно 2,8-10-8 см, тогда как диаметр молекул даже метана и этана — наиболее легких газов — составляет соответственно 4-Ю-8 и 4,7• 10-8 см. Не отрицая в целом высоких экранизирующих свойств соленоспых пород, мы в то же время указываем на некоторую упрощенность подобной трактовки.
Дело прежде всего состоит в том, что рассматривать естественные кристаллы поваренной соли в качестве «идеальных» структур нельзя в связи с наличием в них многочисленных микро-и макродефектов (газово-жидкие включения, трещины, контакты кристаллов) и примесей. Например, размеры газово-жидких включений достигают нередко 5-10—2—1 • 10-1 см (в среднем же размеры включений колеблются в пределах 2-10“3—4-10~3 см. Таким образом, параметры вакуолей значительно превышают размеры молекул углеводородных газов. Каменная соль к тому же обладает определенной пористостью (табл. 19), которая зависит в основном от таких факторов, как структура соли, количество нерастворимого остатка и его состав. Наличие пористости в каменной соли на столь больших глубинах (4—5 км), как это имеет место на Северном Кавказе, вероятно, обусловлено тем, что в интерстециях содержится рапа, которая, воспринимая давление скелета галита, препятствует его полной консолидации. Обычно крупные поры (до 1 см и более) располагаются на стыке кристаллов. При
155
Таблица 19
Общая пористость галогенных пород (Северный Кавказ)
Литологический состав Содержание нерастворимого остатка, % Пористость, % Источник
Галит Галит-ангидрнтовая порода Галит 0,8—28,0 66,4 1,1—7,3 1,4-4,0 Данные авторов То же [29|
вскрытии пор в них всегда обнаруживается рапа. Нам неоднократно удавалось отобрать и изучить се химический состав.
Максимальная пористость (7,3 %) отвечает каменной соли площади Ярославской (глубина отбора 2880—2885 м), содержание нерастворимого остатка) в пробе относительно невелико—1,0— 4,5 %. Удивительной является структура галита, не встреченная авторами доселе нигде на Северном Кавказе (рис. 53).
53. Фрагмент структуры галита (площадь Ярославская).
а, б — грани кристаллов.
Твердый субстрат сложен веретенообразными, вытянутыми, сла-босцементироваппыми кристаллами. На удлиненных гранях ( ) наблюдается рисунок, характерный для структур растворен . Сообщества таких кристаллов близкого размера образуют отд > ные слои, которые соединяются между собой посредством гл ких (без следов растворения) граней (б). Вытянутые поверхн (а) покрыты обычно тонкой глинистой коркой, в то время как < гранях (б) она отсутствует. Добавим, что слои спаяны между бой более прочно, чем кристаллы в слое. Это легко устанавл! вается при разрушении проб. Они значительно легче раскали ваются в направлении, субпараллельиом удлиненным граням кристаллов. Причина столь неоднородного разуплотнения породы до сих пор до конца не ясна. Но по целому ряду признаков очевидно одно: это пе могло быть следствием нарушения целост-
15G
ности образцов при бурении. Скорее всего, указанный феномен может быть обусловлен проявлением эффекта, привлекавшегося нами для объяснения сохранения крупных пор.
Таким образом, учитывая вышеизложенное, вряд ли можно считать в настоящее время каменную соль «полностью непроницаемой для флюидов» породой [115].
Анализ фактического материала по проявлениям СГПД при проходке скважин через соленоспую толщу Северного Кавказа показал, что в подавляющем случае это явление связано с поступлением в ствол выработки флюидов (в основном рассолов) из пластов известняков, доломитов, галопелитов. Этот факт является примечательным, поскольку сразу же возникает вопрос: каким образом создаются и поддерживаются сверхвысокое давление и довольно обильные и длительные во времени притоки подземных рассолов. Общепринятой считается точка зрения [6, 63, 115 и др.], которая объясняет образование СГПД «поршневым эффектом». Соль рассматривается в качестве псевдовязкой жидкой субстанции, способной затекать в трещины пород. Случаи проникновения солей в трещины и пустоты пород были, папример, зарегистрированы в интересной работе [6]. К сожалению, в указанной статье авторами не описана морфология материала, его состав и характер заполнения трещин.
Нами обследованы микро- и макротрещииы внутренних частей керна в известняках, песчаниках и других породах непосредственно из солепосной толщи и примыкающих к пей отложений. Обычно трещины выполнены идиоморфными кристаллами галита, которые располагаются на стенках, причем, как правило, в полостях остается еще свободное пространство. В кристаллах галита отмечались участки с неритмичной зональностью, что, вероятно, обусловлено [87] равномерным и очень медленным! ходом его кристаллизации в стабильной термобарической обстановке. Включения газово-жидкие. Как и содержащие их кристаллы, вакуоли не несут следов пластической деформации. По нашему мнению, установленные факты свидетельствуют в пользу выпадения кристаллов хлорида натрия в трещинах из эпигенетических пересыщенных растворов, а не вследствие затекания каменной соли в твердой фазе или кристаллизации NaCI в поверхностных условиях.
Не отрицая способности соли перемещаться под действием стрессового давления (соляной диапиризм) в районах (Прикас-пий, Мексиканский залив и т. д.), где существовали предпосылки для проявления соляной тектоники, мы должны констатировать, что на Северном Кавказе соляные купола пока не обнаружены' В условиях объемного сжатия каменная соль, вероятно, не представляет собой «псевдовязкую жидкость». Так, галит, отобранный в интервале глубины 0,5—5 км (см. раздел 4.1), имеет различный облик — от гигантокристаллпческого до средне-крупнозернистого. В противном случае наблюдалась бы однородность се структуры.
157
Пожалуй, самым удивительным является то, что с глубиной погружения эвапоритов увеличиваются идиоморфизм и размеры основной массы кристаллов соли. При бурении скв. 8 на площади Кошсхабльской (глубина отбора 4640 м)‘» найдены монокристаллы галита, достигающие 10 см в поперечнике.
С позиций проявления чисто «поршневого эффекта» трудно объяснить наличие СГПД не только в меж-, но и в над-, и в подсолевых отложениях.
Как полагаем, в образовании СГПД принимают участие твердая (галит, пласт-коллектор) и жидкая (микровключения, межкристальные растворы, воды дегидратации гипса, воды коллекторов) фазы эвапоритов. Изменение термобарической и тектонической обстановки приводит к нарушению стабильного состояния природной системы и дает толчок к протеканию реакций, энергетически выгодных для новых Р — Т — Н условий. Это достигается путем растворения, новообразования, гидратации, дегидратации пли перекристаллизации тех или иных минералов. Исходя из изложенного, подчеркнем, что формирование СГПД происходит неодинаково по разрезу соленосиой формации, поскольку может быть вызвано качественно различными' природными процессами. В связи с этим рассмотрим образование СГПД в зависимости от пространственного положения пласта-коллектора относительно соленосиой толщи.
На графике (рис. 54) нанесены фигуративные точки пластового давления подземных вод, вскрытых скважинами в ореоле распространения соленосных отложений. Начало отклонения значений пластового давления от гидростатических к литостатиче-
Рис. 54.
Изменение пластового давления в зоне распространения соленосной формации в зависимости от глубины.
Pi — геостатическое давление. Л? —условное гидростатическое давление; 1 — межсолевой горизонт Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба; 2—подсолевой горизонт Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба; 3 — надсолевой горизонт Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба;
4 межсолевой горизонт Восточно-Кубанской впадины; 5— иодсолевой горизонт Восточно-Кубанской впадины; 6 — надсолсвой горизонт Восточно-Кубанской впадины; 7 — нижнемеловой водоносный комплекс.
158
Таблица 20
Пластовое давление подземных вод и рассолов мезозойских отложений в зоне развития соленосных отложений Северного Кавказа
№ п/п Площадь № скважины Интервал опробования, м Возраст Пластовое давление, МПа Коэффициент апомалийиости, Р 1Р лл/ гид
Восточно-Кубанская впадина
1 Лабинская 7 5030-5045 J3K 77,3 1,53
2 Лабинская 7 4780-4742 J3K 70,8 1,49
3 Лабинская 5 4800—4895 J3K 78,1 1,59
4 кошехабльская 8 5050 J2 55,1 1,10
5 Кошехабльская 4 4860—5035 J Зк о Проявление СГПД —
6 Лабинская 16 4128—4162 J Зк 43,8 1,05
7 Баракаевская 25 1095 J3K 12,8 1,17
8 Лабинская 7 5235—5284 J 2 73,8 1,40
9 Лабинская 1 6 4655—4700 J3O 90,0 1,97
10 Лабинская 1 20 5506 Jl 86,7 1,58
11 Западно-Вознесеп- 1 4100—4205 J3K 47,0 1,13
ская
12 Кошехабльская 1 4919—5083 J3K4-O 73,1 1,46
13 Кошехабльская 1 4850-4787 J3O 70,6 1,47
14 Кошехабльская 5 4988-5102 J3O 71,0 1,42
15 Кошехабльская 5 4988—5161 J3O 71,2 1,40
16 17 Кузнецовская Кузнецовская 2 2 4122 4120 J3O J3O 70,6 65,5 1,71 1,59
18 Кузнецовская 1 4367—4415 J3K 57,1 1,30
19 Ярославская 11 2662—2676 J3km—t 41,8 1,51
20 Кузнецовская 2 3666—3765 J3k m—t 85,3 2,30
21 Кузнецовская 9 3386 J 3k m — t 73,4 2,16
22 Лабинская 1 10 3610—3621 J3km—t 63,5 1,76
23 Лабинская 1 2750 J 3t 30,2 1,09
24 Лабинская 1 2269 Ki 25,4 1,10
25 Южно-Советская 2 11 3026 Ki 31,9 1,05
26 Кужорская • 1 2397 Ki 25,8 1,07
27 Ярославская 14 2051 Ki 21,1 1,04
Кизлярская ступень и Терско-Каспийский прогиб
28 [Марьинская 3 4382—4373 J3 75,5 1,77
29 Гунделеновская 1 1861 — 1873 J3 21,8 1,16
30 Марьинская 4 4603 Jo 61,5 1,33
31 Лысогорская 3 4018—4031 J3 54,0 1,35
32 Марьинская 4 4285 J3t 53,5 1,25
33 Лысогорская 9 3818—3834 J3t 69,0 1,79
34 Советская 6 5443 J 3t 110,0 2 12
35 Марьинская 5 3968 J3km—t 90,5 2^28
36 Марьинская 7 3980 J3kni -1 99,0 2,49
37 Марьинская 4 3812—3827 J3km—t 75,2 1,96
38 Марьинская 4 3824 J3kni—t 74,0 1,88
39 Заманкульская 89 5343 J3k m—t 97,0 1,80
49 Марьинская 2 3812 J3t 66,5 1,74
41 Марьинская 2 3818 •I3I 74,0 1,93
42 Марьинская 1 3785 J3t 64,5 1,70
43 Марьинская 3 3832 J3t 77,4 1,82
44 Марьинская 1 4 3790—3805 Jat 74,0 1,80
159
п/п Площадь № скважины Интервал опробования, м Возраст Пластовое давление, МПа Коэффициент аномалийности, Р 1Р пл/ гид
45 Советская 4 4718—4723 J3t 79,0 1,67
46 Марьинская 7 3845—3848 •bt 67,5 1,75
47 Первомайская 2 13 3321 Jo 37,6 1,13
48 Карабулак-Ачалук-ская 168 4567 J з! 51,2 1,12
49 Ка р а бул а к-Ач а лукская 47 4282 J3 52,3 1,23
50 Заманкульская 86 5207 J з! 87,2 1,70
51 Малгобек-Возпессн-ская 90 4630 Jot 65,0 1,40
52 Заманкульская 47 4342 J3t 52,7 1,21
53 Малгобек-Вознесен-ская 864 4417 J gt 59,8 1,35
54 Соломенская 1 4443 Jal 61,4 1,31
55 Отказненская 7 4692 J3I 62,8 1,31
56 Советская 8 2457 J st 24,0 1,05
57 Отказненская 5 3494 Ki 37,0 1,06
58 Соломенская 1 3776 Ki 39,9 1,05
59 Соломенская 1 3922 K1 38,3 1,08
60 Соломенская 1 4255 I<1 48,6 1,12
61 Советская 3 4009 I<! 48,8 1,23
62 Датыхская 6 1755 K1 24 2 1,37
63 Заманкульская 26 3652 I<1 47,0 1,18
64 Малгобек-Вознесен-ская 856 4173 Ki 58,2 1,38
1 Нефтсгазо- или газопроявление.
2 Каменная соль в разрезе отсутствует.
скпм зарегистрировано с глубины чуть более 1 км (табл. 20) яппаотЗДЬ зракаевская, скв. 25), по в целом аномальность про-ОбппиСЯ|С глУбппы 2500 м (площадь Ярославская, скв. 11 и др.), обтгтчг Ф’,гУРатпвных точек условно разделяется кривой на две nn'iemnnr^ерХНЯЯ область представлена в основном значениями в мржглпо Давления концентрированных рассолов, заключенных ской етипрпЫХ горизонтах Восточно-Кубанской впадины, Кизляр-зонте Кпчпяпг” ТеРско'^аспийского прогиба и надсолевом гори-11яя_nnpnMvmK011 стУпенп и’ Терско-Каспийского прогиба, ниж-
пых вол^п п^еСТВеНН° зпачспиямп пластового давления подзем-стовое лпвпопнрЛ0В ПаА’ " подсолевь[х горизонтов депрессий. Пла-по достижриш пачи||ает приближаться к геостатическому только Для пассоплп определенного интервала глубины — 2500—3500 М подземных по, локалпзУ'°Щ|1хся в верхней, и 4500—5200 м для дов осуществляется'1 в<ПеИ области- По-видимому, миграция флюи-ке и KoXZnvIrt опРе*сле™ой термодинамической обстанов-факторами. тектоническими, литологическими и другими
160
Надсолевой водоносный горизонт Восточно-Кубанской впадины характеризуется относительно низкими значениями коэффициента аномалийности /Са— около 1,09, что, вероятно, связано с неблагоприятными условиями консервации рассолов па седиментационном и постседиментационном этапах преобразования пестроцветных отложений. Надсолевой водоносный горизонт Кизлярской ступени отличается проявлениями СГПД в карбонатном коллекторе, который залегает непосредственно в кровле соленосиой толщи и перекрывается в свою очередь гипсаигидритовым экраном. Например, значение Ка в глубокопогружсниых участках депрессий достигает 1,93 (площадь Марьинская, скв. 2), в периферийных — 1,16 (площадь Гунделеновская, скв. 1) '.
Известно, что соль уплотняется относительно быстро, поэтому основная масса межкристальной рапы должна быть выжата из нее на ранних стадиях литификации. Поскольку в кровле соленосной толщи Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба залегает пласт известняка с хорошими коллекторскими свойствами, то логично предположить, что большая часть межкристальной рапы устремится именно в него как в область депрессии. На элизионном этапе будет происходить разгрузка рассолов преимущественно путем передвижения их по коллектору в сторону участков с более мягкими термобарическими условиями. Одновременно в интервале глубины 300—1000 м выделяется основная масса кристаллизационной воды гипса при трансформации его в ангидрит. В известняковый коллектор может попасть большое количество воды (с 1 м3 гипса — 200 л воды, с 1 м3 галита — 200— 300 л рапы). Если даже представить, что в этот естественный резервуар выделится всего */з рассчитанных объемов растворов, то и тогда на 1 м3 известняка с 1 м3 гипса и галита будет приходиться около 70 л кристаллизационной воды и 70—100 л рапы. При относительно незначительной мощности пласта коллектора (30—60 м) в сравнении с мощностью галогенной толщи (500— 700 м и более) нетрудно предположить, что разгрузка подземных растворов осуществляется в несколько циклов. По мере латерального перемещения рассолов по пласту в направлении Р — Т минимумов наблюдаются выпадение солей и кольматация пор. Одновременно в связи с общим погружением отложений имеют место аутигенное мипералообразование, перекристаллизация и сжатие скелета породы. Все это приводит к уменьшению порового пространства и затруднению оттока пластовой воды из коллекторов. Таким образом, уже па глубине 1 2 км в резервуаре, зажатом между двумя экранирующими горизонтами, создалась преимущественно застойная гидродинамическая обстановка, хотя большая часть массы кристаллизационной воды гипса и межкристальной рапы по достижении указанного интервала глубины была Реализована, пополнение объема воды на глубине более 1 2 км
1 При переходе от верхнеюрских отложении к 1П^^м^ч)ВЫМ аметно снижается во всех описанных депрессиях (см.
значение Ка
161
в резервуаре все же продолжалось за счет поступления остаточных флюидов. По нашим данным, содержание слабосоленой воды на глубине 3—4 км и более может достигать 1—40 л на 1 м3 гипсангндрита, межкристальной рапы — 5—10 л и рапы газовожидких включений—1—5 л на 1 м3 каменной соли. Следовательно, соленосная толща содержит достаточное количество флюидов, поступление которых в относительно изолированные коллекторы в жестких термодинамических условиях может вызвать в них повышение давления.
Как показано в разделе 4.1, перекристаллизация каменной соли сопровождается потерей твердым субстратом воды. Это связано с диффузией включений в кристаллах. В результате указанного процесса происходит перестройка внутреннего строения матрицы каменной соли. Центральные зоны зерен очищаются от включений. Наблюдается сокращение общего количества вакуолей за счет слияния мелких в более крупные (явление коалисценции) и разгрузки в межкристальное пространство. Трансформация включений приводит к изменению первичной седиментационной зональности и способствует увеличению идиоморфизма и размера зерен. Сказанное подтверждается сотнями выполненных наблюдений и иллюстрируется рис. 55—57, где отчетливо (см. также рис. 2, 3)
Рис. 55. Внутреннее строение кристалла диагенетического галита.
видно,как распределяются включения в кристаллах различных стадии литогенеза. Перемещение флюидов вверх по межкристалль-ным каналам осуществляется уже под действием гсостатичсского давления на скелет соли в направлении участков с низким давлением. Участками с относительно более низким давлением флюидов служили резервуары, каркас которых сложен материалом более консервативным (чем соли) к воздействию гсостатической нагрузки (см. рис. 57).
Многие исследователи придавали процессам дегидратации гипса и превращения монтмориллонита в гидрослюду особо важную роль в формировании СГГЩ. На адекватность природы пропс-ождения гидродинамических аномалий в соленосной и глинистой 162
Рис. 56. Механизм перестройки внутреннего строения кристаллов диагенетического галита.
а — диффузионное движение включений; б — перемещение межкристальных рассолов.
толщах указывает весьма большое сходство распределения коэффициентов аномалийности по разрезу (риб. 58).
Хэншоу и Брпдхефт (1968 г.) в качестве генератора флюидов рассматривали гипс, который в условиях диагенеза способен выделять воду и переходить в ангидрит. Однако в этой интересной гипотезе было одно слабое звено. Неясно, в какие моменты геологической истории развития, при каких глубинах и тер-мобарпческих параметрах возможен отток вод дегидратации. По существовавшим представлениям полное обезвоживание гипса должно наступать на относительно небольшой глубине (как правило, до 1 км),
поэтому сохранение крис-
таллизационной воды в резервуарах при погружении отложений могло иметь место только в исключительных случаях. Как справедливо отмечает Фертль [115], при отсутствии горизонтов низ-
Рис. 57. Внутреннее строение кристалла катагенетического галита.
163
п?1я₽пппп^.МЬ1Хк ПОрОД мало °еР°ятно> чтобы «аномальные давле-”яп поровь,х флюидов могли сохраняться больше мгновения по
™теСК1,М “а™<=ам времени». Указанное против™ре“" и," холок nonnf1 Учссть впеРвые [П2] установленные нами факты на-зХр?,7аВ;Тр°аз^^^,0465Т)а,Ю0Ке ™б~
Рис. о8. Характерное для Тсрско-Суиженской области распределение коэффициентов аиома-ЛИЙИОСТИ ПОрОВОГО ДаВЛСИИЯ (Рпор/Рридр) в глинистых отложениях (по О. Б. Бариеву).
Рассмотрим более подробно механизм поступления кристалла-зационпои воды в пласт-коллектор.
164
По расчетам В. И. Манихина [62], молярные объемы (см3/моль) при температуре 40 °C соответственно равны:
CaSO|-2H-_.O _ CaSO, 2Н.0
74,1 <— 45,8 "г 36,3 ’
.ДУ=45,8 см3/моль-|-36,3 см3/моль—74,1 см3/моль=8,0 см3/моль (ДК— изменение молярного объема).
Следовательно, переход гипса в ангидрит, как и дегидратация глинистых минералов, сопровождается увеличением объема в системе, поэтому для нормального течения реакции дегидратации необходим отток флюида за пределы этой системы. Состояние гипса в относительно закрытых системах в обстановке высоких значений температуры и давления близко к метастабилыюму. При расконсервации таких систем происходит отток вод дегидратации, что приводит к увеличению порового давления. Одновременно возрастает расход, в связи с этим некоторое количество свободных поровых вод под действием геостатпческого давления эмигрирует в резервуар. Отток флюида из гипсапгидрптов приводит к дестабилизации фильтрационных параметров, что вызовет в свою очередь сдвиг равновесия в сторону реакции дегидратации. Циклы будут повторяться до тех пор, пока не наступит устойчивое для данной термобарической обстановки равновесие. Порово-трещиннное пространство является средой, через которую осуществляется транспортировка флюидов, вероятно поэтому впутрппо-ровое давление в гипсапгидритах отличается аномалпйиостыо.
Коэффициенты аномалийностп пластовых рассолов, заключенных в межсолевом горизонте, колеблются для Восточно-Кубанской впадины в пределах 1,51 *—2,3, для Кизлярской ступени и Терско-Каспийского прогиба 1,80—2,49. Механизм образования СГПД в межсолевых коллекторах в принципе аналогичен вышеописанному. Следует отметить, что межсолевыс резервуары находились в еще большей изоляции, чем падсолевые. Кровлей и подошвой коллекторов, как правило, служили пласты каменной соли. Роль межкристальной рапы была более значительной, чем остаточных вод дегидратации гипса. Движение межкристальной жидкости осуществлялось под действием градиентов давления, вызванных неоднородностью геостатической нагрузки на скелет каменной соли. Следует признать, что транзит рапы путем фильтрации по межзерновым каналам, вероятно, реален в солях с относительно высокими фильтрационно-емкостными свойствами, обусловленными структурными особенностями пород и примесью тер-ригенно-карбонатного материала. Пласты сливного чистого галита,- характеризующиеся низкой диффузионной проницаемостью Даже для газов, являлись экранами, препятствующими продвижению фильтрационного потока. В то же время подобные образования способствовали впутрппластовои транспортировке! газо-
* Это значение соответствует рассолу площади Ярославской (скв. 1), который был вскрыт в кровле соленосной толщи.
1G5
во-жпдкп.х включений путем диффузии. Коллекторы межсолевого горизонта являлись своеобразными резервуарами, в которые происходила разгрузка флюидов. Указанные процессы начинали, вероятно, играть большую роль в формировании СГПД на глубине, превышающей (в нашем случае) 2 км, что связано с активной мобилизацией флюидов, диспергированных в солепосной толще. Поступление в резервуар новых порций вызывало увеличение в нем давления.
При вскрытии выработками коллекторов межсолевого или надсолевого горизонтов сначала в стволы скважин будут поступать рассолы, сосредоточенные в объеме резервуаров, а затем, по мере истощения запасов и уменьшения пластового давления, — рапа межкристального пространства (рис. 59). В свою очередь
Рис. 59. Механизм поступления рапы в скважину при вскрытии коллектора.
отток межкристальной рапы приведет к смещению равновесия в системе включение — пора и вызовет поступление в интер-стецип новых микропорций рассолов. Этот процесс можно проверить экспериментально, если установить наблюдение за изменением химического состава поступающего в ствол скважины рассола. По мере вовлечения в работу пластовых, межкристальных рассолов и растворов включений должен, в соответствии с нашими разработками (см. раздел 4.3), изменяться и химический состав поступающих в выработку флюидов от С1 — Са — Na до CI Са — Mg — Na.
Увеличение давления в стволе выработки при проходке через пласт соли может быть вызвано и «оплыванием» стенок скважины (рис. 60). Это происходит в том случае, когда давление бурового раствора на забое ниже геостатического, т. е. когда создается 1 кусственный стрессовый эффект. Как ранее указывали В. > • колов и Я. А. Пилип (1965 г.), в подобных ситуациях паи олес склонны к пластическому течению чистые сливные разности галита.
166
Подсолевой горизонт Восточно-Кубанской впадины характеризуется широким диапазоном изменения пластового давления. В известняках Оксфорда коэффициент апомалпйпостп изменяется от 1,4 до 2,0, в песчаниках келловея —от 1,17* до 1,59, в пижне-среднеюрских — от 1,1 до 1,4. Наблюдается отчетливое уменьшение коэффициента аномалийностп при удалении от подошвы соленосного экрана. Близкая картина обнаруживается и в подсолевом горизонте Кизлярской ступени. Подобная инверсия указывает на несколько иной механизм формирования СГПД в подсолевых, чем в над- и межсолевых отложениях.
Рис. 60. Механизм «оплывания» стенок скважины при бурении через сливные чистые разности каменной соли.
На ранних стадиях функционирования солеродных бассейнов и преобразования эвапоритовых отложений по системе трещин и разломов происходили опускание рассолов [24] и дегидратация гипсов [П]. Эти процессы сопровождались поступлением больших масс минерализованных растворов в подсолевой комплекс. Навстречу потоку концентрированных флюидов поднимался поток поровых седиментогенных вод, отжимаемых па элизионном этапе из нижележащих песчано-глинистых отложений. Породы Оксфорда и келловея как наиболее консервативные к воздействию геостатпстического давления служили природными резервуарами, где происходило смешение вод. В связи с экранирующими свойствами галогенной толщи перемещение растворов в горизонтах оксфорда-келловея было преимущественно латеральным. По пути движения имела место дифференциация флюидов, сопровождающаяся выделением в свободную фазу газов ранней генерации, заполнявших ловушки. Дальнейшая эволюция подсолевой водонапорной системы шла в направлении уменьшения в ее балансе роли концентрированных рассолов и поровых вод и повышения роли вод дистилляции-конденсации и дегидратации глинистых минералов (в центральных частях) и инфильтрации (в краевых ча-
* Это значение соответствует водопроявлению на площади Баракаевской (скв. 25), которая расположена в краевой части впадины.
1G7
стях прогибов). СГПД в глубокопогружепных подсолевых горизонтах сформировались, вероятно, под действием концентрированных рассолов, остаточных вод дегидратации гипса, а также возрожденных вод глинистых минералов. Поскольку резервуары Оксфорда и келловея были в подошве и кровле надежно изолированы глинистыми н соленоснымп отложениями, то смешение га-зонасыщенных вод различного генезиса в относительно замкнутом пространстве могло вызвать выделение газов в свободную фазу и послужить причиной образования СГПД (И. Б. Кулебакп-на, 1979 г.).
Межслоевая вода глинистых минералов рассматривалась в качестве глубинного источника флюидов многими исследователями. Пауэрсом [140] была предложена двухстадпйная модель выделения дегпдратацпопных вод из глинистых пород. В дальнейшем эта модель была преобразована Берстом (1969 г.) в трех-стадийпую систему. Однако пи в одной из указанных схем не были учтены такие важные термодинамические факторы, как температура и давление, которые оказывают большое влияние на процессы отжима связанных вод в недрах Земли.
Это обстоятельство приняли во внимание А. А. Карцев и С. Б. Вагин [48], которые, основываясь на экспериментальных данных Н. И. Хптарова и В. А. Пугина, показали, что трансформация монтмориллонита в гидрослюды происходит в большом диапазоне глубины в зависимости от геотермической обстановки. Используя график, можно ориентировочно установить, что выделение «возрожденных вод» за счет дегидратации монтмориллонита (при геотермическом градиенте для Северного Кавказа 3,5 °С/100 м) получило, вероятно, наибольшее развитие в интервале глубины 3,0— 7,0 км.
По мнению М. С. Бурштара и др. [67], «В-условиях молодых платформ отжатие поровой воды прекращается па глубине около 3000 м. На глубинах свыше 3000 м с ростом пластовых температур отжимаются связанные воды... Поскольку современные пластовые температуры триасового комплекса характеризуются величинами 124—161 °C, а глубины его залегания в большинстве случаев значительно превышают 3000 м, можно сделать вывод, что элпзпонпый режим в триасовом комплексе существует за счет выделения из глин в коллекторы связанной воды. Возможно, что уплотнение коллекторов также является источником возникновения элпзпонпых напоров».
В последние годы благодаря широкому использованию масс-спектрометрических исследований в гидрогеологии и гидрохимии появилась возможность прямыми методами установить участие вод дегидратации глинистых минералов в формировании 3<^п СГПД водоносного комплекса верхиемеловых отложении Терек Каспийского прогиба и водоносного комплекса триасовых отложений Прикумской зоны поднятий. Подробно интерпретация изотопного состава вод в этом плане рассмотрена в разделе 4.3. Следует отметить, что применение изотопного метода позволяет уста-
168
новить эволюцию зон СГПД во времени и пространстве и увязать ее с геологической историей развития региона.
Влияние вод дегидратации глинистых минералов на формирование облика подземных растворов было установлено ранее для Южно-Каспийского бассейна В. В. Колодием [54]. Он отводил большую роль «возрожденным водам» в процессах массо-переноса жидких углеводоров в виде водно-нефтяного раствора.
Интересно, что распределение гидрохимических и геодинами-ческих аномалий в подсолевых отложениях Северного Кавказа носит мозаичный, неоднородный характер даже в пределах одних и тех же площадей. По всей видимости, это связано с различной степенью замещения рассолов водами дегпдратационно-конденса-ционного происхождения, а также локальным характером внедрения последних. Транспортировка флюидов к местам разгрузки осуществлялась, вероятно, по зонам тектонических нарушений. Не исключено, что некоторые из вскрытых в подсолевых отложениях Восточно-Кубанской впадины и Кизлярской ступени нефте-лроявлений сформировались на заключительных этапах главной фазы нефтеобразования, когда в больших масштабах стал возможным отток вод дегидратации. Уменьшение минерализации при удалении от подошвы соленосной толщи к ппжпе-средпеюрским отложениям указывает на снижение в этом направлении роли концентрированных рассолов. Аналогично ведет себя и давление, которое резко уменьшается при переходе от коллекторов оксфор-да-келловея к подстилающим породам. Следует добавить, что обсуждаемые выше механизмы образования СГПД являются доминирующими, по не единственными. Так, в некоторых случаях причиной СГПД могли служить углеводородные газы, образовавшиеся при деструкции органического вещества в относительно изолированной системе (площадь Лабинская, скв. 10, /<а=1,76) или мигрировавшие в резервуары из более глубокопогружеппых отложений (площадь Лабинская, скв. 20, /<а'= 1,58).
Резюмируя, следует подчеркнуть, что предложенная модель формирования СГПД в ореоле, развития солепоспой формации находится в достаточно хорошем соответствии с геохимической схемой формирования рассолов и пластовых вод и подтверждает выводы относительно происхождения последних.
Глава 5
ЗАКОНОМЕРНОСТИ НАКОПЛЕНИЯ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ МИКРОЭЛЕМЕНТОВ В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ РЕГИОНА
5.1. Гидрохимия иода и брома
Иод принадлежит к числу рассеянных элементов и не образует минеральных скоплений. Несмотря на весьма низкий кларк (4-10~5 — 1 • 10~4 %) [18, 114], под относится к своеобразной группе химических элементов, «проникающих в земную материю, находимых во всяком теле, где их ищут» (В. И. Вернадский, 1968 г.). Распространение пода исследовалось во многих объектах биосферы, литосферы и гидросферы: в наземной, пресноводной п морской растительности, морской фауне, атмосфере, в изверженных, осадочных породах, каустобиолитах, почвах и плах, в водах океанов, морей, поверхностных водотоков и водоемов, в рапе впутрпкоптинентальиых эвапоритовых бассейнов, грунтовых и глубокозалегающпх подземных водах и рассолах, термальных водах н вулканических эксгаляциях, иловых и поровых (горных) растворах. Классики геохимии А. Е. Ферсман и В. М. Гольдшмит относили под к типично биогенным элементам, встречающимся во всех организмах. Из работ А. П. Виноградова [15, 19] известно, что иод накапливается в морских илах пропорционально содержанию органического вещества и количеству глинистой фракции ила. Это два главных фактора концентрации иода в осадках. Первый объясняется тем, что многие морские растения и животные аккумулируют иод в больших количествах, второй — процессами сорбции иода тоикодисперсными породами. Затем в морских илах в анаэробной обстановке происходят различные биохимические процессы, под действием которых иловый раствор трансформируется, а значительная часть иода в результате деструкции органического вещества переходит в жидкую фазу. Поведение иода в геологическом процессе весьма подробно анализируется в многочисленных работах отечественных и зарубежных ученых.
Две трети поверхности Земли занимают воды Мирового оксана, в котором сосредоточена основная масса воды поверхностной гидросферы. Среднее количество иода в нормальной океанш/е^ ской воде при солености 35 %о составляет 5-Ю"6 %о» плп ’ мг/л [19]. Столь низкая концентрация этого элемента по срав нию с кларковым содержанием в литосфере связана с аккумуля цией иода в телах живых морских организмов, адсорбцией из воды донными осадками, а также с частичной потерей ело с по верхности океана под действием ультрафиолетовых лучей. I оль
170
процесса испарения в накоплении микроэлементов (в том числе и иода) была рассмотрена на основе экспериментальных исследований, выполненных М. Г. Валяшко и геохимиками его школы [14, 24, 36 и др.]. Проведенные исследования показали относительно небольшую роль процессов сгущения морской воды в обогащении подземных рассолов микроэлементами. Так, при начальной концентрации иода в воде Черного моря, равной 0,0001 %о (минерализация воды 18,7 °/оо), происходит постепенное возрастание его количества, и на стадиях садки солей содержание иода составляет: в гипсе 1,0 мг/л, галите 1,3 мг/л, сульфате магния и калийных солях 2,4 мг/л, бишофите (минерализация рапы 37О%о) 7—17 мг/л.
Относительно высокая концентрация иода формируется в иловых водах морей и океанов, что многие авторы, [15, 117 и др.] связывают с высокой концентрацией этого элемента в осадках, обогащенных органическим веществом. Сопоставление среднего количества иода во всех типах океанических осадков (8,37Х ХЮ-3 %) с содержанием этого элемента в иловых водах осадков (7,25-10-4 °/оо) и особенно в океанических глинистых осадках (20,24-10~3 %) лиловых водах этих осадков (17,6-10~4 %0) позволило О. В. Шишкиной указать на то, что в иловую воду в начальной стадии диагенеза переходит всего несколько процентов от общего количества иода в осадках. При этом с глубиной по колонкам количество иода, переходящего в иловые воды, увеличивается. Наиболее высокие значения концентрации иода (0,00795 °/оо) зарегистрированы Шишкиной в метаморфизованных хлоридных натриево-кальциевых водах повоексинских осадков Черного моря. Она делает вывод [117], что обогащение осадков окраинных областей и внутриконтппеитальпых морей иодом и переход при диагенезе значительных его количеств в метаморфизованные пластовые воды приводит к накоплеппию в них иода до концентрации того же порядка, что и в пластовых водах. Но максимальная концентрация иода в иловых водах достигает лишь низкой или фоновой степени иодонасыщенпости подземных вод и рассолов. Объяснить высокую и сверхвысокую концентрацию пода поступлением его только из иловых растворов невозможно. Изучение этого вопроса показало, что дополнительное поступление иода в подземные воды происходит из органо-минерального комплекса на более поздних стадиях диагенеза и катагенеза осадочных пород в пластовых условиях.
Проблеме гидрогеохимии иода и основных закономерностей его распространения в подземных водах и рассолах посвящено большое число работ. В данной монографии авторы не претендуют на полноту рассмотрения этой проблемы. Однако проведенные в последние годы исследования [73, 105] позволили нам по-новому осветить отдельные вопросы накопления и распространения этого элемента и добавить некоторые существенные моменты к его геохимической истории. При этом основное внимание уделено гидрохимии иода в подземных рассолах.
171
Для формирования высокой концентрации иода необходимо наличие двух важных условии: 1) благоприятных для накопления микроэлементов; 2) благоприятных для сохранности этих скоплении в течение геологического времени. В тех районах, где соблюдались оба условия, в настоящее время обнаруживаются высокие значения концентрации иода.
Работами советских и зарубежных ученых доказано, что под связан с органическим веществом и накопление его в породах и водах обусловлено наличием иодсодержащей органики. Поступление пода в воды происходит при деструкции рассеянного органического вещества пород и в результате частичного вымывания пода, сорбированного глинистыми минералами. Экспериментальными исследованиями на модели пласта [69] установлено, что при вымывании иода из предварительно обогащенной породы при высоких значениях давления (до 30 МПа) и температуры (до 150 °C) происходит более интенсивная отдача в прокачиваемую воду, чем в условиях пониженных значений давления и температуры. Тот же эффект наблюдался Л. И. Флеровой (1966 г.) при увеличении времени выщелачивания. Для сохранения высокой концентрации иода необходимо наличие надежных флюидоупоров (глинистые отложения, ангидриты, соль и др.) и условий весьма замедленного водообмена, т. е. условий квази-изолированной системы.
При рассмотрении зависимости содержания иода в пластовых водах от их минерализацп ранее [69] был сделан вывод о приуроченности максимума концентрации иода к водам определенной минерализации—30—60 г/л. Появление в последние годы новых сведений по содержанию этого микроэлемента в подземных водах мезозойских отложений региона привело к изменению ука-
занной зависимости и заставило нас несколько переосмыслить причины се существования в природе. При анализе графика (рис. 61) отчетливо видно, что максимум па кривой осредпепной концентрации иода в подземных водах мезозойского возраста Предкавказья отмечается в интервале 30—70 г/л (!Ср—20—25 мг/л). При дальнейшем увеличении минерализации глубинных рассолов наблюдается уменьшение содержания иода до 11,7- -13,2 мг/л. Затем, при возрастании минерализации до 280 380 г/л, четко вырисовывается второй максимум. Аналогичная зависимость ии_ ла установлена [59, 74, 105] для подземных вод и рассолов раз повозрастных и разнотипных бассейнов Советского Союза. _
рис. 61 видно также, что в соленых водах (минерализация 20 г/л) наблюдается возрастание осредпепной концеитрашя Установленная закономерность достаточно удовлетв Р ^одсо’ как мы считаем, объясняется с учетом условий пакош з(<е с гс. держащего органического вещества, а также в тесной у нетической характеристикой подземных вод. птпнио
Для солоноватых вод (0-10 г/л) хаР^Кдостфо,..! низкое содержание иода, что связано с ирсимуш трогенной природой этих растворов. Возрастание ос| Д
172
центрации иода до 15 мг/л в интервале минерализации 10—12 г/л вызвано присутствием глубокозалегающих опресненных вод конденсационного и дегидратационного генезиса в мезозойской осадочной толще (см. раздел 4.4). Высокое содержание пода в этих водах определяется в основном процессами термической деструкции рассеянного органического иодсодержащего вещества
Рис. 61. Зависимость содержания иода от общей минерализации подземных вод и рассолов мезозойских отложений (по данным более 2500 анализов). / — средние значения; 2 — зона локализации основной массы фигуративных точек.
пород, а также переходом монтмориллонита в гидрослюды (и как следствие — уменьшением емкости поглощения глинистых минералов). Вследствие этого в жестких термобарических условиях в результате деструкции рассеянного органического вещества (РОВ) пород и десорбции пода с поверхности глинистых частиц в подземные рассолы поступают опресненные воды, обогащенные подом.
В интервале минерализации, близкой к нормальной океанической (30—70 г/л), повышенная концентрация пода связана, очевидно, с оптимальными условиями накопления биомассы. Некоторое возрастание солености (до 38—42 °/оо) в современных Красном и Средиземном морях не вызывает сколько-нибудь заметного угнетения морской фауны. И только на доломитовой стадии гало-генеза это угнетение наблюдается [38]. Высокими значениями содержания иода и минерализаций 30—70 г/л характеризуются воды
173
водоносного комплекса верхнемеловых отложений зоны СГПД. Очевидно, дополнительные порции иода поступают в рассолы верхнего мела с поровыми и дегидратационными водами майкопской глинистой толщи, богатой РОВ.
Указанные районы, где в настоящее время отмечено высокое содержание микроэлементов, характеризовались благоприятными условиями как для накопления микроэлементов водами, так и для их сохранности. Однако при активном режиме водообмена сохранность иодо-бромных вод не гарантируется. Внедрение инфильтрационных вод и активное промывание водоносных отложений приводит как бы к «разрушению» скоплений иодо-бромных вод в результате разбавления последних водами, обедненными микроэлементами.
В качестве примера приведем Моздокское месторождение иодо-бромных вод Предкавказья, где обнаружена зависимость содержания микроэлементов от гидрогеологической обстановки [69]. Здесь вскрыты скважинами верхнесарматскпе отложения, характеризующиеся условиями как застойной, так и относительно активной гидрогеологической обстановки. Последняя относится к зоне, частично промытой потоком подземных вод со стороны Ставропольского свода. Условия сохранности микроэлементов здесь оказались менее благоприятными, чем для надежно изолированных участков. Следствие этого — невысокое содержание в опресненных водах пода и брома. При минерализации 1590 мг-экв/л концентрация иода составляет 98,9 мг/л, брома — 534 мг/л, а при минерализации 320—340 мг-экв/л содержание этих микроэлементов уменьшается соответственно до 15—17 и 100—150 мг/л.
Несомненно, площадь Моздокская обладала одинаковыми и благоприятными условиями для накопления иода и брома в подземных водах. Трудно представить, что па расстоянии всего нескольких километров существовали участки, отличавшиеся особенностями осадконакопления и захоронения иодсодсржащей органики. В то же время условия для сохранения первоначальной высокой концентрации микроэлементов были различными, и „обогащенными иодом и бромом оказались воды наиболее застойных зон.
Снижение концентрации иода с увеличением минерализации подземных вод свыше 70 г/л имеет генетический смысл и косвенно подтверждает унаследованпость солености подземных вод от древних бассейнов седиментации, так как с возрастанием минерализации и достижением рапы бассейна седиментации стадии садки доломита биологическая продуктивность водоема падает в результате угнетения форм морской фауны и как следствие уменьшается содержание РОВ пород.
Довольно сложным является вопрос о причинах ооогащ* пости иодом крепких и весьма крепких подземных рассолов, высокое содержание иода обнаружено в концентрированных рассолах ряда районов СССР (Припятская впадина в Белоруссии,
174
Предкавказья, юг Средней Азии и др.). Выяснение происхождения высокой и аномально высокой концентрации иода в крепких и весьма крепких рассолах неразрывно связано с решением вопроса о генезисе подземных рассолов. Корреляция химического и изотопного состава подземных рассолов Предкавказья однозначно указывает на преимущественно седиментогенный характер крепких и весьма крепких рассолов мезозойских отложений (см. раздел 4.2, 4.4).
Рассмотрим возможный механизм формирования иодных высококонцентрированных рассолов па примере Предкавказья. При решении вопроса о происхождении иода в высококонцентрированных подземных рассолах, естественно, возникло предположение о поступлении этого элемента в воды из соленосных толщ. Однако проведенные авторами исследования галогенных отложений, отобранных на площадях с высоким содержанием иода в глубинных рассолах (Марьинская, Лабинская и др.), показали низкую концентрацию микроэлемента в солях (см. табл. 3). В то же время рассолы близповерхпостного выщелачивания соленосных толщ, как правило, обеднены подом. Для солей Предкавказья Н. А. Кузнецовой (1977 г.) установлен другой немаловажный факт: пласты верхнеюрской соли содержали пропластки ангидритов, доломитов и глин, существенно обогащенных иодом.
Существует мнение об отсутствии в галогенных отложениях рассеянного органического вещества (стерильность соляных отложений) [97]. Однако это неверное утверждение. В раннюю стадию функционирования эвапоритовых бассейнов (карбонатно-сульфатную), а также в периоды снижения концентрации рапы солеродных бассейнов происходит интенсивное накопление органического вещества. Как указывает Н. М. Страхов [101, с. 191], в таких бассейнах «качественная бедность организмами сочетается с весьма большим количественным обилием экземпляров еще живущих видов, что создает значительную, а иногда высокую биологическую (продуктивность соленых водоемов».
Для выяснения биологической продуктивности бассейнов гало-генеза авторами были обследованы соляные озера Крыма: Тобе-чикское, Чокракское, Саки, Сасык. Все изученные приморские озера относятся к водоемам морского генезиса. В оз. Тобечик-ском, минерализация рапы которого достигает 370 г/л (стадия садки галита), органической жизни в настоящее время не обнаружено. На высокую биологическую продуктивность этого озера па более ранних стадиях сгущения указывают значительные по мощности залежи грязевого черного ила, который образовался в результате совместного захоронения и смешивания органического вещества отмирающих организмов и глинистых минералов. Рапа озер Чокракского, Саки, Сасык находится па сульфатной стадии галогенеза. В оз. Сасык отмечались массы рачков. Поверхность оз. Чокракского более чем на 50 % занята плавающими матами водорослей. Сплошные покровы водорослей наблюдались и на дне бассейна. При приближении к озеру ясно ощу-
175
щается запах гнили и сероводорода. Натурные наблюдения, проведенные авторами, ’подтвердили тезис о значительной биологической продуктивности эвапоритовых бассейнов. Нашими исследованиями установлено довольно высокое содержание органического вещества в галопелитах верхнеюрского возраста Предкавказья, достигающее 1 %. Эти сведения хорошо коррелируются с результатами изучения концентрации Сорг в галогенных породах различных районов Советского Союза (табл. 21).
Таблица 21
Содержание рассеянного органического вещества (Сорг) в породах галогенных формаций СССР
Место отбора Литологический состав пород Содержание Г Oz ^орг., (от—до) Источник
Северный Кавказ Каменная соль Гипс Ангидрит Галопелпт 0,02—0,56 0,01—0,05 0,01—0,8 0,66—1,0 Данные авторов То же л л
Верхнскамскос место- Глина (межсолсвой го- 0,72—2,0 [45]
рождение рнзонт) 1,19—1,33 145р
Приуралье Ангидрит Глина загипсованная (37 % гипса) Мергель загипсованный (24,9 % гипса) 0,01—0,03 1.6 1.17 [100] [100] [100]
Верхнскамскос месторождение Нерастворимый в воде остаток галопслитов 2,0-3,0 [10]
1 Со ссылкой на 10. В. Морачсвского, А. А. Черепенникова.
Сопоставляя данные лабораторных исследований с натурными иаблюденимп и реальными природными процессами, происходящими в бассейнах седиментации при садке солеи, можно достаточно уверенно утверждать, что в раннюю стадию галогенсза, а также в периоды снижения концентрации рапы солеродных бассейнов, когда садка галита прерывалась и шло осаждение доломитов, ангидритов и галопелитового материала, происходило интенсивное накопление органического вещества. Снижение концентрации рапы в эвапоритовом бассейне могло (происходить за счет подтока морской воды нормальной солености из открытой части бассейна. С морской водой заносилась огромная масса органического вещества. Неприспособленные к жизни в сильпоза-соленной среде организмы отмирали, образовывая массовые скопления, которые фиксируются в настоящее время повышенным содержанием органики в соленоспых отложениях. Подобные явления в больших масштабах наблюдаются сейчас в месте вто-ка воды Каспийского моря в зал. Кара-Богаз-Гол, в лиманах Черного и Азовского морей, а также в большинстве солеродных
176
озер СССР. Такое накопление органического вещества должно носить мозаичный характер и наблюдаться лишь на локальных участках, что подтверждается фактическим материалом. Так, крепкие рассолы скв. 167 площади Карабулак-Ачалукской, скв. 11 площади Датыхской, скважин 1 и 2 площади Марьинской, скв. 11 площади Ярославской и других скважин содержат высокую и аномально высокую концентрацию иода (50—100 мг/л), в то время как аналогичные по генезису и составу рассолы соседних площадей иода почти не содержат. На рис. 61 отчетливо видно, что все фигуративные точки рассолов группируются в два «поля». Относительно низкое содержание пода («поле» А) в крепких рассолах связано с незначительным концентрированием этого элемента в процессе испарения морской воды и «фоновым» накоплением организмов, средой обитания которых являются эвапоритовые бассейны повышенной солености. Высокая и аномально высокая концентрация иода («поле» Б) образовалась путем дополнительного привнося органического вещества из морских бассейнов нормальной солености в солеродные водоемы.
Под действием процессов дна- и катагенеза иод из рассеянного органического вещества пород при его деструкции в напряженной термодинамической обстановке переходил в подземные рассолы. Рассеяние высокой концентрации пода не наблюдалось вследствие наличия надежной флюидоупорпой покрышки (галит, ангидрит), застойного гидродинамического режима и как следствие отсутствия значительного латерального перемещения масс воды в отложениях верхней юры Предкавказья. Водоносные горизонты верхнеюрских отложений являются квазппзолпроваппой гидродинамической системой, что подтверждается развитием СГПД в этих отложениях. Следовательно, в данных водоносных горизонтах существовали благоприятные условия как для накопления иода, так и для сохранения его высокой концентрации.
Определенный интерес представляет рассмотрение зависимости изменения концентраций иода от глубины залегания водоносных отложений. Четкой (закономерности изменения содержания иода с глубиной в подземных водах мезозойских отложений Предкавказья не наблюдается. Многие исследователи указывают, что наиболее эффективны процессы высвобождения иода из ор-гано-минералыгого комплекса осадочных пород при температуре свыше 150 °C. Для Предкавказья отмечается тенденция к увеличению концентрации иода в подземных водах на глубине свыше 4,0—4,5 км (>150 °C), однако на этих же глубинах вскрыты и воды с фоновым и низким содержанием этого микрокомпонепта. Очевидно, влияние температурного фактора на большой глубине в какой-то степени компенсируется уменьшением содержания рассеянного органического вещества в более древних породах мезозоя.
Бром по классификации Вернадского, принадлежит к группе рассеянных элементов. Кларк этого элемента в литосфере, но Ферсману [114], составляет 1-1Q-3 %, по Виноградову [18] —
1 \7 Заказ № 291
177
2,1 -IO-4 %, в глинах —6-IO'4% , что почти на .порядок превышает содержание иода в литосфере. Бром также относится к биофильным элементам, но в меньшей степени, чем иод. Доминирующим процессом накопления 'брома в природных водах является испарение морской воды в эвапоритовых бассейнах. Основные особенности геохимии брома в процессе галогенеза детально освещены в работах [14, 24, 36 и др.]. Бром, так же как и иод, не образует собственных минеральных скоплений. Во время галогенеза при кристаллизации хлоридов он выделяется в твердую фазу в виде изоморфной примеси к ним и наряду с этим в значительных количествах накапливается в жидкой фазе. Для галита характерно ограниченное изоморфное замещение; с сильвином, карналлитом и бишофитом бром образует сплошной ряд смешанных кристаллов. Для каждого хлорида характерен свой постоянный коэффициент распределения брома: для галита 0,037, сильвина 0,20, карналлита 0,32 бишофита 0,42. При начальной концентрации брома в воде Черного моря, равной 0,035 %о (минерализация воды 18,7 %о), в процессе испарения происходит концентрирование этого микроэлемента в рапе, и па стадиях садки солей содержание брома составляет [36]: карбонатных — 0,15 %о, гипса 0,35—0,55 %0, галита 0,82 °/оО, сульфата магния 2,3 %0, калийных солей 3,7—4,6 %0, бишофита 6,2—10,0 %о.
По данным Шишкиной [117] часть брома связывается органическим веществом, что приводит к относительному накоплению брома в почвах, торфах, илах. Факторами, влияющими па относительное накопление брома в осадках и иловых водах, являются количество и качество содержащегося в осадках органического вещества. Концентрация брома заметно повышена при условии интенсивного разложения органического вещества. О. В. Шишкиной установлено, что возрастание концентрации брома происходит в хлоридпых щелочных и хлоридных натрпево-кальциевых иловых водах, которые образуются при диагенезе осадков, обогащенных органическим веществом, причем бром в морских иловых водах и осадках концентрируется в относительно меньшей степени, чем под.
Изучение адсорбции брома и иода из водных растворов различными минеральными адсорбентами (в том числе и глинистыми минералами (Б. Я. Розен, 1970 г.) показывает, что эти вещества обладают способностью (поглощать оба галогена не менее интенсивно, чем органические вещества.
Большинство исследователей объясняют высокую концентрацию брома в подземных водах унаследованностыо содержания этого элемента в седиментогенных водах от древних бассейнов осадконакопления. Часть брома поступает в пластовые воды из РОВ водовмещающих пород в тех термодинамических условиях, при которых происходит частичное или полное разрушение органического вещества пород. В качестве подтверждения этого тезиса А. И. Поливанова (1968 г.) указывает, что «бромный коэффициент в воде океана уменьшается в 2 раза ио сравнению с магма-178
тпческими породами, причем одновременно отмечается накопление брома в тканях растительных и животных организмов». Ю. Ф. Коренное [55] убедительно доказал (на примере водоносного комплекса нижнемеловых отложений Западной Сибири), что «излишек» брома поступает в (подземные воды из РОВ пород, причем между количественным выходом брома из органического вещества пород в подземные воды и глубиной залегания пород (т. е. и температурой) существует заметная прямая связь. Л. А. Гуляева и С. А. Пунанова (1974 г.), исследуя микроэлементы в осадочных породах, пластовых водах, организмах и нефтях, установили, что накопление многих элементов (в том числе и брома) в водах в большей степени следует за накоплением элементов в организмах и нефтях, чем в породах, причем эти авторы не отрицают ведущую роль накопления брома в процессе концентрирования морской воды. М. Г. Валяшко с соавторами доказано, что представления ряда исследователей о том, что в седиментогенпых рассолах источником брома являются легкорастворимые минералы (галит, сильвин и т. д.) необосно-ваны, так как при выщелачивании соленосных толщ десцсндеит-ными растворами образуются рассолы выщелачивания, обедненные бромом.
Из вышеизложенного следует, что в накоплении и сохранении высокой концентрации иода и брома есть много общих черт, но существуют и специфические особенности.
Рассмотрим факторы, определяющие процессы накопления брома в подземных водах мезозойских отложении Предкавказья. Содержание брома в процессе испарения морской воды возрастает прямо пропорционально увеличению минерализации (рис. 62). При рассмотрении рисунка следует отметить четкую закономерность возрастания концентрации брома в зависимости от минерализации в интервале 10—140 г/л. При этом линия осредпепной концентрации брома в пластовых водах проходит несколько выше и параллельна прямой накопления данного элемента в процессе сгущения морской воды. Это еще раз подтверждает преимущественно талассогеипый характер подземных вод и рассолов Предкавказья. Фигуративные точки содержания брома в пластовых растворах располагаются довольно компактно. Часть рассолов обеднена бромом, что может указывать на рассолы и воды выщелачивания и смешанного генезиса. В интервалах минерализации 30—50 и 120—140 г/л осреднеиные значения концентрации брома расположены несколько выше линии средней концентрации. Кроме того, фигуративные точки содержания брома в отдельных пробах рассолов располагаются значительно выше прямой. Имеются все основания предполагать здесь наличие связи «излишков» брома с захороненными в осадочных породах остатками морских организмов. Интересно отметить, что интервал минерализации 30—50 г/л, которому соответствует повышение осредпепной концентрации брома, аналогичен солености пластовых вод, характеризующихся высоким содержанием иода
(см. рис. 61). Этому интервалу минерализации отвечают воды верхнемелового возраста. Очевидно, в интервале минерализации воды бассейнов осадконакопления, близкой к нормальной морской, наблюдались оптимальные условия накопления подсодер-Жащей и бромсодержащей органики. Дополнительные порции брома поступают в подземные воды и рассолы при полном или частичном термическом разрушении органического вещества.
Рис. 62. Зависимость содержания брома от общей минерализации подземных вод и рассолов мезозойских отложений (по данным более 2500 анализов).
1 — осредненпые значения; 2 — содержание брома d морских водах п процессе их сгущения; 3 — зона локализации основной массы фигуративных точек.
Увеличение осредненной концентрации брома в слабых рассолах (минерализация 120—140 г/л) юрского возраста связано, очевидно, с интенсификацией процесса деструкции органического вещества и уменьшением емкости поглощения глинистых минералов и как следствие с переходом брома в воды в жестких термо-барических условиях (130—170 °C). Рассматривая зависимость бромхлорного коэффициента от содержания хлора в подземных водах и рассолах (см. рис. 17, 22, 27, 32, 37), отчетливо видно, что значительное количество фигуративных точек располагается выше кривой сгущения морской воды. Особенно это характерно
180
для рассолов юрских отложений. Общеизвестно, что в процессах литогенеза осадков и метаморфизации захороненных морских вод хлор не участвует. Следовательно, увеличение отношения Вг- 103/С1 происходит в результате дополнительного 1поступления брома при термическом преобразовании пород (разрушение РОВ, уменьшение емкости поглощения глинистых минералов) в процессе длительного геологического развития региона.
А. Н. Резниковым (1978 г.) проведено изучение роли биогенного компонента в формировании бромидности слабых рассолов мезозойских отложений Предкавказья. Им сделан вывод о существенной роли биогенного брома (особенно для рассолов среднеюрской толщи), образующегося при разложении органического вещества осадочных пород в зоне катагенеза.
Авторами была рассмотрена зависимость изменения концентрации брома от глубины погружения водовмещающих пород (а следовательно, и пластовой температуры). Четкой закономерности здесь не отмечается, однако существует тенденция к увеличению содержания брома с возрастанием глубины и как следствие пластовой температуры. Отсюда можно сделать вывод, что доминирующим процессом накопления брома в подземных водах и рассолах мезозойских отложений Предкавказья является концентрирование морской воды в древних бассейнах седиментации. Меньшее количество брома поступает в подземные воды при тер-мокаталитпчсском преобразовании органо-минерального комплекса пород в условиях высокой пластовой температуры.
При дальнейшем возрастании минерализации закономерных изменений количества брома в глубинных рассолах не наблюдается. В крепких рассолах нижнемеловых отложений вала Карпинского, Чернолесской впадины и Кизлярской ступени содержание брома изменяется, как правило, от 150 до 250 мг/л, т. е. в интервалах, характерных для слабых и весьма слабых рассолов. Как описывалось в разделе 4.6, это связано с поступлением солей из галогенных отложений Прикаспийской впадины и Предкавказья в пластовые воды нижнего мела. Концентрация брома в крепких и весьма крепких седпментогенных рассолах верхпеюр-екой галогенной толщи колеблется в основном от 100 до 690 мг/л. В рассолах выщелачивания микрокомпоненты не определялись. Количество брома в крепких рассолах соленоснои толщи Предкавказья ниже, чем в большинстве солеродных бассейнов (Припятский, Иркутский водонапорные бассейны и др.). При этом в Западном Предкавказье общий фон концентрации брома выше, чем в Восточном. Комплексными исследованиями изотопного и химического состава крепких рассолов достаточно убедительно выявлена их седиментогенная природа. Следовательно, относительно низкая концентрация брома, очевидно, связана с невысоким содержанием этого компонента в рапе юрского эвапоритового бассейна. Это предположение подтверждается также пониженным содержанием брома в солях верхнеюрской галогенной формации Предкавказья (см. табл. 2).
181
7 Заказ № 294
Концентрация брома в океане является постоянной на протяжении длительного отрезка геологического времени [1, 12, 19 и др.]. Однако в полуизолированных эвапоритовых бассейнах (подобных современному басейпу зал. Кара-Богаз-Гол) колебания содержания отдельных микрокомпонептов за счет специфических условий могут быть значительными. Поэтому полагаем, что противоречия между стабильной концентрацией брома в океане (на протяжении длительного геологического периода времени) и относительно низким количеством этого элемента в рапе юрского солеродного бассейна нс существует.
Природа максимальной концентрации (1,9 г/л) брома в крепких рассолах скв. 167 площади Карабулак-Ачалукской Терско-Каспийского прогиба достаточно определенно не установлена, так как это единичное определение брома. На соседних площадях (Заманкульская, Малгобек-Возпесенская) бром в рассолах не исследовался. Можно предположить либо общее увеличение концентрации брома в этой части эвапоритового бассейна, либо локальное возрастание содержания брома в водах Карабулак-Ачалукской структуры за счет его поступления из рассеянного органического вещества.
5.2. Гидрохимия рубидия, цезия, лития, стронция
Исследование закономерностей накопления и распространения рубидия, цезия, лития, стронция в подземных водах Предкавказья имеет большое научное и практическое значение, поскольку гпдромппсральпое сырье становится важным источником этих компонентов. Интерес естествоиспытателей к указанной проблеме
во всем мире неуклонно растет. Рубидий — это химический системы Менделеева, i относится к щелочным металлам, в земной коре, по Виноградову кислых породах — 2-10~2%, в средних—1 • Ю-2 % 4,5-10-3 %, в ультраосновных • осадочных породах: ХЮ-2 L.
этот элемент встречается в слюдах и полевых шпатах. В природе минералы рубидия очень редки и литиевых минералов.
дится в одновалентной форме.
дает при выветривании силикатов
рация рубидия |28] составляет ... . .
Геохимия рубидия тесно связана с геохимией калия в связи с близостью химических свойств и ионных радиусов указанных ментов. Низкое содержание рубидия в морской воде «при хорош, растворимости всех вероятных соединений рубидия нс ...
среднее — %, почвах 1 -10~2 [118].
элемент I группы периодической порядковый помер 37, атомная масса 85,47, Кларковос содержание рубидия
[ 181, сост а вл я ст 1,5 • 1 О*2 % • в основных
— 2-Ю-'1 %. Содержание рубидия в в песчаниках 2,73'Х юморфиых примесеи
3 виде
как правило, входят в состав . В естественных соединениях рубидии нахо-В водные растворы рубидий попа-В океанической воде копцент г 0,12 мг/л (по Виноградову 0,2 мг/л)-
цен
» ПОЗВОЛЯВ1'
в
182
предполагать осаждения при испарении морской воды рубидиевых солей в процессе ее концентрирования» [24]. В то же время в морской воде содержится довольно высокое (по сравнению с концентрацией рубидия) количество калия, который в процессе ее испарения образует минералы сильвин п карналлит. Вышеизложенное навело некоторых исследователей па мысль, что рубидий, как и в магматическую стадию, будет во время галогенеза стремиться к изоморфному замещению калия в кристаллических решетках его солей.
Как указывали Валяшко с соавторами, выяснением числового значения. коэффициента распределения рубидия между раствором и кристаллами сильвина и карналлита занимались С. 3. Макаров и Ф. Перельман. Они установили, что коэффициент распределения рубидия между кристаллами сильвина и раствором меньше единицы, а для карналлита — больше единицы. В дальнейшем поведение рубидия в процессе сгущения морской воды изучали И. Н. Ладынина и Г. Н. Аношин (1962 г.), М. Г. Валяшко с соавторами (1965 г.), Е. П. Сливко и О. И. Петриченко (1968 г.). Эксперименты, выполненные вышеперечисленными авторами, показали, что при кристаллизации сильвина концентрация рубидия в жидкой фазе продолжает увеличиваться, затем вследствие выпадения карналлита элемент накапливается преимущественно в твердой фазе. Максимальное содержание рубидия в жидкой фазе соответствует стадии садки сильвина. Подавляющая масса рубидия осаждается с карналлитом. В рассоле после кристаллизации карналлита (в стадии эвтопики) будет содержаться незначительное количество рубидия [36]. Аналогичным образом ведет себя калий. Отметим, что авторы не ставили своей целью выяснение формы нахождения рубидия в калийных солях, поскольку по этому вопросу нет единой точки зрения.
Опытные данные по выпариванию морской воды находятся в довольно хорошем соответствии с результатами исследования концентрации рубидия в галогенных породах [7, 92]. Наиболее низкое содержание рубидия фиксируется в минералах, выпадающих на стадиях садки карбонатных пород — гипса—галита. Относительно повышенная концентрация рубидия в каините и некоторых' ’других минералах обусловлена, вероятно, тем, что они осаждались-на более поздних стадиях галогенеза, чем остальные сульфаты. Это подтверждается и невысоким содержанием стронция в указанных образованиях. Концентрация рубидия в сильвине превы--шает таковую в галите в 5—20 раз, в карналлите — в 100 раз. После садки карналлита содержание элемента в кристаллизующейся твердой фазе (бишофит) резко падает. Обращает па себя внимание тот факт, что концентрация рубидия в глинах эвапоритовых формаций достигает его значения в карналлите. По мнению Т. Ф. Бойко [7], галопелнтовый материал все же несколько обеднен рубидием по отношению к глинам, отложившимся в бассейнах нор-; мальвой солености.
Среди осадочных пород основными концентраторами рубидия
7*
183
являются глинистые отложенпя [64]. Повышенное содержание этого элемента в глинистых породах связывают с хорошими ионно-обменными свойствами слагающих их минералов и отрицательным зарядом глинистых частиц. Наиболее высокими сорбционными свойствами обладают группы монтмориллонита. По способности к ионному обмену элементы в водном растворе находятся в такой последовательности: M3+>M2+>Cs>Rb>K>>Na>Li.
Как считает И. П. Морозов (1969 г.) 96 % рубидия поступает в океан в сорбированном состоянии на тонкодисперсиых продуктах. По степени участия во взвешенном стоке щелочные элементы образуют ряд
Cs>Rb> Li > К > Na.
Как один из возможных процессов, приводящих к потере морской водой рубидия, многие исследователи склонны рассматривать избирательное извлечение этого элемента из раствора живыми.организмами.
В подземной гидросфере хлоридные воды (состав С1—Mg — Na и Cl — Са — Na) выступают в качестве основных аккумуляторов рубидия [64]. Так, например, содержание указанного элемента в широко известном термальном состава С1 — Са — Na рассоле Долины Империал, вскрытом на глубине 1600 м, составило 126 мг/л [53]. Это значение превышает концентрацию рубидия в поверхностных соляных водоемах (оз. Сёрлс—1 мг/л, Мертвое море — 51,0 мг/л). Подземные рассолы, преимущественно состава С1 —Na, нередко высокомиперализованы, однако содержание в них рубидия, как правило, низкое. Подобные растворы сформировались при растворении каменной солп, которая характеризуется низкой концентрацией рубидия. Обычно увеличение содержания рубидия в подземных водах наблюдается с ростом минерализации и глубины залегания. Естественно, из сказанного не следует, что при одних и тех же значениях минерализации и глубины мы будем иметь близкие значения концентрации рубидия в подземных водах различных артезианских бассейнов. Л. С. Балашов [64] подчеркивал, что колебания содержания рубидия в водах связаны с воздействием большого количества природных факторов и процессов, которые могут существенно различаться в исследуемых районах. Отчетливый рост концентрации рубидия в седимен-тогенных рассолах древних областей солеиакоплепия, минерализация которых соответствует стадии садки галита, зарегистрирован в работе Л. С. Балашова. Дальнейшее увеличение минерализации до садки карналлита приводит к резкому снижению содержания элемента в маточной рапе.
Рассмотрим распределение рубидия в подземных водах Предкавказья. Этой проблеме были посвящены интересные работы Л. С. Балашова [3, 64], Г. К. Павленко [83] и других авторов, выполненные в основном только по Восточному Предкавказью. Г. К. Павленко установлена (графически) тенденция к росту концентрации рубидия с увеличением глубины и пластовой тем-
184
2 4 6 8 10 12 /4 Rb мг/л '
1----I------1-----1-----I I I I
Нм
Рис. 63. Изменение содержания рубидия с глубиной в подземных водах и рассолах мезозойских отложений (по данным более 350 анализов).
Штриховкой здесь и на рис. 64—79 показана зона локализации основной массы фигуративных точек.
пературы и корреляция содержания рубидия в водах с их минерализацией. Нами построены зависимости концентрации рубидия от глубины, минерализации, содержания калия и, наконец, отношения Rb-103/K от глубины. Рисунок 63 подтверждает вышеописанный факт увеличения концентрации рубидия с глубиной. Таким образом, эта тенденция сохраняется не только для Восточного Предкавказья, но и в целом для всего региона. На рис. 63, как и у Павленко, хорошо прослеживается пик, связанный с аномальным увеличением содержания рубидия на относительно небольшой глубине залегания в пределах Южно-Дагестанской зоны. Наблюдается также резкое возрастание концентрации указанного элемента начиная с глубины 3 км. Последний эффект заслуживает особого внимания и будет подробно проанализирован в заключительной части главы с учетом результатов обсуждения графиков распределения цезия, стронция. Отмечается хорошая корреляция между содержанием рубидия в подземных растворах и их минерализацией (рис. 64). В интервале минерализации 5,0— 140,0 г/л связь концентрации рубидия с минерализацией практически прямо пропорциональная. В рассолах с минерализацией свыше 140 г/л вышеописанная направленность не изменяется, по возрастание рубидия происходит уже скачкообразно. Обращает на себя внимание тот факт, что природные рассолы обогащены рубидием относительно экспериментальных растворов выпаривания (см. рис. 64). Это прежде всего свидетельствует о протекании более сложных процессов аккумуляции рубидия в растворах подземной гидросферы, нежели простое концентрирование в поверхностных условиях при испарении воды эвапоритовых бассейнов.
Как отмечалось рапсе, рубидий — элемент, имеющий геохимическое родство с калием. Следовательно, накопление в подземных водах калия и рубидия должно происходить субпараллсльпо. Такая корреляция для Северного Кавказа хорошо иллюстрируется рис. 65. Увеличение в подземных водах содержания одного из компонентов приводит к возрастанию содержания другого. В то же время с глубины 2—3 км и более [64] начинают, вероятно, играть большую роль ионно-обменные реакции, которые стимулируются температурой. Исходя из экспериментальных данных Виара и Сабатье (1965 г.) можно предположить, что с ростом Р — Т параметров интенсивность накопления рубидия в подземных растворах будет несколько превышать интенсивность обогащения их калием. Для выяснения влияния ионно-обменных реакций на аккумуляцию рубидия нами построена зависимость отношения RbX Х103/К от глубины (рис. 66). Несмотря на значительный разброс точек, хорошо видно, что основная масса значений отношений Rb-103/K имеет направленность в сторону увеличения начиная с глубины примерно 3 км. Таким образом, па фоне общей тенденции накопления калия и рубидия в водах глубоких горизонтов проявляется и другой процесс, вызывающий потерю некоторой части калия за счет перехода его из раствора в твердый скелет пород.
1К6
Рис. 64. Зависимость содержания рубидия от общей минерализации подземных вод и рассолов мезозойских отложений (по данным более 350 анализов).
Кривая показывает изменение концентрации рубидия в процессе испарения морской воды. Условные обозначения см. рис. 62.
Рис. 65. Зависимость содержания рубидия от концентрации калия в подземных водах и рассолах мезозойских отложений (по данным более 150 анализов).
НМ
Рис. 66. Зависимость отношения Rb-103/K от глубины (по данным более 150 анализов).
Цезий — элемент I группы периодической системы Менделеева, щелочной металл. Порядковый номер цезия 55, атомная масса 132,905, в химическом отношении это наиболее активный металл. Кларковое содержание цезия в земной коре 3,7-10-4 %, среднее содержание в осадочных породах (глины и глинистые сланцы) 1,2-10~3 % [18]. В морской воде концентрация цезия около 0,0005 мг/л [28], по Виноградову, 0,00037 мг/л.
В поверхностной обстановке цезий повторяет миграционные пути рубидия и близок в этом отношении к литию. Так же как и рубидий, цезий в повышенной концентрации найден лишь в глинах, глинистых породах и почвах, содержащих глинистые минералы. Причины относительного обогащения цезием (а следовательно, и рубидием) глин разобраны выше, поэтому не будем останавливаться на этом еще раз. Цезий по своим свойствам близок к калию и рубидию, что объясняет его способность концентрироваться в калиевых минералах. Описание экспериментальных исследований, моделирующих накопление цезия в процессе испарения морской воды, в литературе нами не встречено. Надо полагать, что его поведение будет в общих чертах сходным с поведением рубидия. К сожалению, вышеуказанное предположение пока не находит своего подтверждения (как это было в случае с рубидием) данными по изучению накопления цезия в галогенных минералах. Нет особого различия также и в концентрации цезия в галопелитах (<0,005 %0) и глинах (0,005 °/оо), залегающих в разрезах, не содержащих соленоспые породы. Несколько обедненными по отношению к глинистым породам оказались мергели (<0,001 %о) галогенных толщ [7].
И. П. Морозов показал, что подавляющее количество цезия (97 %) попадает в океан в сорбированном состоянии на тонкодисперсном материале. Обеднение морской воды цезием может быть обусловлено избирательным поглощением этого элемента из раствора живыми организмами.
Очень важным свойством для понимания гидрохимии цезия является «его способность к необменной сорбции на глинах» [64]. Подземные воды содержат цезий, в количестве более низком, чем другие щелочные металлы и стронций. Обычно в подземных водах содержание щелочных металлов образует такой ряд: Na>K> >-Li>Rb>Cs. Эта закономерность нарушается в геотермальных водах областей современного магматизма, где концентрация цезия в растворах может превышать концентрацию лития и рубидия. Так же как и для рубидия, повышенное содержание цезия приурочено в основном к седиментогенным рассолам состава С1 — Mg — Na и Cl — Са — Na. Подземные концентрированные растворы выщелачивания, характеризующиеся обычно составом С1 — Na, имеют низкое содержание цезия. Наблюдается довольно тесная корреляция концентрации цезия с ростом минерализации вод и глубины их залегания [64]. Эта зависимость, естественно, несколько различается в разных регионах земного шара, поскольку процесс аккумуляции цезия в водах артезианских бассейнов
189
подвержен влиянию многочисленных природных факторов. Следует также отметить, что концентрирование цезия в рассолах в процессе галогенеза должно, вероятно, ограничиваться вполне определенным порогом минерализации, по достижении которого наступит инверсия. По всей видимости, указанный порог будет соответствовать значению минерализации, при котором происходит садка карналлита. Выявить этот эффект, изучая в качестве индикатора концентрацию цезия в древних подземных рассолах, весьма сложно, так как возрастание содержания элемента будет уже определяться комплексом других, более сложных (чем концентрирование цезия при испарении) факторов.
Наиболее детальные исследования распределения цезия в подземных водах восточной части Предкавказья были проведены Л. С. Балашовым [3] и Г. К. Павленко [83].В описываемом районе для цезия выявлены те же закономерности, что и для рубидия. Г. К. Павленко указывал на исключительную обогащенность цезием подземных вод Восточного Предкавказья по сравнению с их аналогами в других регионах СССР.
Нами выполнены исследования с учетом сведений по всему Северному Кавказу. Построены зависимости содержания цезия от минерализации и глубины залегания подземных растворов. Корреляция содержания цезия с минерализацией и глубиной залегания подземных вод нс вызывает сомнения (рис. 67, 68). Резкое увеличение концентрации цезия (см. рис. 68) наблюдается с той же глубины (около 3 км), что и в случае с рубидием. Зафиксирована тенденция к параллельному накоплению цезия и калия. Эта зависимость проявляется менее отчетливо для цезия, чем для рубидия, что мы связываем с недостатком сведений по первому элементу.
Литий — металл серебристо-белого цвета, мягкий, очень пластичный, самый легкий из всех известных в природе металлов: его плотность 0,534 г/см3. В периодической системе Менделеева литий находится в подгруппе щелочных металлов I группы, его порядковый номер 3, атомная масса 6,94. Характерной особенностью элемента является его исключительная реакционная способность. По химическим свойствам литий близок к натрию, калию, рубидию и цезию, однако по кристаллохимпчсским свойствам он резко отличается от других щелочных элементов. Ближе всего в ряду щелочных металлов литий по размеру радиуса иона стоит к натрию, из элементов других групп — к двухвалентному железу и магнию. Кларковос содержание лития в земной коре, по данным Виноградова, составляет 0,0032 °/оо- Минералы, содержащие лизни, слагают в основном магматические породы, причем наблюдается закономерное увеличение концентрации элемента от Ул,>траоснон-пых магматических пород (5-10-5 %) к кислым (4-10 • /о)-осадочных породах литиевых минералов значительно мспынс; эт преимущественно терригенные породы, в которых литиевые минералы представлены различными слюдами. В глинах и сланцах среднее содержание элемента составляет 0,006 % [18]. Содержа-
ло
Рис. 68. Изменение содержания цезия с глубиной в подземных водах и рассолах мезозойских отложений (по данным более 150 анализов).
ние лития в галопелитах, карбонатах, сульфатах и боратах составляет тысячные доли процента и лишь в отдельных случаях достигает сотых долей процента [25].
Как и для большинства редких элементов, для лития характерно преобладание рассеянной формы. В собственно литиевых минералах и минералах-носителях для лития характерен гетеро-валентный изоморфизм. В природе наиболее широко проявлено изоморфное замещение литием магния, двухвалентного железа и в меньшей степени алюминия. Некоторыми авторами допускается ограниченное замещение лития натрием [25]. Эти исследователи отмечают, что седиментационные процессы способствуют еще большему рассеянию лития, чем это наблюдается в эндогенных условиях. В зоне гипергенеза этот элемент не встречен в более значительной концентрации, чем при процессах магматического цикла. Наиболее характерной особенностью геохимии лития в седиментационных процессах является то, что основное количество этого элемента в осадочном цикле связано с глинистыми породами. Литий, сорбирующийся из вод коллоидальными частичками глин, затем прочно входит в их кристаллические решетки. Особенно легко литий входит в трехслойпые пакеты минералов группы гидрослюд — монтмориллонит [60].
Содержание лития в морской воде составляет 0,2 мг/л и, по-видимому, регулируется сорбцией его глинистыми минералами донных отложений, а также аккумуляцией элемента биологическими объектами. Изучение форм миграции лития [25] в поверхностных водах свидетельствует о том, что только незначительная его часть находится в активной, ионной форме. В большинстве же случаев этот элемент мигрирует «пассивно», находясь в глинистых взвесях речных вод, и в морскую воду попадает уже в «связанной форме. В эвапоритовых бассейнах по мере сгущения морской воды концентрация лития увеличивается. Процессы испарения для накопления этого элемента в растворе играют большую роль, так как он не образует собственных минералов и не выделяется в виде изоморфных примесей в процессе галогенеза. Максимальная концентрация лития обнаружена в рапе бишофитовой стадии сгущения.
Б. И. Коган и В. А. Названова [53] приводят данные о концентрации лития в соляных озерах мира. Содержание окиси лития в межкристальной рапе оз. Сёрлс составляет 0,18 °/оо, концентрация лития в рассолах оз. Силвер-Пик в 6—7 раз превышает его содержание в рассолах других озер США. Она значительно выше, чем в оз. Сёрлс, которое считалось в США до последнего времени самым богатым месторождением данного типа, и составляет 0,4 %о.- Рапа вышеперечисленных озер используется для промышленного извлечения целого ряда микрокомпонентов (в том числе лития). Высокую концентрацию лития Т. Ф. Бойко объясняет Участием в питании оз. Сёрлс вод минеральных источников и продуктов фумарольно-сольфатарной деятельности. Этим же автором проведено изучение распределения редких элементов в га-
193
логенных отложениях [7]. Литий полностью связан с глинисто-песчаным материалом галопелитов. Т. Ф. Бойко делает вывод, что количество лития в этих породах практически не зависит от содержания элемента в рассолах солеродных водоемов.
Гидрохимии лития посвящен ряд работ [8, 24, 64]. Большинство исследователей считают, что в накоплении лития в подземных водах помимо концентрирования элемента в процессе сгущения морской воды участвует ряд процессов: выщелачивание лития из пород и литиевых минералов, поступление элемента из глин в процессе литогенеза осадков, ионно-обменные процессы и др.
Стронций — серебристо-белый, легкий, ковкий, пластичный металл, относится к химическим элементам II группы периодиче-ской^системы Менделеева, к подгруппе щелочноземельных металлов. Порядковый номер стронция 38, атомная масса 87,62. Клар-ковое содержание стронция в земной коре, по данным Виноградова, составляет 0,034 %. Стронций образует собственные минералы, а также входит в виде примесей в минералы эндогенных и осадочных пород. В работе [10] приведены сведения многих авторов о концентрации стронция в различных типах магматических пород. Содержание этого элемента увеличивается от ультра-основных (0,009—0,01 %) к средним (0,017—0,08 %) и щелочным (0,05—0,14%) породам. Стронций обладает геохимическим сродством с кальцием, меньше — с калием и барием и в гораздо меньшей степени — с редкоземельными металлами и свинцом. Изоморфизм стронция и кальция определяется сходством их химических свойств, близостью ионных радиусов и значений электроотрицательности. Согласно представлениям об изоморфизме в природе, вероятнее всего, стронций входит в матрицу минерала в обмен на кальций, так как замещение нона с меньшим радиусом ионом с большим радиусом ведет к упрочению кристаллической решетки минерала. В поверхностных условиях, когда стронций образует собственные минералы, кальций более легко замещает стронций в этих минералах, чем стронций замещает кальций в кальциевых минералах. Геохимическое сродство с кальцием обусловливает присутствие стронция в кальциевых минералах гидротермальных жил (0,0п — 0,и %).
Содержание стронция в осадочных породах испытывает значительные колебания. Наиболее обогащены стронцием карбонатные породы (известняки, доломиты) и ангидриты. По данным С. М. Катченкова (1959 г.), среднее содержание элемента в осадочных породах Кавказа составляет: в песчаниках (юра — кайнозой) 0,088 %, глинах (мезозой — кайнозой) 0,090 %, карбонатных породах 0,19 %. Наиболее важными факторами концентрации стронция в осадках являются [10]; а) хсмогешюе осаждение стронция в эвапоритовых бассейнах; б) влияние биохимических процессов; в) влияние сорбционных процессов и г) перераспределение стронция в осадках и осадочных породах в результате пост-седиментационных процессов.
Широко распространенным процессом является аккумуляция 194
стронция морскими организмами, причем элемент накапливается в твердых частях тела (кораллы, раковины беспозвоночных, кости рыб). Концентрация стронция пзмепется от сотых долей процента до 15 %, в среднем составляя десятые доли процента. Стронций концентрируется и в некоторых морских водорослях. По данным зарубежных исследователей (Блэк и Митчел, 1952 г.), содержание стронция в бурых водорослях колеблется в пределах 0,042— 0,400 %, коэффициент концентрации элемента в водорослях по отношению к морской воде достигает 90. Аккумуляция стронция морскими организмами имеет большое геохимическое значение, поскольку она вызывает обогащение осадков элементом на месте захоронения органических остатков, что является предпосылкой дальнейшего перераспределения стронция в процессах литогенеза. Помимо хемогенного и биохемогепного факторов в накоплении стронция определенную роль играет процесс сорбции этого элемента глинистыми породами, причем стронций адсорбируется лучше, чем кальций [10]. Исследование (Гольдберг и Аррениус, 1958 г.) пелагических глинистых осадков Тихого океана показало, что в сорбированном состоянии в глине содержится до 13 % общего количества стронция, а остающееся количество элемента рассеивается в кальциевых минералах.
В океанической воде, где стронций находится в виде SrSOj, его концентрация составляет 8 мг/л [28]. В эвапоритовых бассейнах по мере сгущения морской воды повышается концентрация стронция до стадии насыщения, в дальнейшем в процессе галогенеза происходит химическое осаждение стронция в виде сульфата. Основные черты этого процесса разобраны Л. М. Миропольским, А. П. Виноградовым и Т. Ф. Боровик-Ромаповой, И. М. Страховым и другими исследователями. По данным И. К. Жеребцовой, стронций накапливается в морских рассолах до стадии садки галита, выделяясь в твердую фазу па стадиях садки карбонатов и гипса., для которых коэффициент распределения его менее единицы. Наибольшее количество стронция отмечается в рассолах конца гипсовой—начала галитовой стадии. Очевидно, основная масса стронция выделяется в твердую фазу в начале галитовой стадии сгущения морской воды в виде карбонатных и сульфатных солей. Это положение хорошо иллюстрируется данными по содержанию стронция в минералах и породах солеиоспых формаций [7]. Максимальные значения концентрации стронция отмечаются (нс считая минерала Sr-целестина) в карбонатах и сульфатах, а также в мергелях и в меньшей степени в глинах (галопелитах). В хлоридах содержание этого элемента незначительно. Некоторое возрастание количества стронция отмечено в бишофите. Увеличение концентрации стронция наблюдается в боратах, что, очевидно, связано с изоморфизмом стронция и бария.
В иловых водах наблюдается резкое возрастание содержания стронция по сравнению с его содержанием в морской воде. При этом концентрация элемента постепенно достигает насыщения, и в дальнейшем стронций выпадает в осадок в виде самостоятель
на
пых минералов. Необходимая для этого концентрация достигается в результате превращений, которые претерпевают на ранних стадиях диагенеза первичные формы нахождения стронция в осадках. Биогенный стронций, содержащийся в тканях растительных и животных организмов, переходит в раствор при разложении органических веществ. Это подтверждается данными С. М. Катченко-ва (1959 г.), который на примере девонских отложений Волго-
Sr мг/л 2000г-
1800-
2730
•J
3300
1600
Рис. 69. Зависимость содержания стронция от общей минерализации подземных вод и рассолов мезозойских отложений (по данным более 400 анализов).
Кривая показывает изменение концентрации стронция в процессе испарения морской воды.
Уральской области пришел к выводу о прямой зависимости содержания стронция в породах от содержания в них СОрГ. Большое значение имеет превращение арагонита в кальцит, в результате которого значительная часть стронция переходит в раствор вследствие затрудненности изоморфного вхождения в кальцит.
196
Кроме того, часть стронция, имеющегося в составе поглощенного комплекса, переходит в раствор в результате десорбции.
Сведения о содержании стронция в подземных водах и рассолах приводятся в многочисленных работах. Подземные растворы являются средой эпигенетического минералообразования. Вторичная концентрация образуется в результате выщелачивания
Рис. 70. Зависимость содержания стронция от концентрации кальция в подземных водах и рассолах мезозойских отложений (по данным более 400 анализов).
элемента из обогащенных им пород (в том числе из рассеянного целестина), переноса стронция в этих растворах и последующего выпадения стронциевых минералов из подземных вод и рассолов в более благоприятных условиях как внутри материнского горизонта, так и за его пределами. Очевидно, часть стронция может выпадать в осадок при изменении геологических условий и гидрохимического режима. Такие условия могут создаваться при прохождении растворов через гипсоиосные породы. Количество стронция в водах обычно увеличивается с ростом минерализации растворов и с уменьшением содержания сульфат-пона. Повышение концентрации стронция в водах и рассолах (а иногда и образование эпигенетического целестина) происходит в результате обменных реакций между минерализованными растворами и вмещающими породами. Интенсификация этих реакций будет происходить с погружением отложений и увеличением пластовой температуры.
197
Рассмотрим закономерности накопления стронция в подземных водах и рассолах мезозойских отложений Предкавказья. На рис. 69 наблюдается возрастание содержания элемента с увеличением суммы солей в водах и рассолах. На первый взгляд, этот факт легко объясним концентрированием стронция в процессе испарения морской воды в древних бассейнах седиментации. Но более глубокий анализ зависимости приводит к противоположным выводам. На этот же график нанесена линия изменения концентрации стронция в процессе сгущения морской воды [36]. Отчетливо видно, что фигуративные точки рассолов мезозойских отложений Предкавказья расположены значительно выше линии содержания стронция в процессе сгущения морской воды (имеют более высокую концентрацию стронция), причем максимальным содержанием элемента характеризуются наиболее минерализованные верхнеюрские рассолы. Стронций не может накапливаться до глубоких стадий сгущения в рассолах сульфатного типа, каким является морская вода. На рис. 69 видно, что рост количества сульфат-иоиа в растворе приводит к выделению стронция в твердую фазу в начале галитовой стадии сгущения в виде карбонатных и сульфатных солей. Это свидетельствует о том, что процессы концентрирования при испарении морской воды не играли большой роли в обогащении рассолов стронцием. В связи с тем что поведение стронция в геохимических процессах сходно с поведением кальция, нами построена зависимость концентрации стронция от содержания кальция в под-. земных растворах (рис. 70). Прямая зависимость между содсржа-ииемскальция и стронция указывает па связь концентрирования стронция в подземных водах и рассолах с накоплением в них ионов кальция, т. с. на переход стронция в раствор в процессе метаморфизации рассолов. По данным 1\. К. Магомедова (1980 г.), на Северном Кавказе целестиновая минерализация широко распространена почти во всех осадочных формациях мезозоя. Повышенной концентрацией стронция (280—380 мг/л) при относительно низком содержании кальция (1—2 г/л) характеризуются подземные воды нижнемеловых отложении Южно-Дагестанской области. Это связано с тем, что в пределах этого района обнаружено множество проявлений целестина, локализованных в известняковых отложениях нижнемелового возраста. Кроме этого, высокая концентрация элемента наблюдается в нижнемеловых и юрских отложениях Прпкумской зоны поднятий, что, возможно, связано с наличном повышенной целестиновой минерализации отложении этого района. Максимально высоким содержанием стронция характеризуются крепкие и весьма крепкие хлоридные кальниево-натриевые рассолы всрхнсюрской галогенной толщи. Установлено ( . С. Деревягин и др., 1980 г.), что содержание этого элемента в каменной соли очень низкое, однако концентрация рассеян ного стронция в карбонатно-сульфатных породах галогенной формации по данным химического и спектрального анализов неред-<о превышает 1 % (до 6 %). Поэтому высокую концентрацию 198
стронция в крепких и весьма крепких рассолах соленосной толщи мы связываем с поступлением этого элемента в растворы из водовмещающих ^обогащенных стронцием отложений в условия высоких значений пластовой температуры. Для выяснения влияния термодинамических условии недр па накопление элемента в растворах авторами построен график изменения концентрации стронция с глубиной (рис. 71). При анализе графика видно, что в интервале глубины 3 5,5 км (110—170 °C) наблюдается тенденция увеличения содержания стронция в подземных водах и рассолах. Очевидно, это связано с увеличением растворимости солей стронция, а также с поступлением дополнительных порций элемента при преобразовании органо-минерального комплекса пород и с возрастанием интенсивности ионно-обменных реакций в жестких термобарических условиях региона. По данным Жеребцовой [36], в процессе прямой метаморфизации седпментогсипых рассолов стронций переходит в раствор из пород с образованием хорошо растворимого SrClg.
В заключение следует отметить, что для данного региона авторами выявлены общие процессы накопления рубидия, цезия, стронция, приводящие к формированию весьма ценных промышленных редкометалльных вод. Для всех рассматриваемых
микрокомпонентов процессы аккумуляции при испарении в древних бассейнах осадконакопления не играли ведущей роли. Это хорошо подтверждается графиками накопления микрокомпонентов в ходе сгущения морской воды с нанесенными данными по концентрации этих элементов в подземных водах и рассолах мезозойских отложений Предкавказья. На графиках зависимости концентрации рубидия, цезия и стронция от глубины погружения водовмещающих пород отчетливо отмечается «пороговая» глубина (около 3 км), с которой наблюдается резкое возрастание содержания рассматриваемых элементов рассеяния в растворах подземной гидросферы. Существование порогового эффекта только по рубидию-и цезию для данного региона отмечалось в работе Г. К. Павленко [83]; однако им не было дано объяснение его об-
разования. -
Очевидно, именно с вышеуказанной глубины (при температуре более 100 °C) для данного региона интенсифицируются процессы термокаталитического преобразования органо-минерального комплекса глинистых минералов. Как было рассмотрено выше, именно с этой глубины резко усиливается переход монтмориллонита в гидрослюды и поступление в пласты-коллекторы порций поровых и дегидратационных вод глинистых минералов. В результате термодеструкции органического вещества и уменьшения сорбционной емкости глинистых минералов дегидратационные и поровые воды, очевидно, несут дополнительные порции микроэлементов Формируя высокую концентрацию редкометалльных эле-Хов в подземных водах и рассолах. Кроме того, при высокой темпеоатуое интенсифицируются ионно-обменные реакции, в резуль-ZХторыхНатрий, калий, магний и другие элементы, характе-
199
Н м
Рис. 71. Изменение содержания стронция с глубиной в подземных водах и рассолах мезозойских отложений (по данным более 400 анализов).
ризующиеся изоморфизмом с рубидием, цезием, стронцием, вытесняют микроэлементы из пород и минералов. Несомненно, что в зависимости от местных условий водонапорных систем (литолого-минеральный состав водовмещающих пород, их структурно-геологическое положение, возраст, геотермический градиент, тектоническая и сейсмическая активность, вулканизм) поведение микроэлементов в растворах будет отличаться специфическими особенностями. Помимо условий, благоприятных для накопления (аккумуляции) микроэлементов, должны быть созданы условия, благоприятные для сохранения высокой концентрации элементов рассеяния. Такими условиями являются квазизакрытые системы, элизионный тип водообмена и условия весьма затрудненного гидродинамического режима. Возможно, что до глубины 3 км эти условия не соблюдаются, что приводит к рассеянию ранее накопленных количеств рубидия, цезия, стронция. Повышенное содержание микроэлементов в водах Южно-Дагестанской области авторы связывают с высокой сейсмической активностью данного района. Повышенная сейсмичность подтверждается махачкалинским землетрясением 1971 г., эпицентр которого был расположен в районе г. Буйнакска (близ с. Ахатлы) в пределах данной области.
Глава 6
ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНО-ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ВОД И РАССОЛОВ ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ
Многие ученые рассматривают воздействие отдельных факторов на преобразование состава подземных растворов, придавая им всеобъемлющий характер, тем самым невольно абстрагируясь от других реальных природных процессов. Роль ряда геологических факторов (например, температура, давление и др.) повышается с увеличением глубины погружения отложении, но влияние их на систему в одних случаях суммируется, а в других — действует в противоположных направлениях. В данной главе будет проанализировано воздействие факторов и процессов, которые, по нашему мнению, являются превалирующими в формировании изотопного и химического состава растворов подземной гидросферы. Принципиально новым является привлечение целого комплекса фактических данных и новых выводов, полученных в результате экспериментальных исследований. Комплексность подхода к решению одной из важнейших проблем гидрохимии заключается и в другом: вода (химический и изотопный состав) рассмотрена во взаимодействии с породой, с учетом связанной, межкристальной, иловой, поровой воды и растворов микровключеиий.
В настоящей работе предпринята попытка в историческом плане рассмотреть и объединить отдельные факторы и процессы, воздействующие в комплексе на пластовые растворы и приводящие к (трансформации состава подземной гидросферы.
Детальные исследования, проведенные нами па примере Предкавказья, позволили подметить некоторое несовершенство как древнего изречения Плиния «Tales sunt aquae, qualis terma per» («свойства вод определяются свойствами пластов, через которые они текут»), так и формулировки А. М. Овчинникова (1970 г.): «Вода такова, какова геологическая история района, в котором она находится». Авторы полагают, что более верной будет трактовка, основанная па синтезе указанных формулировок: вода такова, какую геологическую историю она прошла и в каких породах находилась. Эта трактовка, по нашему мнению, в большей степени отражает сущность происходящих в недрах Земли процессов, поскольку учитывает как высокую миграционную активность воды, так и ее способность к взаимодействию с водовмещающими отложениями.
Для того чтобы у читателей не создалось представления о высказанных в предыдущих главах положениях как об относящихся исключительно к конкретному региону (Предкавказью), нами проанализирован имеющийся в пашем распоряжении фактический 202
материал по другим районам земного шара. Предпринята попытка создать своеобразную модель происходящих с водой превращений, начиная от аккумуляции ее в седиментационных бассейнах и последующей эволюции состава на различных стадиях литогенеза. Термины «диагенез» и «катагенез» приняты нами в соответствии с трактовкой их в «Геологическом словаре» (1978 г.). Под диагенезом понимается первый момент преобразования осадка, а именно — превращение его в осадочную породу. Диагенез рассматривается при этом как этап физико-химического уравновешивания осадка, представляющего собой систему, сильно обводненную и богатую органическим веществом, как живым (бактерии), так и мертвым. Катагенез — стадия в жизни осадочной породы, которая наступает после диагенеза, ио предшествует метаморфизму. В стадии катагенеза выделяются два этапа — ранний, характеризующийся наличием неизмененного глинистого вещества в терригенных и глинистых породах, и поздний, для которого характерно наличие неизменного глинистого вещества и появления структур растворения обломочных зерен под давлением. Для стадии катагенеза характерны нормальные иеметаморфизованные осадочные породы.
6.1. Преобразование морских вод на стадии седиментации
Геологическая история формирования современных подземных вод и рассолов берет свое начало с аккумуляции растворов в древних бассейнах осадконакопления. Основная масса вод папчппает свое развитие в бассейнах седиментации морского генезиса. Кратко рассмотрим основные процессы формирования изотопного и химического состава вод в морских и эвапоритовых бассейнах. Непосредственное изучение процессов, происходивших в древних бассейнах седиментации, невозможно, поэтому для того чтобы постичь общие закономерности развития морских и солеродных бассейнов и формирования вод и рассолов, нами применен метод актуализма. Привлечение этого метода обосновано тем, что, как считает большинство современных ученых [1, 12, 19 и др.], состав океанической воды мало менялся с начала палеозоя (и тем более мезозоя). Эволюции состава вод океана посвящено большое количество работ, на рассмотрении которых авторы останавливаться не могут.
На стадии формирования состава воды в поверхностных условиях большую роль играют физико-географические и биологические факторы Различают прямую и обратную метаморфизацию. (М. Г. Валяшко, 1963 г.). Процесс прямой метаморфизации идет по пути потери сначала наименее устойчивых, а затем более устойчивых анионов (СОз--,НСОз*,->5ОГ,) что в конечном итоге приводит к переходу природных растворов из сульфатного типа (характерного для океанической воды) в хлоридпый. Благоприятными условиями для этого направления процесса являются.
203
аридный климат, увеличение общей минерализации рассола, повышенный привнос в водоем глинистого вещества, поступление ионов кальция с поверхностными и подземными водами. Процесс обратной метаморфизации связан с обогащением воды все менее и менее устойчивыми в природных водах компонентами (сначала SO4 , затем НСОз~ и СОз~) и в конечном итоге приводит к переходу сульфатного типа вод в карбонатный. Развитию этого направления процесса благоприятствует гумидный климат, снижение общей минерализации, уменьшение подвижности кальция, увеличение подвижности вод, а в иловых водах — развитие сульфатре-дуцирующих бактерий.
Поскольку основная масса подземных вод и рассолов относится к хлоридному типу, то наибольший интерес представляет рассмотрение процесса метаморфизации вод в прямом направлении.
Уже в начальный период в морских бассейнах происходит некоторое изменение химического и изотопного состава океанической воды. Привнос Са2+ в бассейн седиментации осуществляется в растворенном состоянии поверхностными водами суши и подземными водами, а также в виде поглощенного комплекса с глинистым материалом, вносимым ветром и водой, и поступает в виде взвеси СаСОз.
Скорость процессов метаморфизации невелика и зависит от интенсивности питания данного водоема, степени различия в составе водоема и питающих вод и других факторов. При этом, по данным Валяшко, роль процесса метаморфизации будет зависеть от того, насколько быстро увеличивается общая минерализация. Чем медленнее это происходит, тем больше сказывается метаморфизация на составе воды соляного водоема. В водоемах нормальной морской солености изменение состава раствора происходит за счет привнося солей подземными и поверхностными водами. Кроме того, трансформация состава может происходить за счет катионного обмена с глинистыми минералами, привносимыми ветром и поверхностными водотоками. Схематически этот процесс может быть изображен-следующим образом [11]:
Na2SO4 + Са2+ (поглощенный комплекс)72Са5О4 -ф
-ф Na^ (поглощенный комплекс);
MgSO4 + Са2+ (поглощенный комплскс)^Са8О4 -ф Mg2+ (поглощенный комплекс).
Поступающие при этом в раствор ионы Са2+ ведут к осажде нию гипса и выведению из раствора Са2+ и SO4 • В опытах • Тагеевой в результате реакций катионного обмена из раст [ извлекался главным образом Na+, а в рассо i из поглощенною комплекса поступал Са2+, осаждающийся или в виде Са С, 3’ раствор находился в его области кристаллизации, либо СаЬи.|Х
204
Х2Н2О, если достигнуто насыщение раствора гипсом. В результате поступления поверхностных и подземных вод в бассейн седиментации происходит направленное изменение изотопного состава растворителя этого бассейна. Это изменение выражено в уменьшении концентрации дейтерия и либо снижении, либо возрастании содержания изотопа 18О. Уменьшение концентрации дейтерия связано с тем, что поверхностные и подавляющее большинство подземных растворов обеднены дейтерием относительно океанической воды. В зависимости от доли подземных (глубокозалегающих) и поверхностных вод содержание кислорода-18 может либо несколько возрастать, либо уменьшаться.
Моря с нормальной океанической водой характеризуются оптимальными условиями жизнедеятельности живых организмов. Особый интерес представляет влияние биогенного фактора на формирование концентрации микроэлементов в водах бассейна осадконакопления. Роль микроэлементов в формировании состава природных вод, как было показано в главе 5, не отвечает ни их распространенности, ни растворимости их соединений с главными аниогеннымн элементами. Это связано в первую очередь с аккумуляцией микроэлементов живым веществом, а также с их повышенной способностью к адсорбции мелкодисперсным материалом. Наибольшее значение в накоплении рассматриваемых микроэлементов вод седиментационных бассейнов эти факторы имеют для иода, наименьшее — для брома.
Основную роль в формировании минерализации, изотопного и химического состава вод играет процесс испарения. При благоприятных физико-географических (аридный климат) и геологических (тектонический фактор) условиях бассейн седиментации прогрессивно осолоняется и переходит в эвапоритовый бассейн. На первых стадиях концентрирования благодаря низкой растворимости достигают насыщения соединения СаСОз, MgCO3, затем CaSO4-2H2O. Попадающие в бассейн ионы кальция (например, с водами суши) будут выпадать в осадок в виде СаСОз или CaSO4-2H2O в зависимости от состава и концентрации растворов. При достижении минерализации примерно 270 °/оо начинается садка галита, и при дальнейшем сгущении рапы в растворе доминирующую роль играют соли магния (MgCl2, MgSO4), меньшую— калия (КС1). Содержание кальция в растворах испарения морской воды на поздних стадиях галогенеза незначительно. Как правило, рапа современных соляных озер, которые в первом приближении могут служить моделью древних эвапоритовых бассейнов, характеризуются низкой концентрацией иона кальция. Однако существуют соляные водоемы, где хлориды кальция присутствуют в значительных количествах. По реакции Гаидннгера метаморфизация соляных озер происходит по схеме
2СаСО3 + MgSO4Z^CaCO3-MgCO3 + CaSO4;
во реакции Мариньяка
2Са (НСО3)2 + MgCl2HCaCO3 • MgCO3 + СаС12.
205
М. Г. Валяшко [21] экспериментально установил, что «главным процессом метаморфизации для сульфатных вод является следующий:
MgSO4 + Са (HCO3)97TMg (НСО3)2 -ф CaSO4 I |
A'Mg(OH)2-yMgCO3-zH9O CaSO4-2H9O, I ”
уводящий из раствора и Mg2+, и SO4~.
Кроме основной реакции, по которой идет взаимодействие, в небольшой степени очень медленно протекает и реакция, которую Н. С. Курнаков и С. Ф. Жемчужный считали определяющей в процессе прямой метаморфизации рассолов сульфатного типа:
2Са (НСО3) + MgSO4 —Ca.Mg (СО3)2 + CaSO, ф Н.,О».
Помимо привпоса кальция водами рек и ветром, для отдельных соляных бассейнов большое значение имеет вклад подземных вод с высоким содержанием Са2+. Примером таких бассейнов служит Мертвое море. Основная масса хлоридов кальция «вносится глубинными хлоридными кальциевыми рассолами, разгружающимися по тектоническому разлому во впадину Мертвого моря» [88].
Концентрирование микрокомпонентов в рассолах сгущения морской воды определяется в основном адсорбированием их глинистыми частичками и аккумуляцией живыми организмами, а также растворимостью солей этих элементов. Этот вопрос достаточно подробно был освещен в главе 5. В той же главе (раздел 5.1) были рассмотрены особенности накопления органического вещества в галогенных отложениях. Здесь только подчеркнем, что количество РОВ пород эвапоритовых формаций определяется не только биопродуктпвностыо соляных бассейнов (автохтонное органическое вещество), ио и в значительной степени поступлением и отмиранием живых организмов (на локальных участках) морских бассейнов нормальной солености (аллохтонное органическое вещество) .
Поступление океанической воды в отдельные периоды превышает расход воды на процессы испарения. В этом случае садка легкорастворимых солей (карналлит, сильвин, галит и др.) будет прекращаться и наблюдаться осаждение известняка, доломита или гипса. Но иловые растворы, насыщающие эти осадки, будут более минерализованными, чем в аналогичных отложениях бассеи нов, испытывающих прогрессирующее осолонение. Это связано с тем, что в раствор переходят ранее отложенные легкораствор! мые соли. Процесс растворения донных солей в период опрсс_ нения эвапоритового бассейна подробно рассмотрен Карпен ром (1978 г).
Как показано в разделе 4.4, поведение стабильных изот воды (D и 18О) в процессе испарения морской воды и сиптстичс ских растворов рассматривалось многими учеными (в том числе и нами). Нам важен сам факт снижения содержания стабильных
206
изотопов в крепких рассолах морского генезиса по крайней мере До уровня концентрации дейтерия и изотопа 18О в метеорных водах. Следует отметить, что более информативным и менее трудоемким, чем испарение, является.процесс извлечения рапы, содержащейся в вакуолях соляных минералов различных стадии галогенеза. Так, проведенные авторами исследования содержания дейтерия в рассолах газово-жидких включений галита Северного Кавказа позволили предположить, что прогрессирующее осолоне-ние верхнеюрского эпиконтинентального бассейна сопровождалось снижением концентрации дейтерия по отношению к океанической воде [15, 42, 77].
Дальнейшее преобразование химического и изотопного состава растворов происходит в осадках бассейна седиментации. Илы образуются из оседающих на дно минеральных частичек почвы и окружающих пород, вносимых в бассейн ветрами и водами, остатков отмирающих организмов, живущих в воде бассейна, а также из выделяющихся химических осадков. Метаморфизация химического состава иловых вод рассматривалась Л. С. Балашовым, М. Г. Валяшко, И. К. Зайцевым, А. М. Овчинниковым, Е. В. Посоховым, О. В. Шишкиной, Н. В. Тагеевой и др. При диагенетических превращениях минералов в восстановительной обстановке отложений дна морей иловая вода подвергается существенной метаморфизации. В илах одновременно протекают процессы сульфатредукцпи, катионного обмена, растворения минералов осадка. Интенсивность и характер метаморфизации донной иловой воды зависит от количества и состава захороненной в осадке органической массы, а также от гранулометрического и минералогического состава отложений.
Наиболее существенным процессом, влияющим па трансформацию состава погребенной воды, является сульфатредукцпя: SO4+ Н-2С+2Н2О->2НСО3+H2S.
О. В. Шишкина выделяет две разновидности растворов. В первом случае уменьшение содержание иона SO4 и увеличение содержания иона НСОГ приводит к выпадению карбонатов кальция и формированию гидрокарбонатнонатриевого типа вод (по Сулину) .
Вторая разновидность растворов, представленная водами хлоркальциевого типа, развита в илах Черного моря. В данном случае, хотя реакция сульфатредукции протекает, вода не обогащается карбонатами вследствие их осаждения, причем с глубиной по разрезу концентрация кальция возрастает, а натрия — уменьшается, т. е. в зависимости от конкретных условий может происходить как прямая, так и обратная метаморфизация вод. В иловых водах наблюдается возрастание минерализации микрокомпонентов, этот факт описан авторами в главе 5.
Если развитие бассейна происходит в сухом климате и мине рализация его воды постепенно повышается, то иловые прослои, осаждающиеся позже, содержат все более и более минерализован »УЮ воду. В этих условиях (рыхлый осадок, отсутствие водоупор-207
ных прослоев) возможно протекание процесса струнного гравитационного перемещения тяжелых рассолов [24] в нижележащие осадки. По данным Е. В. Посохова [88], «увеличение минерализации воды угнетающе действует на деятельность бактерий, что приводит к прекращению сульфатредукции». Нами установлено, что в воде соляного озера Чокрак (минерализация воды 310 г/л) процесс сульфатредукции протекает бурно. Очевидно, прекращение данного процесса будет наблюдаться при условии дальнейшего осолоненпя воды, на более поздних стадиях галогеиеза. О протекании десульфатизации рапы илов соляных водоемов Крыма можно судить из сопоставления химического состава рапы и грязевых растворов этих озер (А. А. Колесникова, 1977 г.).
Образование минералов в растворе и осаждение их в осадок сопровождается захватом твердым субстратом маточного раствора. Вода в минералах может содержаться в сорбированном состоянии на поверхности зерен, входить в структуру минералов (гипс, монтмориллонит и др.), локализоваться в виде свободного флюида в микродефектах кристаллической решетки. Слабо сцементированный рыхлый осадок содержит к тому же большое количество поровой воды. Рассмотрим образование включений па примере некоторых минералов.
Галит, зародившийся под влиянием испарения под действием солнечных лучей на поверхности рапы соляных водоемов, образует пирамидальные «воронки» («лодочки»). После погружения иа дно водоема скелетные кристаллы могут дорастать водяно-прозрачным галитом, формируя зерна будущих прослоев зернистой каменной соли, или продолжать скелетный рост в одном направлении [52]. Для стадии седиментации наиболее характерным является образование зональных включений, дающих в вертикальном срезе прослоев каменной соли рисунок «елочки». Включения в основном жидкие, поскольку температура рапы не превышает 50 °C. Химический и изотопный состав рассолов во включениях, как правило, соответствует маточной рапе, из которой происходила садка каменной соли. Некоторое различие в содержании ингредиентов в рапе и вакуолях кристаллизующегося минерала возможно. Так, например, в отдельных включениях седиментационного галита отмечается возрастание содержания ионов К+, Mg2+, что может быть связано с захватом «капель» маточного раствора, отвечающего по химическому составу более поздним стадиям испарения. Нами впервые показано, что фракционирование изотопного состава в системе рассол включений галита — маточная рапа не происходит. Таким образом, можно констатировать, что химический и изотопный состав включений в седиментационном галите практически полностью отражает состав рапы бассейна галогс-неза. То же, исходя из экспериментальных и теоретических предпосылок, можно сказать и о составе вод включений в гипсе, кальците и других минералах. Это свойство выгодно отличает полученные данные по концентрации стабильных изотопов в водах включений от результатов изучения изотопного состава структур-208
ной воды в соляных (гипс, карналлит и др.) и глинистых минералах (монтмориллонит и др.), поскольку их интерпретация не требует поправок на фракционирование изотопов D и 18О.
Считаем необходимым подчеркнуть существенное различие в формировании включений в гидротермальных минералах и минералах осадочного генезиса. Если включения в минералах гидротермального генезиса образуются, как правило, из растворов с экстремальными Р—Т характеристиками, то включения в минералах седиментационного происхождения формируются в обстановке низких температуры и давления и затем, как будет показано далее, постепенно трансформируются при более жестких термобарических параметрах.
Изотопный состав иловых растворов в начальный период практически не должен отличаться от изотопного состава вод бассейна седиментации. Тем не менее экспериментальные данные несколько противоречат этому представлению. Так, в опытах Фридмана [133] поровые воды глубоководных морских осадков обеднены дейтерием как относительно SMOW, так и относительно придонной части воды. А. Е. Бабинец, В. Е. Ветштейн (1967 г.) сообщили о факте обеднения 18О иловой воды донных осадков в Атлантическом океане по сравнению с водой придонных слоев. Удовлетворительного объяснения указанным эффектам авторы не приводят.
6.2. Преобразование подземных вод и рассолов на стадиях диагенеза и катагенеза
В этом разделе заведомо объединен анализ поведения подзем
ных вод и рассолов на стадиях диа- и катагенеза осадочных пород. Это обусловлено тем, что выделить четкую границу между стадиями геологической жизни тех пли иных отложении чрезвычайно сложно даже в пределах отдельных регионов. Одной из причин является различный состав минералов, слагающих породы, и, следовательно, различное отношение к воздействию температуры, давления, подземных вод и других факторов, т. е. для решения вопроса о том, па какой стадии превращения находятся данные отложения (в конкретном районе), залегающие в определенном
интервале глубины и характеризующиеся пестрым литологическим составом, нужно иметь набор коррелирующих между собой специфических показателей, свидетельствующих о степени преобразования твердого субстрата при разнообразных Р Т условиях. К сожалению, такой увязанной во всех деталях картины для пород (в Том числе и соляных) в настоящее время не имеется. Поэтому бУДет небезынтересно проанализировать еще раз некоторые новые Данные по изменению солей и взаимодействию их в жесткой термобарической обстановке с подземными флюидами.
Подземные воды и рассолы — наиболее миграционио активные компоненты отложений Они могут сформироваться в одних поро-и затем переместиться в другие, могут претерпевать смешение разбавление, обогащаться или обедняться различными ингре
диентами, несвойственными их первичному облику. Например, породы, прошедшие стадии катагенеза, нередко содержат значительно более молодые воды, поступившие с поверхности земли или из примыкающих районов и частично или полностью вытеснившие из порово-трсщшшого пространства воды седиментации. Таким образом, диагностика вод по степени преобразования вмещающих пород нередко теряег смысл.
Несмотря на указанное свойство воды как чрезвычайно подвижного и агрессивного агента литосферы, она содержит довольно ограниченное количество главных компонентов, по количественному соотношению которых можно судить о геологической истории раствора. Применив единый метод к изучению рассолов подземной гидросферы, авторы попытались впервые выделить стадию их диагенетического и катагенетического преобразования.
Погружение осадков символизирует начало стадии диагенеза. Под действием нагрузки вышележащих осадков происходит уплотнение илов. Этот процесс приводит к частичному отжатию иловых вод и перемещению их как в вертикальном направлении, так и по простиранию еще слабо уплотненных осадков. По мере увеличения консолидации илов и превращения их в собственно осадочную породу происходит дифференциация отложений на пласты-резервуары и пласты-генераторы флюидов. Часть иловых растворов под действием геостатичсской нагрузки вытесняется в бассейн седиментации пли разгружается на поверхность в его периферийных частях, другая аккумулируется в пластах-резервуарах. На этом отрезке геологического развития осадка наследуются как Процессы, имевшие место па стадии седиментации в иловых растворах, так и процессы, возникшие вновь вследствие изменения тсрмобарпческих условий. Повышение температуры и давления способствует дестабилизации физико-химического равновесия в системе вода—твердая фаза — органическое вещество. Подземные воды и поровые растворы являются средой, посредством которой происходят все основные химические превращения. Химический состав и минерализация поровых растворов на стадии диагенеза близки к подземным и материнским растворам бассейнов седиментации, однако некоторые различия уже наблюдаются. Процессы, преобразующие химический состав поровых вод па ранней стадии диагенеза, подробно обсуждались во многих работах [11, 88, 117 и др.], поэтому в этом разделе остановимся более подробно па анализе химического состава включений в галите и изотопною со става поровых и пластовых вод.
На стадии диагенеза перекристаллизация соляных минерал происходила иод воздействием в основном погребенных межкри стальных растворов. Исследования, проведенные нами [112], пока зали, что химический состав включений в диаюнетическом галит
. Рапа атного В. М. Ковалевичем [52] при исследовании седиментационных включений
близок к составу сгущенной современной океанической водь вакуолей относится к сульфатпо-магписвому подтипу сульф типа. Аналогичный состав включений был установлен ранее
210
в галите верхневоротыщенского солеродного бассейна. Для галита стадии диагенеза характерна перистая структура (см. раздел 4.1). Подавляющая часть включений в галите не содержит газовую фазу и сохраняет в кристаллах первичную седиментационную зональность. Последняя нарушается только па отдельных участках водяно-прозрачного галита, образование которого, по-видимому, связано с декристаллизацией каменной соли в условиях диагенеза. По мнению Ковалевича, «докристаллизацпя перистого галита происходила из тех же маточных растворов, ио уже захороненных в осадке и иногда метаморфизованных в прямом направлении». Изотопный состав рассолов вакуолей нс претерпевает существенных изменений и характеризует таковой в момент консервации первичного флюида.
Уплотнение каменной соли под действием веса перекрывающих отложений вызывает постепенный отток межкристальных рассолов в пласты-коллекторы, однако непосредственно в солях сохраняется еще достаточно большое количество рапы [14, ИЗ]. В диагенезе получает широкое развитие процесс дегидратации гипса, который сопровождается выделением большого количества кристаллизационной воды. Высвобождение вод дегидратации гипса приводит к частичному выщелачиванию легкорастворимых солей и выносу их за пределы системы. Отдельные участки гипсопоспых пластов остаются не затронутыми процессом дегидратации и после прохождения стадии диагенеза (см. раздел 4.1).
Считаем, что вклад вод дегидратации глинистых минералов па стадии диагенеза незначителен, хотя некоторые ученые (Бёрст, 1969 г.) не исключают выделения межслоевых вод в условиях относительно низкой температуры. Многие исследователи, основываясь на низком кларке водорода в земной коре, считают, что дейтерий является консервативным элементом в составе подземных растворов. Большая часть водорода осадочных пород заключена в глинистых минералах. Полагаем, что уже на стадии диагенеза в глинистых отложениях возможно изменение первичного состава раствора. По данным работы [143], содержание дейтерия в глинах в среднем составляет —50...—80 %о- Коэффициенты разделения стабильных изотопов в системе глинистый минерал—вода при температуре 15—25 °C составляют: и^= 1,0264-1,027; aD=0,934-0,97. При благоприятных условиях (контакт растворов с глинистым агрегатом в течение геологического времени), когда наступает изотопное равновесие с глинистыми минералами, поровые воды этих отложений способны обедняться дейтерием до значений 6D =—13...—54 %о. Подобное снижение может быть достигнуто без привлечения процессов смешения талассогепных вод с метео-генными. Фридманом [133] установлено обеднение поровых растворов глубоководных океанических осадков дейтерием ((6D = —9... —56 %о). По нашему мнению, близкий интервал колебаний рассчитанных и опытных данных позволяет предположить возможность трансформации изотопного состава на стадии диагенеза. Косвенным подтверждением этому служит и тот факт, что типично
211
талассогепные подземные воды, как правило, обеднены дейтерием по отношению к океанической воде. Исключение составляют седи-ментогенные воды соляных месторождений, где концентрация дейтерия изменяется в широких пределах и может достигать -4-20 %0 (Зубер и др. 1979 г.). Причины колебаний содержания стабильных изотопов растворителя в эвапоритовых бассейнах были описаны выше. Сохранение высокой концентрации дейтерия в рассолах цехштейна района Вайно, вероятно, обусловлено тем, что межкристальная рапа не контактировала с глинистыми минералами.
Формирование концентрации изотопа 18О контролируется помимо наличия кислородосодержащих минералов высокой пластовой температурой. На начальной стадии диагенеза обогащение вод кислородом-18, очевидно, практически не происходит.
Катагенез — стадия, которая знаменуется активизацией физико-химических процессов, требующих значительных энергетических затрат. В то же время ряд биохимических процессов (например, сульфатредукция) прекращается. Биогенная сульфатредукция, играющая большую роль в формировании состава растворов па стадиях седнмептогенеза и раннего диагенеза, с возрастанием пластовой температуры затухает. Одновременно с неравномерным ростом температуры и давления увеличивается разность термобарических градиентов, вследствие чего возникают дополнительные силы, стремящиеся привести систему в равновесие. Это способствует, например, тому, что элементы, чье положение в кристаллической решетке минералов не оправданно для данных Р—Т условий, покидают ее. Место ушедшего элемента может запять другой, в наибольшей степени согласующийся с данной термодинамической обстановкой. Вода, находящаяся в порово-трещинном пространстве пород, нс только является средой, посредством которой производится транспортировка элементов, ио и выступает в роли аккумулятора одних и поставщика других компонентов. Ссдимен-тогенные растворы должны запечатлеть в своем солевом и изотопном составе главные моменты эволюции вмещающих пород.
Пластовые седиментогенные рассолы, связанные с толщами эвапоритов, относятся в большинстве случаев к хлоридному типу, что резко отличает их от современных морских вод и экспериментальных рассолов выпаривания. Работами М. Г. Валяшко, Власовой, И. К. Жеребцовой и других сотрудников кафедры гео химии МГУ был достаточно убедительно экспериментально и тсо ретически показан путь, по которому маточные рассолы сульфат ного типа переходят в процессе литогенеза в рассолы хлоридн типа. Однако еще и сейчас в литературе нс стихают жаркие СПОР [88, 89 и др.] относительно выводов и положении, высказана[ > вышеуказанными исследователями. В связи с этим еще раз 1 новимся на данной проблеме, оперируя старыми и новыми чс 4 ческнми и экспериментальными данными.
С помощью гидрохимической матрицы (рис. 72) ирови с < лиз генезиса и процессов формирования состава типичных 1|
212
. 2NaCl
• 1
A □ о
эСТ
0,8
8 9
10
0,8
л о ©
о
Л
x 5 Ы2
a 6 V 13
.v
Ofi
0,2
Л5.
О
v
„ v V
XV v
0
50
. 100 150 200 250 M%o
эМд*
Рис. 72. Гидро,химическая матрица высококонцентрированных рассолов седиментационного генезиса.
J • Предклина ккпй бассейн; 2—Прикаспийская нпадина; — Среднеазиатский бассейн; При п>п ска я впадина; 5 — Ангаро-Ленский бассейн; £ —Волги Уральский бассейн; 7 —
& 3i)KHJ № 291
крепких, весьма крепких и сверхкрепких рассолов подземной гидросферы различных регионов земного шара. На объединенной диаграмме основных химических типов вод Валяшко фигуративные точки рассолов соленосных формаций расположены в области, характерной для рассолов морского генезиса, метаморфизованных в прямом направлении. Рассматриваемые растворы относятся в основном к хлоридному, реже к сульфатному типу. Объединенная диаграмма Валяшко позволяет не только установить происхождение рассолов, ио и определить степень испарения рапы в эвапоритовых наземных бассейнах, доминирующие процессы преобразования химического состава наземных растворов и степень их метаморфизации. Наименьшую трансформацию химического состава испытали рассолы близповерхностиого залегания солей независимо от их возраста. Преимущественно хлоридным магниевым составом характеризуются рассолы Предкарпатского (Ni), Прикаспийского (Pi-2), Ангаро-Ленского (CmJ бассейнов, Предураль-ского прогиба (Pi) и других бассейнов, вскрытые на глубине 100— 1500 м. Наибольшей метаморфизации подверглись рассолы Пред-кавказского (13), Припятского (Р3), Среднеазиатского (13) и других бассейнов, залегающих на больших глубинах в условиях высокой пластовой температуры. Очевидно, основной реакцией, приведшей к формированию рассолов преимущественно хлоридного кальциевого состава, является реакция обмена рапы хлоридного магниевого состава с карбонатом кальция. Наиболее интенсивно эта реакция протекает в условиях высокой температуры [13, 51] на стадии позднего диагенеза и катагенеза.
Кроме того, значительной метаморфизацией характеризуются рассолы солепоспых отложений оз. Солтон-Си и амигдалоидной лавы докембрийского возраста в графстве Хоутон (штат Мичиган). Происхождение рассола оз. Солтон-Си будет рассмотрено при характеристике рассолов выщелачивания, так как, по представлению Крейга [125], они относятся к растворам выщелачивания соле-иосных отложений. Рассол амигдалоидной лавы, по данным Уайта [148], мигрировал в лавовый поток после извержения, и поскольку физические условия изменялись во время глубокого погружения, в нем происходили интенсивные химические реакции. По нашему мнению, наряду с обменом магния рассолов па кальций пород здесь протекала вторичная гидротермальная альбитизация плагитокла-зов и вулканогенных формаций под воздействием вод морского происхождения. Путем термодинамического расчета Л. И. Капчспко [44] показал вероятность этой реакции даже при 25 °C. Именно этим объясняется столь высокое содержание кальция в рассоле. Для большей наглядности приведем состав рассолов из статьи Уайта [148]
Прсдкарпатскнй бассейн; 8 — Днепровско-Донецкий бассейн; 9 — геотермальная система Солтон-Си; 10 — бассейн Альберта; 11— графство Венд, США; 12— Су'лский бассейн; — бассейн Парадокс; 14 — графство Хоутон, США, типично погребенная пода.
214
и из статьи 10. И. Пастушепко [85] (рассол типа «окумп»)
Л4 с1юо
245 CagiNa^Mg/
Л. Н. Капчепко и Ю. И. Пастушепко пришли к выводу, что хлоридные кальциевые рассолы вулканогенных отложений Грузии сформировались в результате происходивших в вулканогенных отложениях геохимических изменений седиментационных и унаследованных хлоридных натриевых рассолов. Основным механизмом накопления кальция в этих рассолах является реакция взаимодействия натрия и калия растворов с кальцийсодержащими силикатами. Низкое содержание калия в рассолах амигдалоидной лавы (расположение фигуративных точек калийхлорного и калийбромного отношений на значительном удалении от кривых сгущения морской воды) также подтверждает предположение о поступлении кальция пз пород в рассолы в обмен на калий вод. Весьма интересен и тот факт, что фигуративная точка рассола скв. 1 площади Бурунной (Предкавказье) располагается в непосредственной близости от точки рассола графства Хоутон.. Их натрийхлорное и магпийхлорное отношения аналогичны. Состав рассола скв. 1 площади Бурунной (5835—5839 м) следующий:
153Ca83(Na + K)l5Mg2'
Водовмещающими отложениями служит вулкапогеино осадочная толща, пластовая температура составляет 190 °C. Несмотря на различие минерализации рассолы вулканогенно-осадочных отложений имеют идентичный состав, что свидетельствует об аналогичных процессах формирования рассолов. 1
При рассмотрении графиков изменения магппйхлорпого и на-трий.хлорного коэффициентов в процессе сгущения морской воды видно, что фигуративные точки рассолов соленосных формаций группируются вдоль кривых выпаривания и как слева, так и справа от них. Сдвиг влево связан с разбавлением талассогенных рассолов опресненными водами, сдвиг вправо — с процессами выщелачивания соленосных отложений. Наибольшим сдвигом вправо характеризуются внутрисолевые рассолы калийной формации Парадокс. Предположению о выщелачивании калийных солей пресными водами противоречит высокая концентрация ионов магния и кальция в рассолах. Авторы связывают сдвиг фигуративных точек относительно кривых сгущения морской воды с дополнительным растворением калийных солей сингенетичной рапой в условиях повышенной пластовой температуры. Это подтверждается и располо-
1 Накопление СаС1г в подземных рассолах может происходить и в результате солянокислотпой обработки ствола скважины при некачественном отборе проб воды.
8*
215
жением фигуративных точек рассолов бассейна Парадокс относительно кривых калийхлорного и калийбромного коэффициентов.
При рассмотрении графика бромхлорного отношения высококонцентрированных рассолов видно, что часть растворов характеризуется нормальным содержанием брома (для высоких стадий сгущения морской воды — рассолы Ангаро-Ленского, Припятского и Прикаспийского бассейнов), другая часть — повышенным его содержанием (Прсдуральский краевой прогиб) и значительная масса растворов —-пониженным содержанием брома (бассейны Парадокс, Среднеазиатский, Предкавказский, Предкарпатский и др.). При этом рассолы, вскрытые в пределах одного региона, по на различных площадях, могут иметь как нормальное, так и пониженное содержание брома (например, Припятский и Прикаспийский бассейны). Низкое содержание брома в высококонцентрированных растворах, по нашему мнению, может быть вызвано тремя причинами: 1) формированием рассолов за счет выщелачивания солей; 2) протеканием вторичных процессов, приводящих к снижению концентрации брома в подземных рассолах (растворение и переотложение солей, адсорбция брома глинистыми минералами и др.); 3) низкой концентрацией брома в рапе эвапоритовых бассейнов. Первую причину при рассмотрении фигуративных точек рассолов на графиках гидрохимической матрицы следует отвергнуть. Комплексное исследование концентрации брома в рассолах и солях, проведенное авторами для Предкавказья и В. И. Седлсц-ким и В. С. Деревягиным (1971 г.) для Средней Азии, выявило низкое содержание элемента как в рассолах галогенных формаций, так и в самих солях. По данным Ссдлецкого и Деревягина, содержание брома ниже нормального характерно не только для каменной и калийных солей Средней Азии, ио также для сильвинитов и карналлитов Верхнекамского, Старобипского месторождений и нижнепермских соляных отложений Днепровско-Донецкой впадины. Представления о вторичном происхождении калийных залежей на этих месторождениях в результате переотложения не всегда подтверждаются геологическими особенностями их строения. Сказанное в равной мере относится к соляным отложениям Средней Азии и Предкавказья, в которых отсутствуют следы регионального переотложения. Следовательно, низкую концентрацию брома в рассолах соляных отложений ряда регионов невозможно объяснить протеканием вторичных процессов, приводящих к уменьшению содержания этого элемента в рассолах и солях. Особо подчеркиваем, что низкая концентрация брома в рассолах соленосных формаций унаследована от рапы эвапоритовых бассейнов. Очевидно, наряду с солеродными бассейнами с нормальным содержанием брома существовали древние эвапоритовые бассейны с пониженной концентрацией брома в рапе. Именно с этим фактом мы связываем аномально высокие значения калийбромного коэффициента рассолов Предкарпатского, Прсдкавказского и (Среднеазиатского бассейнов.
Обратимся к рис. 73, где на диаграмме нанесены фигуративные
21(5
Рис. 73. Диаграмма сульфатного и хлоридного типов вод с нанесенными фигуративными точками экспериментальных растворов [13] и рассолов микровключений в галите.
1 — исходный раствор; 2 — результат взаимодействия карбоната кальция с сульфатным раствором; 3—исходный раствор; 4 — результат взаимодействия хлоридного магииево-нат-рисвого раствора с карбонатом кальция; 5 — исходный раствор; 6 — результат взаимодействия хлоридного магниевого раствора с кальциевыми силикатами и алюмокислотами; 7 — исходный раствор; 8 — результат взаимодействия хлоридного натриевого раствора с кальциевыми силикатами и алюмосиликатами; 9 — рассолы микровключений в галите.
точки экспериментальных рассолов, полученных в опытах по взаимодействию морских рассолов с карбонатами, силикатами и алюмосиликатами кальция [13] и рассолов в диагенетическом и ката-гепетическом галите. Хорошо видно, что характер преобразования рассолов включений в галите и экспериментальных рассолах проявляется одинаково и выражается в потере раствором сульфат- и магний-попа и приобретении кальций-нона. Если перенести результаты эксперимента в сферу природных процессов, то следует полагать, что обмен эквивалентного количества Mg2+ раствора на Са2+ пород должен увеличиваться с ростом термобарической напряженности недр. Причем этот процесс должен носить глобальный характер и иметь место с некоторыми отклонениями в гидрохимическом разрезе всех регионов земного шара. Это хорошо иллюстрируется рис. 74, где по оси абсцисс отложены отношения эСа/эМд рассолов (в зоне развития соляных пород), а по осн ординат — глубина. Несмотря на различный температурный режим, существующий в недрах описываемых регионов, наблюдается общее увеличение коэффициента эСа/эМ£ с глубиной. Несколько необычное положение занимает фигуративная точка рассола Солтон-Си, происхождение которого детально рассмотрим ниже. Здесь отмстим, что этот факт является следствием высокой температуры преобразования рассола. Аналогичным образом, вероятно, объясняется и аномальное увеличение отношения эСа/эМ£ в рассолах Мичиганского бассейна. Еще более уверенно, нежели на рис. 74, фиксируется возрастание этого отношения в подземных водах и рассолах Северного Кавказа (рис. 77). Хорошо прослеживается термобарпческий порог па глубине около 3000 м, после пересечения которого отношение эСа/эМ§ резко возрастает. Если учесть, что наличие подобного порога обнаружено памп и другими исследователями для некоторых редких элементов, то становится ясным, что его существование в природе является объективной реальностью. Менее отчетливо выделяется граница 1300—1600 м (70—80 °C), зарегистрированная нами но газово-жидким включениям [112] и установленная ранее для вод Северного Кавказа Л. М. Никаноровым, Г. П. Волобуевым, О. Б. Барцсвым [72]. Это обусловлено, вероятно, тем, что указанные значения температуры и глубины являются самыми низкими, при которых в условиях данного региона начинают протекать обменные про-
полагать, что обмен эквивалентного количества Mg2H' па причин и прежде 1 * < ,2-1-
цессы.
Надо
такое же количество Са2+ зависит от многих причин и преж. всего от температуры, давления, ресурсов Са2+ (в породах) и Mg (в рассолах), закрытости системы и других факторов. Если раствор и порода находятся при данных Р—Т условиях в равновесии, то, по-видимому, на некотором отрезке геологического времени обменные процессы могут затухать, пока система вновь пе будет выведена из этого состояния. Накопление Са2+ в растворе путем обмена на Mg2+, по всей вероятности, является необратимым и конечным процессом.
218
эСа
4 8 12 16 20 24 28 32 3Mg-
С I I I I I I I I I
I х
1000 г™
1«о •
л«аа/
Л
2000 - х
4 *+
• х v<
О .N 4-
• 1 о 10
• 2 □ 11
4 3 о 12
V 4 -ф- 13
X 5 V 14
▼ 6 А 15
▲ 7 V 16
А 8 о 17
□ 9
3500-
4000-
4500-
///,0
'5000-
55001-Нм
Рис. 74. Изменение отношения
эСа/эМ£ с глубиной в
крепких рассо-
лах различных регионов земного шара.
/ _ Прсдкавказский бассейн; 2 — Прикаспийская впадина; 3 — Среднеазиатский бассейн; 4— Припятская впадина; 5 — Ангаро-Ленский бассейн; 6 — Предкар-патский бассейн; 7 — Волго-Уральский бассейн; 8 — Днепровско-Донецкий бассейн; у__Якутский бассейн; 10— Московский бассейн; // — геотермальная сис-
тема’Солтон-Си; 12 — бассейн Альберта: 13 — графство Бенд, США; 14— Суэтс-кий бассейн; /5 — бассейн Парадокс; 16 — Мичиганский бассейн; /7 — Западно-Аравийский бассейн.
э Са
4 8 12 16 20 24 28 32 эМд
-|------1 | Т I I I I I
-Нм
Рис 75. Изменение отношения эСа/эМд с глубиной в подземных водах и рассолах Предкавказья (по данным более 3000 анализов).
Как показано нами выше, некоторая часть кальция в глубоко-погруженных депрессиях может поступать в подземные воды при растворении гипсов, ангидритов и в результате обмена натрия рассолов на кальций пород. Процесс аккумуляции кальция в подземных растворах Северного Кавказа носит практически прямолинейный характер, в то время как для иона магния какой-либо определенной закономерности в распределении фигуративных точек не прослеживается.
Многие исследователи обсуждали катионно-обменные процессы в системе раствор — твердое вещество, однако до настоящего времени остался еще не выясненным механизм транспортировки ионов из растворов в породу и обратно. Полагаем, вслед за С. И. Смирновым [96], что одним из главных видов массоперепоса ионов при катионном обмене является диффузия. Эго проиллюстрировано нами (раздел 4.3) на примере изменения химического состава газово-жидких включений в зоне катагенеза. Удивительным фактом является неоднородность в изменении химического состава флюидной фазы вакуолей, находящихся друг от друга на расстоянии нескольких сотен микрон. Обычно когда рассматривают диффузию, то имеют в виду только процесс перемещения отдельных элементов или ионов в жидкой или твердои фазе. Мы же столкнулись с не совсем обычным явлением, когда благодаря работе диффузионного механизма (см. рис. 8—И) движутся крупные тела-включения, чей размер превышает радиус самых крупных ионов на пять порядков. Для перемещения вакуоли в термобарическом поле достаточно температурного градиента в тысячную долю градуса. Диффузия включений вызывает очищение кристаллов галита и приводит к потере жидкой фазы. Следует отметить, что миграция включений в субстрате минералов, менее растворимых, чем каменная соль (кварц, кальцит и т. д.), тоже, вероятно, в природе имеет место, по совершается со значительно меньшей скоростью и при более высоких термодинамических параметрах.
В обстановке катагенеза большее значение в формировании изотопного и химического состава подземных вод приобретают процессы дегидратации глинистых и соляных минералов и деструкции органического вещества. Подробно эти процессы рассмотрены в предыдущих главах. Здесь отметим, что температура стимулирует дегидратацию, в то время как давление, вероятно, действует в противоположном направлении. Оттоку дегпдратационных вод препятствует также обстановка квазипзолированной системы [112]. Это приводит к смещению высвобождения прочносвязанных и кристаллизационных вод в область более жестких термобарических условий и соответственно растягивает указанный процесс во времени и пространстве. Значительные массы выделяющихся из порол прочно-связанных в структуре глинистых минералов вод, поступая в пласты-коллекторы, вызывают разбавление ссдиментогепных растворов и смещают изотопный состав по дейтерию в сторону снижения его концентрации и кислорода-18 в направлении увеличения концентрации последнего. Влияние кристал-
221
лизационых вод гипса на изотопный состав седиментогенных растворов, по-видимому, более сложное и может привести к изотопному сдвигу как в сторону возрастания содержания дейтерия и кпслорода-18 в растворах, так и в направлении снижения этих ингредиентов. Авторы полагают, что наблюдаемая в некоторых регионах обратная гидрохимическая зональность обязана своим происхождением в основном поступлению слабомннералпзовапных вод дегпдратацпоииого происхождения. Очевидно, обсуждаемая инверсия носит не случайный, аномальный характер, а проявляется в глобальном масштабе.
В катагенезе широкое распространение получают реакции изотопного обмена кислорода подземных вод с вмещающими породами. Наиболее интенсивно изотопный обмен протекает в водах, контактирующих с известняками, в меньшей степени — с доломитами и еще медленнее — с силикатсодержащими породами. По нашему мнению, важным условием протекания указанной реакции является обстановка затрудненного водообмена.
При рассмотрении формирования состава крепких рассолов необходимо остановиться на процессе перемещения высококонцентрированных растворов по разрезу. Некоторые авторы [24] придают струйному гравитационному сквозьпластовому опусканию тяжелых рассолов в подстилающие отложения планетарный характер. Но при анализе фактического материала по различным регионам мира видно, что крепкие рассолы в подсолсвых отложениях обнаружены в ограниченном числе бассейнов лишь в тех районах, где подсолевые отложения представлены проницаемыми породами. В тех же районах, где подсолевые отложения относятся к флюидо-упорам, крепкие и весьма крепкие рассолы либо совсем не вскрыты, либо выведены скважинами на локальных площадях. Не отрицая в целом протекания процесса струйного перемещения тяжелых концентрированных растворов в нижележащие отложения, отмстим, что этот процесс па стадии позднего диагенеза будет протекать лишь в тех регионах, где существуют благоприятные геологические условия. Очевидно, более распространенным явлением следует считать трансляцию рассолов по тектонически нарушенным зонам. В этом случае крепкие рассолы могут быть вскрыты как в под-, так и в надсолевых отложениях па локальных площадях, что и подтверждается фактическим материалом по различным бассейнам земного шара.
Подчеркиваем, что движение рассолов в контуре развития соленосной толщи может быть направлено как по латсрали, так и в вертикальном направлении (вверх и вниз) и контролироваться литологическими, тектоническими и другими факторами. В связи с этим трудно согласиться со взглядами сторонников эндогенной гипотезы происхождения растворов подземной гидросферы. Рассолы и соли ряда регионов (в том числе и Предкавказья) В. А. Кротова (1979 г.), применяя умозрительные построения, отпоет к объектам ювенильного происхождения. Авторы, применив комплекс гидрохимических, гидродинамических, изотопных и эксперт
222
ментальных исследований (глава 4), показали априорность этих воззрений и установили седпментогенпо-лптогеиетическую природу как твердых солей, так и сингенетичных им рассолов. Высокие значения концентрации микроэлементов, «аномальные» значения концентрации стабильных изотопов, наличие зоп СГПД ни в коей мере не свидетельствуют об ювенильном происхождении рассолов и наиболее обоснованно объясняются с точки зрения седпмеита-цпонно-литогенетической гипотезы.
В подземных условиях процессы выщелачивания играют большую роль в формировании химического и изотопного состава пластовых вод на всех стадиях литогенеза рассолов. Это обусловлено прежде всего высокой подвижностью и растворяющей способностью воды. Растворение может быть вызвано в подземной обстановке следующими основными процессами: поступлением в более глубокие части подземной гидросферы относительно слабомине-ралпзовапных вод метеорного генезиса; подтоком морских вод с нормальной минерализацией к отложениям, содержащим легкорастворимые соли; взаимодействием седиментационных вод in situ с твердым субстратом пород в результате погружения отложений и как следствие увеличения температуры и давления; подтоком к соляным породам вод дегидратации гипса.
До изучения изотопного состава подземных растворов исследователи не имели возможности выявить природу самого растворителя, поскольку определение генезиса подземных вод по химическому составу могло трактоваться неоднозначно. Известно, что изотопный состав (D и 18О) вод поверхностных водоемов и водотоков характеризуется значительным обеднением тяжелыми изотопами в сравнении с морскими и океаническими водами. Следовательно, изотопный состав вод инфильтрации должен характеризоваться относительно низкими значениями D и |8О, которые будут располагаться вблизи прямой Крейга. Диапазон колебаний в атмосферных осадках значений 6D и 618О довольно широк. Экспериментально установлено [128], что между б|8О и 6D в осадках и температурой воздуха (/а) существует корреляция, выражаемая эмпирическими уравнениями:
В>«о = 0,69Л-13,6 °/0о; (О
3D = 5,6/а - 100 °/оу. (2)
Отсюда
</В18ОДД = 0,7 °/00/°С;
dZD/dt = 5,6 °/00/°С.
На основании уравнений (1) и (2) корреляцию между концентрацией дейтерия и кислорода-18 в атмосферных осадках можно записать в общем виде: 6D = a618O+6. Теоретические разработки были подтверждены опытными данными, на основании коюрых дня северного полушария была построена вышеупомянутая пря-
223
мая Крейга. Зависимость содержания дейтерия и кислорода-18 в осадках атмосферы от температуры конденсации приводит к тому, что концентрация этих изотопов подвержена сезонным флюктуациям, достигая максимума в летний и минимума в зимний периоды. По тем же причинам в водах метеорного генезиса значения 6D и 6,8О уменьшаются с увеличением широты и абсолютных отметок местности (рис. 76). Следовательно, выяснение генезиса подземных вод с помощью масс-спектрометрии немыслимо без сведений по содержанию дейтерия и кислорода-18 в водах инфильтрации исследуемых регионов. Вероятно, следует различать воды современной и древней инфильтрации. Последние будут характеризоваться более высокой концентрацией кислорода-18, обусловленной изотопным обменом с вмещающими породами. Соотношения содержаний изотопов водорода как элемента более консервативного (нежели кислорода) к обменным процессам изменятся незначительно. Выше рассмотрен идеальный случай, когда инфильтрационные воды сохраняют свой первоначальный изотопный облик хотя бы по одному из указанных компонентов. Однако в природе такое происходит редко. Чаще же исследуемый подземный раствор является продуктом смешения вод различного генезиса. В таком случае ориентировочно можно подсчитать долю метеорного агента. При этом вводится допущение, что изотопный и химический состав вод Мирового океана существенно не изменялся начиная с палеозоя и до настоящего времени. И все же уверенная диагностика происхождения подземных вод только по изотопным показателям (без привлечения сведений по солевому составу), как правило, бывает затруднительна.
На нескольких характерных примерах рассмотрим возможные изотопные эффекты, которые могут иметь место при проникновении поверхностных вод в подземные горизонты. На рис. 76 нанесены данные по содержанию дейтерия и кислорода-18 в атмосферных осадках и метеорных водах континентов. Фигуративные точки располагаются вдоль прямой Крейга и на незначительном удалении от нее. Пунктирные линии, проведенные примерно па рав-. ном расстоянии (±1,5 °/оо) слева и справа от прямой Крейга, характеризуют, по нашему мнению, возможные отклонения концентрации D и 18О, которые, вероятно, вызваны причинами локального характера и погрешностями анализа. Поэтому попадание в выделенную область фигуративных точек подземных вод будет свидетельствовать (если этому не противоречат другие показатели) об их явно метеорном происхождении. Изотопный состав таких подземных вод, вероятно, остался практически неизменным. Это может быть обусловлено относительно небольшим временем (в ie-ологическом смысле) контактирования метеорной воды с породами, литологическим составом отложений и низкими термобарическими условиями взаимодействия в системе вода—порода. Примером ( см. рис. 76) могут служить подземные растворы Северною Кавказа, вскрытые на площадях с активным водообменом (пробы 13—16, 18, 19, 21—23). Интересно, что содержание дейтерия и
224
Рис. 76. Колебания 6D и б18О в природных водах.
1 — метеорные воды Кавказа (Горбуша и др., 1972); //— атмосферные
осадки и метеорные воды Предкавказья; III — подземные воды Предкавказья инфильтрационного и смешанного происхождения; IV—метеорные воды района оз. Солтон-Си [125]; V—подземные воды района оз. Солтоп-Си [125]; VI — атмосферные воды Лардсрслло; VII — термальные воды Лардс-релло; VIII — атмосферные воды Тосканы; IX — сероводородные воды Тосканы; X — рассолы хлоридпого натриевого состава Ангаро-Ленского бассейна; XI — воды первого альбского горизонта Южного Мангышлака; XII — воды оз. Байкал; XIII — изотопный состав рассолов впадин Красного моря; XIV—пресные воды района Красного моря; JVV— воды Красного моря, XVI — воды Мертвого моря; XVII — атмосферные-осадки и метеорные воды континентов северного полушария; 1— р. Хоста; 2— р. Чвсжипс; 3 — р. Вешенка; 4— р. Мзымта; 5 — р. Сочи; 6— р. Сочи (верхнее течение); 7 — оз. Рица; 8— оз. Глубокое; 9 —• вдхр Симферопольское; 10 — дождевые осадки (г. Грозный); // — дождевые осадки (г. Ростов-на-Дону); /2 — р. Чанты-Аргун; 13 — Гойтинскис источники; 14, 15 — площадь Малгобск-Вознесенская: 16, 17 — площадь Старогрозненская; 18, 19 — площадь Октябрьская; 20 — площадь Гойт-Корт; 21—площадь Тахта-Кугультинская; 22 — площадь За-падно-Бсйсугская; 23 — площадь Северо-Расшеватская, 24 — площадь Совхозная; 25 — площадь Курган-Амурская; 26 — площадь Прасковейская; 27 — площадь Гунделсновская; 28 — площадь Черкесская; 29 — оз. Мид; 30 — источник у подножья Шоколадных гор к востоку от оз. Солтон-Сп (17 °C); 31 — воды грязевого вулкана на восточном побережье оз. Солтон-Си (39 °C); 32 — воды из 300-метровой старой скважины, использовавшейся для добычи углекислоты (42 °C); 33— рассол и пар из глубокой геотермальной скважины WGS; ~ 34, 35 — оз. Солтон-Сп; 36 — рассол из глубокой геотермальной скважины ПД-1 О 300 °C); 37 — атмосс] ерные воды Лардсрслло [130]; 38 — термальные воды Лардсрслло [130]; 39 — атмосферные воды Тосканы [130]; 40 — сероводородные воды Тосканы [130]; '// — рассолы хлоридного натриевого состава Ангаро-Ленского бассейна [32], 42 — воды первого альбского
горизонта Южного Мангышлака [32], 43 — воды оз. Байкал (Е. В. Пиипе-кер, 1977 г.); 44 — изотопный состав рассолов впадин Красного моря [56]; 45 — пресные воды района Красного моря [56]; 46 — воды Красного моря [56]; 47 — воды Мертвого моря; 48 — атмосферные осадки и ме|сорные воды континентов Северного полушария [122].
кислорода-18 в пробах 22 и 23 ниже, чем в метеорных водах соответствующего региона, что, возможно, связано с поступлением талых ледниковых вод. В указанном диапазоне локализуются также некоторые фигуративные точки проб сероводородных вод Тосканы и рассолов хлоридно-натрневого состава Ангаро-Ленского артезианского бассейна. Смещение фигуративных точек подземных вод вправо от прямой Крейга (Северный Кавказ, пробы 24—28 и часть проб хлоридно-натриевых рассолов Ангаро-Ленского артезианского бассейна, первого альбского водоносного горизонта Южного Мангышлака, термальных вод Лардерелло) объясняется проявлением эффекта кислородного сдвига, влево (Северный Кавказ, проба 20 и часть проб сероводородных вод Тосканы) — изотопным обменом между водой и углекислым газом.
При движении вод инфильтрации от поверхности земли к ее глубоким горизонтам происходит взаимодействие растворов с ионно-солевым комплексом пород (по А. И. Бунееву). Перевод вещества из твердого субстрата в раствор происходит путем гидролиза, выщелачивания (растворения), катионного обмена, диффузии. По мнению многих исследователей, четкую грань между выщелачиванием и растворением установить нельзя, в связи с чем пс будем разделять эти понятия.
Остановимся более подробно иа анализе рассолов выщелачивания соленосиых отложений. Эти рассолы являются предметом нашего пристального внимания, так как в своем солевом составе содержат своеобразные «метки», свидетельствующие о взаимодействии флюидов с эвапоритами. Последнее обстоятельство позволило разработать достаточно надежные критерии для однозначной диагностики происхождения рассолов выщелачивания [14]. По апробированной выше методике нами изучен механизм формирования химического и изотопного состава рассолов выщелачивания па примере нескольких древних солеродных бассейнов земного шара и современного рассолообразоваиия в геотермальной системе Красного моря.
Для анализа было взято несколько типичных проб предположительно рассолов выщелачивания из каждого солеиосного района. На объединенной диаграмме химических типов вод (рис. 77) фигуративные точки рассолов локализуются вблизи сторон NaCl— СаС12 и NaCl—MgCl2 треугольника хлоридиого типа. На графиках отношений эЫа/эС1, эМд*/эС1, Вг- 103/С1, К- 103/С1, К/Вг фигуративные точки хлоридно-натриевых рассолов Ангаро-Ленского, Иркутского, Припятского, Средне-Азиатского, Прсдкавказского бассейнов и графства Харрис ложатся, как и экспериментальные рассо-• лы, в область, характерную для растворов выщелачивания. Исключение представляет фигуративная точка иа графике отношения ВгХ X103/С1, которая соответствует рассолу, отобранному в Припятском бассейне. Увеличение содержания брома здесь может быть связано с иными процессами, например с термодеструкцией органического вещества и последующим переходом элемента в раствор. По составу рассолов выщелачивания можно судить о минералогическом
226
Рис. 77. Гидрохимическая матрица рассолов выщелачивания.
1 — Ангаро-Ленский бассейн; 2 — впадина Красного моря; 3 — геотермальная система Солтоп-Си; 4 — Припятский бассейн; 5 — графство Харрис, США;
6 — Среднеазиатский бассейн; 7 — Предкавказский бассейн; 8 — экспериментальные рассолы выщелачивания.
составе подвергшихся растворению соляных отложений. Так, на графике отношения К- 103/С1 (см. рис. 77) две точки (соответственно для Припятского и Среднеазиатского бассейнов) располагаются в области, относительно обогащенной калием, что свидетельствует о протекании процессов выщелачивания калийных солей. По локализации фигуративных точек на графике коэффициентов эЫа/эС1 можно сделать заключение о растворении каменной соли. Установив факт выщелачивания, необходимо разобраться в природе растворителя. Это нетрудно сделать с помощью двух графиков, если имеются данные по содержанию стабильных изотопов водорода и кислорода. Формирование рассолов хлорпдно-патрневого состава (пробы 41, 42) происходило путем растворения отложений каменной соли водами метеорного генезиса. Нередко проникновение вод метеорного генезиса к эвапоритам сопровождается не только их выщелачиванием (проба 27), по и смешением (проба 24—27) с седиментогснпымп растворами (см. рис. 77). Естественно, что дешифрирование смесей, даже если имеются данные по изотопному и химическому составу, представляет собой большую сложность. Неменьшую трудность в определении природы растворителя составляет и тот случай, когда им является морская вода нормальной солености.
Доказательством реальности процессов выщелачивания морскими водами эвапоритов в прошлые эпохи может служить современное рассолообразовапис в геотермальной системе Красного моря. В настоящее время известны три впадины, на дне которых имеются концентрированные растворы — Атлантис II, Дискавери, Чейн [119]. Рапсе было предложено несколько гипотез, объясняющих происхождение минерализованных вод:
1) концентрирование нормальных вод Красного моря [141];
2) растворение каменной соли погребенными водами [141] пли водами дегидратации гипса [136];
3) растворение эвапоритов под действием погружающихся в районе Аденского залива красноморскпх вод [125];
4) выщелачивание галита под действием погружающейся на флангах активной зоны рифта нормальной красноморской воды и затем последующее взаимодействие образовавшихся таким способом рассолов с осадками при стимулирующей роли геотермического тепла [149];
5) формирование рассолов путем разбавления седиментационных вод (сингенетичных с солеродным бассейном) метсогснными водами, поступающими с окраинных материковых частей Красного моря [43].
Рассмотрим генезис рассолов с помощью гидрохимической матрицы. Фигуративные точки состава рассолов впадин Атлап-тис II и Дискавери располагаются на графиках sNa/aCI, aMgVay > Вг-103/С1 и других отношений (см. рис. 77) в областях, характерных для рассолов выщелачивания. На объединенной диаграмме химических типов вод фигуративные точки ложатся в ipeyiojn» нике хлоридного типа вблизи сторон NaCl—СаС1г и NaCl —MgC 2-
228
Несколько иное положение па графиках занимает фигуративная точка рассола впадины Чени. Скорее всего, это результат воздействия процесса выщелачивания эвапоритов и последующего разбавления рассола красноморскпмп водами.
Из изложенного выше совершенно очевидно, что термальные рассолы сформировались путем выщелачивания каменной соли, а не путем эвапоритпзацип нормальной красноморской воды пли разбавления седиментационных вод солеродного бассейна. Дискутируемым, вероятно, может быть только положение о природе растворителя. Это могут быть погребенные пли современные красно-морские, «ювенильные» и инфильтрационные воды, наконец, воды дегидратации гипса.
Крейг [56], основываясь на близости изотопного состава дейтерия и кислорода-18 и содержаний аргона и микроэлементов термальных минерализованных вод и нормальной воды Красного моря (табл. 22), считает, что растворителем была относительно
Таблица 22
Изотопный состав воды в рассолах Красного моря [56]
Место опробования oD>%0 «”0, »/«,
Впадина Дискавери 7,6 1,22
Станция 5580 во впадине Дискавери 7,3 1,22
Впадина Атлантис II 7,1 1,18
Станция 544 во впадине Атлантис II 7,6 —
Пресные воды —13,2 —2,9
теплая блпзповерхностиая морская вода. По той же причине им отклоняется возможность участия в этом процессе «ювенильных» вод, инфильтрогенных вод и вод дегидратации гипса. Несколько иные данные по изотопному составу дейтерия и кислорода-18 приведены в табл. 23 [43]. Это дало основание С. А. Брусиловскому
Таблица 23
Содержание 6D и 6|8О в иловых рассолах, %о от SMOW [43]
6D о'Ю Впадина Атлантис И Впадина Кебрит, Станция 2 Красное морс
Станция 26 Станция 6
+2,0...-26,0 —15,0...—30,0 + 1.2...-2.7 —7,0...—27,0 + 1,6...—1,9 — 1,0...+ Ю,о +0,5... +2,9
и другим исследователям предположить участие инфильтрогеппой составляющей в образовании рассолов. По данным Крейга [56], изотопный состав пресных вод региона характеризуется следующими значениями дейтерия и кислорода-18: 13,2 и —2,9 %0 (см. рис. 76). Получается, что содержание дейтерия ниже в иловых
229
рассолах, чем в поверхностных водах. Таким образом, если увеличение количества кислорода-18 в иловых рассолах по отношению к вероятным водам инфильтрации может быть интерпретировано как проявление эффекта «кислородного сдвига», то падение концентрации дейтерия не находит объяснения с позиций этой гипотезы. На наш взгляд, результаты, полученные Брусиловским с соавторами, в большей степени подтверждают предположение [136] о возможности участия вод дегидратации гипса в формировании рассолов.
Как показано нами [112] и Софером [146], изотопный состав водорода и кислорода кристаллизационной воды гипса может колебаться по разрезу соленосной формации в широких пределах в зависимости от условий формирования в бассейнах седиментации и его последующей трансформации. При дегидратации гипса высвобождающиеся воды могли осуществлять локальное растворение каменной соли и в различных соотношениях смешиваться с морскими рассолами выщелачивания. Это могло быть одной из причин снижения концентрации тяжелых изотопов водорода и кислорода в иловых рассолах по отношению к красиоморским и метеорным (только по дейтерию) водам. Наконец, некоторое уменьшение содержания дейтерия в иловых рассолах, возможно, произошло за счет обмена его с глинистыми минералами.
Представляется, что схема происхождения краспоморских рассолов, предложенная Крейгом и Уайтом с добавлениями Каплана с соавторами, выглядит в настоящее время наиболее аргументированной. Чрезвычайно интересным является эффект растворения седиментационными водами (in situ) материнских отложений вследствие увеличения температуры и давления. Е. В. Посохов [88], основываясь на экспериментальных исследованиях В. И. Манихина, полагает, что в глубоких частях гидросферы растворению ангидрита благоприятствует геостатичсскос давление. Повышение температуры способствует переходу в раствор легкорастворимых солей (КС1, NaCl), что приводит к обогащению рассолов указанными ингредиентами. Процесс, вероятно, носит глобальный характер. Наиболее четко он установлен на Северном Кавказе (см. раздел 4.2).
Диагностика факта выщелачивания соляных отложений маточными рассолами не проста. В качестве примера рассмотрим генезис широко известного рассола Солтои-Си. Согласно общепризнанной концепции Крейга [125], которая вытеснила «ювенильную» гипотезу Уайта, образование рассолов связывается с растворением местными поверхностными водами соленосных пород. Действительно, как изотопные данные (см. рис. 76), так и гидрохимические коэффициенты (см. рис. 77) вроде бы подтверждают гипотезу Крейга. Так, фигуративная точка генетического коэффициент эМа/эС! смещена вправо от экспериментальной кривой. На графиках отношений эМц*/эС1 и Вг- 103/С1 фигуративные точки ложился ниже соответствующих кривых. Значения же отношений Вг/К и К-Ю3/С1 сильно завышены. Таким образом, налицо проявление
230
эффекта выщелачивания хлоридов натрия и калия, поскольку столь сильное обогащение этими солями (особенно по КС1) не может быть достигнуто обычным концентрированием морской воды в бассейне галогенеза. Относительное возрастание доли хлорида калия в рассоле по сравнению с хлоридом натрия, по-видимому, связано с его более значительной растворимостью в условиях высокой температуры (340 °C). Не вызывает сомнения также и объяснение Крейгом факта увеличения концентрации кислорода-18 (см. рис. 76) в рассоле по отношению к поверхностным водам. И все же, несмотря на наличие, казалось бы, таких убедительных аргументов, в этой гипотезе существуют неясные вопросы, попытка разрешить которые заставила пас несколько усомниться в абсолютной правильности построений Крейга. Гипотезе выщелачивания эвапоритов метеорными водами противоречит химический состав рассолов Солтон-Си. На объединенной диаграмме химических типов вод (см. рис. 77) фигуративная точка рассола попадает в заштрихованную область треугольника хлоридного типа. Как было показано ранее, здесь локализуются в основном фигуративные точки метаморфизованных в прямом направлении (по схеме Mg^+Ca^^Cap-1 4-Mgnt) рассолов морского происхождения. Нельзя исключить, конечно, вероятности появления некоторого количества Са2+ по схеме 2Na%+Cap+^Ca2+p-|-2Narl,'J, однако ранее отмечено, что эта реакция имеет подчиненное значение и, следовательно, не может привести к столь большей концентрации ионов кальция (40 °/00) в растворе. Содержание рубидия, цезия, стронция составляет соответственно 214, 25, 948 мг/л. Эти значения слишком высоки для рассолов выщелачивания. По нашим расчетам, такие значения концентрации редких элементов могут быть обнаружены в рассолах Северного Кавказа па глубине 9—10 км (при среднем температурном градиенте 3,5 °C). Гипотезе седиментогенного происхождения рассолов, казалось бы, могут противоречить низкое содержание дейтерия и брома, а также повышенная концентрация хлорида натрия и калия. Первое замечание отводится, если предположить, что рассол Солтон-Си является реликтом маточной рапы конечной стадии сгущения солеродного бассейна и, следовательно, его изотопный состав может иметь отрицательные значения — вплоть до значений, характерных для метеорных вод района. Не является также бесспорным доказательство протекания процессов выщелачивания метеорными водами и незначительная концентрация брома в исследованном рассоле, поскольку подобные факты зафиксированы нс только в рассолах выщелачивания, но и в типично седиментогенных верхне-юрских рассолах Северного Кавказа [105] и включениях рассолов из галита пермской формации Саладо [148].
Пониженная концентрация брома обнаружена и во вмещающих рассолы твердых фазах. По нашему мнению, дефицит брома в отложениях может быть связан с обеднснностыо этим элементом вод отдельных древних бассейнов соленакопления, в которых пропс-
231
ходило осаждение галогенных минералов. Наконец, высокая концентрация хлорида натрия и калия (особенно КС1) может быть следствием взаимодействия между погребенным рассолом и легко-растворимыми солями при изменении термобарических условий среды. Таким образом, рассол Солтон-Си можно трактовать как типично ссдимептогепный, трансформированный in situ по изотопному (только кислороду) и химическому составу раствор.
Предполагается, что воды дегидратации гипса слабо минерализованы. Поэтому их высвобождение из связанного состояния в свободное должно приводить к интенсивному выщелачиванию легкорастворимых минералов. Выделение доли участия кристаллизационных вод в указанном процессе пока не представляется возможным, по мы полагаем, что такой процесс в природе имеет место. В разделе 4.1 показано, что процесс полной дегидратации гипсопосных отложений не заканчивается на первых сотнях метров, а продолжается и в более глубоких частях подземной гидросферы, т. е. растянут во времени и пространстве. В связи с этим надо полагать, что участие кристаллизационных вод гипса в преобразовании облика подземных рассолов имеет место и на стадии катагенеза.
В заключение следует отметить, что главным источником солевого состава рапы основной массы крепких и весьма крепких рассолов подземной гидросферы, по нашему мнению, всегда служил Мировой океан.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В основе настоящей монографии лежат материалы многочисленных экспериментальных и полевых исследований, выполненных авторами в Предкавказье. В широком масштабе привлекался обработанный по единой методике компелятивный материал по различным солеродным бассейнам земного шара. Главное внимание было уделено вопросам преобразования солевого и изотопного состава содержащихся в породах в различных энергетических состояниях подземных флюидов. В соответствии с изложенными в книге представлениями, источником седиментационных подземных вод и рассолов являлась океаническая вода, которая, попадая в условия эпиконтинентальных морских бассейнов, под действием солнечных лучей начинала испаряться. По-
скольку океаническая вода, вероятно, с палеозоя и до настоящего времени имела сульфатный тип хлормагппсвый подтип [1, 12, 19], то в процессе галогенеза морские воды претерпевали метаморфизацию в прямом направлении, выражавшуюся в постепенной потере раствором ионов (в первую очередь HCOf, SOJ-, Са2+, па более поздних стадиях С1_ и Na+). Захоропяемая на различных стадиях испарения остаточная рапа эвапоритовых бассейнов дала начало широкому спектру (по минерализации и химическому составу) подземных рассолов. Характерной чертой этих рассолов было относительно высокое содержание попов Na+, Mg2+,' К+, С1~ микроэлементов (Вг, Sr, Rb, Cs) и других ингредиентов. Диапазоны концентрации химических элементов остаточной рапы на данном отрезке геологической жизни в основном согласуются с экс-
периментальными сведениями по испарению океанических и морских вод [14 и др.]. Существующие отклонения могут быть связаны со специфическими условиями накопления различных элементов и химических соединений в полузамкнутых солеродных
бассейнах прошлых эпох. Так, например, наряду с эвапоритовыми бассейнами с нормальным содержанием брома, очевидно, суще-
ствовали солеродные бассейны с пониженной концентрацией брома в рапе. Следует подчеркнуть, что эти отличия ни в коей мере не являются альтернативными по отношению к тезису о стабильности изотопного и химического состава вод Мирового океана в течение определенного отрезка геологического развития планеты. Важным
подтверждением правильности вышеуказанных воззрении служат -выполненные нами впервые исследования химического состава микровключений в диагенетическом галите мезозойских отложении Северного Кавказа. Об этом же свидетельствует изучение хнми-веского состава микровключений в соляных минералах как более мезозой) так и более молодого возраста [52, 87].
Древнего (чем
233
Достоверность информации по химическому составу включений в соляных минералах с целью реконструкции химического состава маточных рассолов была доказана ранее благодаря исследованию вакуолей в синтетических кристаллах. Авторы впервые экспериментально показали, что изотопный состав флюидов включений в момент захвата их твердым субстратом не претерпевает существенных изменений и, следовательно, отвечает истинным значениям концентрации дейтерия и кислорода-18 в первичной морской рапе. Результаты изучения распределения дейтерия в вакуолях кальцита, ангидрита и галита Северного Кавказа п данные по концентрации дейтерия и кислорода-18 в кристаллизационной воде и газово-жидких включениях соляных минералов других регионов [9, 78 и др.] позволили, во-первых, подтвердить существование в природе инверсионного механизма накопления стабильных изотопов на конечных стадиях галогенеза, а во-вторых, доказать, что рапа верхпеюрского солеродного эпиконтинентального бассейна могла быть в значительной степени обеднена дейтерием и кпслородом-18 ио отношению к питающим сто океаническим водам. Таким образом, как химический, так и изотопный состав флюидов включений однозначно свидетельствует о его близости к составу современных морских вод.
Выработка этого постулата способствовала формированию представлении о подземных рассолах как об эволюционирующих во времени и пространстве системах. Имеющееся различие в химическом составе подземных растворов и современных морских и океанических вод указывает па существование промежуточного этапа в процессе формирования талассогспиых вод. По нашему мнению, этим этапом является период преобразования погребенных седиментогепных вод и рассолов в процессе литогенеза. Пожалуй, в настоящее время никто из геологов ис сомневается в том, что осадочные породы прошли долгий путь трансформации с момента их формирования в бассейнах осадконакопления и до современного состояния. В то же время такой подвижный и химически активный агент, как подземная вода, рассматривается некоторыми исследователями в качестве консервативной субстанции. Как показано в монографии, уже па стадии раннего диагенеза в химическом и изотопном составе иловых вод наблюдаются некоторые изменения. Дальнейшее погружение осадков сопровождается ростом температуры и давления, которые стимулируют физико-химические процессы. Известно, что практически все основные реакции в природе происходят с участием воды. Поэтому логично предположить, что они оставляют след в изотопном составе молекул Н2О и в составе растворенных в воде химических веществ. Убедительным примером служит наличие в природе так называемого кислородного сдвига, вызванного обменом кислорода подземных вод на кислород известняков, доломитов и других пород. Указанная реакция особенно интенсивно протекает в жестких термобарических условиях катагенеза. В то же время дейтерий менее склонен к обменным процессам и его первичное содер*
234
жание в седиментационных растворах может быть изменено главным образом путем их смешения с водами другого генезиса.
Увеличение температуры и давления вызывает смещение физико-химического равновесия в системе вода—порода (осадок) и способствует мобилизации химических элементов. Ярким примером протекания указанного процесса служит реакция обмена Mg2+ (раствор) па Са2+ (порода), причем опа совершается не только в макросистемах (пластовый рассол — пласт—резервуар), по и в микросистемах (рассолы включений — твердый субстрат). В основном благодаря этой реакции в квазиизолированной обстановке глубоких частей гидросферы формируются хлоридпые подземные воды и рассолы с высоким содержанием иона Са2+. В отдельных бассейнах, характеризующихся наличием вулканогенно-осадочных толщ и жесткими термобарическими условиями, дополнительным источником кальция служит реакция взаимодействия натрия растворов с кальцийсодержащими силикатами. Наряду с увеличением содержания иона Са2+ в подземных водах и рассолах проявляется удивительная синхронность в увеличении концентрации некоторых редких и рассеянных элементов (Sr, Rb, Cs). Существование термодинамического порога еще раз свидетельствует о единстве процессов преобразования подземных вод, рассолов, пород и тесной генетической связи нахождения указанных элементов в различных средах.
В заключение следует' отметить, что весь выполненный комплекс экспериментальных и теоретических исследований приводит авторов к обоснованию концепции сторонников седпментогеппой гипотезы происхождения основной массы подземных вод и рассолов гидросферы. Современный изотопный и химический состав седи-ментогенпых вод и рассолов есть результат его длительной эволюции в процессе геологического развития отдельных регионов земного шара.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алехин О. А. Химия оксана.— Л.: Гидрометеоиздат, 1966. — 248 с.
2. Б а з а р о в Л. Ш., Мото р и н а 14. В. Изучение включений в минералах методом замораживания. — В ки.: Проблемы петрологии и генетической минералогии. ЛЕ, 1970, с. 50—56.
3. Балашов Л. С., Павленко Г. К., Филин А. С. Особенности геохимии редкометалльных вод Терско-Супжепского района Восточного Предкавказья.—Труды ВСЕГПИГЕО, 1974, вып. 84, с. 27—37.
4. Бариев О. Б. Исследование гидродинамических водонапорных спетом в связи с их нефтегазоносностью (на примере мезозоя Предкавказья): Авгореф. дне. на сопск. учен. степ. капд. геол.-минер, паук. Ростов н/Д, 1975. — 22 с.
5. Б е т е х т и н А. Г. Курс минералогии. — ЛЕ: Изд-во Геологической литературы, 1951. — 542 с.
6. Б лощи цы п П. И., Воробьева К. II., К а л а ш и е в а И. В. Гидрогеологические условия нефтеносности юрских отложений юго-восточной части Ставропольского края. — Труды СевКавНИПИиефть, 1980, вып. 33, с. НО—113.
7. Бойко Т. Ф. Распределение редких элементов в галогенных отложениях. — ДАИ СССР, 1966, т. 171, № 2, с. 457—460.
8. Бойко Т. Ф. Металлоносность поверхностных вод и рассолов. — ЛЕ: Наука, 1969.— 120 с.
9. Борщевский 10. А., Христианов В. К. Изотопный состав кристаллизационной воды соляных минералов.— Геохимия, 1965, № 7, с. 844—850.
10. Бурков В. В., Подпор и на Е. К. Стронций. Минералогия, геохимия и главные типы месторождений. — Труды Пи-та минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов АП СССР. — ЛЕ: Изд-во АП СССР, 1962.— 180 с.
11. Валяшко М. Г. Закономерности формирования месторождении солей.— М.; Изд-во МГУ, 1962. — 398 с.
12. Валяшко ЛЕ Г. Эволюция химического состава воды океана. — В кн.: История Мирового оксана. — ЛЕ, 1971, с. 97—104.
13. Валяшко ЛЕ Г., Власова И. К. Устойчивость солей магния в растворах морского происхождения и ее геохимическое значение. — Вестник МГУ, 1975, № 4, с. 16—27.
14. Валяшко М. Г., Жеребцова И. К., Садыков Л. 3. Геохимические методы поисков месторождений калийных солей. — М.: Изд-во МГУ, I960. —74 с.
15. Вариации изотопных отношений D/Н в растворах газово-жидких включений минералов осадочных пород/А. ЛЕ Никаноров, М. Ш. Кавиладзе, ЛЕ Г. Тарасов и др. — В кн.: Тез. докл. VIII Всесоюз. симпоз. по стабильным изотопам в геохимии. ЛЕ, 1980, с. 175—176.
16. Виноградов А. П. Под в морских илах. — ЛЕ: Изд-во АН ССС1 , 1939.— 16 с. — (Труды биогеохим. лаб. АН СССР. Т. 5).
17. Виноградов А. П. Рассеянные химические элементы в подземных водах разного происхождения (о значении коэффициентов пропорциональности).— Труды Лаб. гидрогеол. проблем АН СССР, 1948, т. 1, с. 25 36.
18. Виноградов А. П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных пород земной коры. — Геохимия, 1962, лл 7, с. 555—571. Qr7
19. Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. — М.: Паука, и * — 213 с.
20. Власова Л. С., Брезгунов В. С. Формирование изотопного состава водорода и кислорода рассолов в природных условиях на основе модельных расчетов. — В кн.: Изотопия природных вод. М-, 1978, с 11J—13J.
21. Гегузин Я. Е. Очерки о диффузии в кристаллах. — М.: Наука, 1J/1). 253 с.
22. Г е г у з и л Я- Е., Кривоглаз М. А. Движение микроскопических включений в твердых телах. — М.: Металлургия, 1971. — 344 с.
23. Генезис и условия формирования глубинных рассолов по данным изотопного состава пластовых вод и вод включений/Л. М. Никаноров, М. Ш. Ка-впладзе, М. Г. Тарасов и др. — В кн.: .Термобарогеохимия и рудогенез: Тез. докл. VI Всесоюз. совет, по термобарогеохимии. Владивосток, 1978, с. 39—41.
24. Геохимия и генезис рассолов Иркутского амфитеатра/М. Г. Валяшко, А. И. Поливанова, Б. И. Мсттих и др. — М.: Наука, 1965.— 159 с.
25. Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Т. 1. Геохимия редких элементов. — М.: Наука, 1964.— 688 с.
26. Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений Центрального и Восточного Предкавказья/Под ред. А. М. Никанорова и М. В. Мирошникова, в связи с АВПД. — Труды СсвКавНИПИнефть. 1976, вып. 3, с. 62—67.
27. Глубинные рассолы мезозойских отложений Предкавказья/В. С. Деревягин, А. М. Никаноров, В. И. Седлецкпй и др. — Известия АН СССР. Сер. геол., № 4, 1980, с. 131—144.
28. Гольдберг Е. Д. Геохимия моря. — В кн.: Геохимия литогенеза. М., 1963, с. 51—57.
29. Гудок Н. С., Блощпцын И. И. О некоторых петрофизических характеристиках пород верхней юры Марьинской площади Ставропольского края в связи с АВДП. — Труды СевКазНИПИнефть. 1976, вып. 3, с. 62—67.
30. Гуревич А. Е., Капченко Л. II., Кругликов Н. М. Теоретические основы нефтяной гидрогеологии. — Л.: Недра, 1972. — 272 с.
31. Гуцало Л. К. О закономерностях и факторах, определяющих изменение изотопного состава рассолов в процессе испарения (в связи с критериями генезиса подземных рассолов). — Геохимия, 1980, № 11, с. 1734—1746.
32. Дейтерий и кислород-18 в глубинных рассолах Восточого Предкав-казья/А. М. Никаноров, А. В. Якубовский, М. Г. Тарасов и др. — В кн.: Тез. докл. VII Всесоюз. симпоз. по стабильным изотопам в геохимии. М., 1978, с. 75.
33. Дейтерий и кислород-18 в подземных водах (масс-спсктрометрическпс исследования)/10. В. Селецкий, В. А. Поляков, А. В. Якубовский и др. — М.: Недра, 1973.— 144 с.
34. Добрецова Л. И. Определение солевого состава жидких включений методом криометрии. — Минералогическая термометрия и барометрия, 1968, т. 2, с. 64—68.
35. Ермаков Н. П. Геохимические системы включений в минералах.— М.: Недра, 1972. — 175 с.
36. Жеребцова И. К. О роли процесса испарения в накоплении микроэлементов в рассолах морского генезиса. — В кн.: Проблемы теоретической и региональной гидрогеохимии. М., 1979, с. 55—59. '
37. Зайцев И. К. Анализ основных гипотез формирования соленых и рассольных вод в свете новейших данных. — Советская геология, 1968, № 1, с. 57—
67.
• 38. Зайцев И. К., Толстихин И. И. Закономерности распространения и формирования минеральных подземных вод. — М.: Недра 1972. — 278 с.
39 . Западное П р е д к а в к а з ь е/Д. И. Рогожин, В. Н. Матвиенко, В. С. Котов и др. — Труды СевКавНИИгаза, 1973, № 6, с. 9—41.
40 . Иванов А. Г. Состав галопелитов как геохимический индикатор глубины развития процесса галогенеза: Автореф. дис. на соиск. учен. степ. капд. геол.-минер, паук. М., 1980. — 20 с.
41 Изменение изотопного состава водорода и кислорода морских рассолов в процессе галогенеза по экспериментальным даниым/М. Г. Валяшко, В. Е Ветштейн И. К. Жеребцова и др.— В кн.: Проблемы соленакоплеиия. Т. 1. Новосибирск, 1977, с. 120 124.
42 И з о т о п и о - х и м и ч с с к а я характеристика вод древных бас-сеймов’ седиментации по данным изучения флюидных включеиий/А. М. Никаноров, М. Ш. Кавиладзе, 10. А. Федоров п ДР--В кн.: Тез. докл. Всесоюз. сим-поз. «Изотопы в гидросфере». М., 1981, с. 70 72.
и Q П Т П И и ы и состав иловых растворов Красного моря/С. А. Брусиловский Ю Н Г пекий. В- А. Поляков и др.-В кн.: Тез. докл. VIII Всесоюз. ловскии, IO. Н. 1 } Ри ' геохимии. М., 1980, с. 213-214.
СИМПОЗ. ПО стабильным ИЗОШПЧИ
237
44. Капченко Л. Н. О формировании минеральных вод типа «Лугела» — «Окуми».— Геохимия, 1966, № 7, с. 878—882.
45. Капченко Л. Н. Связь нефти, рассолов и соли в земной коре. — Л.: Недра, 1974.— 184 с.
46. Капченко Л. Н. Преобразование ионно-солевого состава подземных вод нефтегазоносных бассейнов при дегидратации монтмориллонита. — Геология нефти и газа, 1978, № 7, с. 57—60.
47. Карцев А. А Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений.— М.: Недра, 1972. — 280 с.
48. Карцев А. А., Ваги и С. Б. О роли межслоевых вод глинистых минералов в формировании подземных вод. — Известия вузов. Геология и разведка, 1973, № 3, с. 64—66.
49. К вопросу о генезисе и условиях формирования подземных вод Северо-Восточного Кавказа по данным изотопного состава водорода и кислорода /А. М. Никаноров, В. Е. Ветштейи, М. Г. Тарасов и др. — Известия СКНЦВШ. Естественные пауки, 1978, № 3, с. 69—73.
50. Кисси и И. Г. Восточно-Кубанский артезианский бассейн. — М.: 'Наука, 1964. — 240 с.
51. К неси и И. Г., Пахомов С. И. О влиянии повышенных температур на формирование ионного и газового состава глубинных хлоридиых натриево-кальциевых вод. — В ки.: Материалы науч, семинара по проблеме хлорндных кальциево-патриевых вод. М., 1968, с. 115—120.
52. Ков а лев и ч В. М. Физико-химические условия формирования солей Стебппковского калийного месторождения. — Киев; Наукова думка, 1978.—-98 с.
53. К о г а и Б. И., Названова В. А. Промышленное использование природных континентальных минерализованных вод.— Редкие элементы, 1974, вып. 10, с. 4—117.
54. Ко л о ди й В. В. Подземные воды нефтегазовых провинций и их роль в миграции и аккумуляции нефти (на примере юга СССР): Автореф. дне. па соиск. учен. степ, д-ра геол.-мииер. наук. Львов, 1978. — 50 с.
55. Кор ей нов 10. Ф. К вопросу о переходе иода и брома в подземные воды из органического вещества водовмещающих пород. — Труды ВСЕГИНГЕО, 1973, вып. 64, с. 144—149.
56. Крейг X. Геохимия и происхождение термальных рассолов Красного моря. — В ки.: Современное гидротермальное рудоотложение. М., 1974, с. 96— 140.
57. К р ю к о в П. А. Об изучении растворов, извлеченных методом отпрессо-вываиия из осадочных пород. — Труды Лаб. гидрогсол. проблем АН СССР, 1959, т. 16, с. 115—126.
58. Крюков П. А. Горные, почвенные и иловые растворы. — Новосибирск: Наука, 1971. —218 с.
59. Кудельскпй А. В. Гидрогеология, гидрогсохпмпя йода. — М.: Наука и техника, 1976. — 216 с.
60. Лебедев В. И. Основы энергетического анализа геохимических процессов.—Л.: Изд-во ЛГУ, 1957.— 342 с.
61. Леммлейн Г. Г. Морфология и генезис кристаллов. — М.: Недра, 1973. —327 с.
62. Манихин В. И. Влияние давления на равновесие в системах минералов мирабилит-тенардит и гипс-ангидрит: Автореф. дне. на соиск. учен. степ, капд. геол.-мииер. паук. Новочеркасск, 1967. — 24 с.
63. М е л и к - П а ш а е в В. С. Геологические причины аномально высоких пластовых давлений. — Советская геология, 1979, № 6, с. 9—18.
64. Методические рекомеи д а ц и и по геохимической оценке и картированию подземных рскометалльных вод/Сост. Л. С. Балашов, М. С. 1 а* лицын, Н. В. Ефремочкии. — М.: Изд. ВСЕГИНГЕО, 1977. — 87 с.
65. Мирошников М. В., Рыб ей ко В. И. Восточное Предкавказье. Труды СевКавПИИгаза, 1973, вып. 6, с. 76—121.
66. Некоторые аспекты формирования химического состава глубинных рассолов Северного Кавказа/А. М. Никаноров, М. Ш, Кавиладзе, М. Г.
238
Тарасов, 10. А. Федоров. — В кн.: Материалы XXVII Всссоюз. гндрохим. совет. Л., 1979, с. 8—9.
67. Некоторые особенности гидрогеологии триасовых отложений Восточного Предкавказья/М. С. Бурштар, А. Д. Бизпигасв, Д. А. Назаров и др. — Геология нефти и газа, 1973, № 11, с. 51—54.
68. II и к а пор ов А. М. Гидрогеология постплиоценовых и плиоценовых отложений Северного Кавказа: Авторсф. дне. иа соиск. учен. степ. канд. геол.-минер. наук. Баку, 1962.— 17 с.
69. Никаноров А. М. Исследование в области гидрогеологии нефтяных месторождений (па примере мезозоя Северо-Восточного Кавказа): Автореф. дне. на соиск. учен. степ, д-ра геол.-минср. паук. Баку, 1971. — 54 с.
70. Никаноров А. М. Методы нефтепромысловых гидрогеологических исследований.— М.: Недра, 1977. — 256 с.
71. Никаноров А. М., Волков В. И., Тарасов М. Г. Генезис крепких рассолов Предкавказья (по данным экспериментальных исследований).— Гидрохимические материалы, 1979, т. 76, с. 82—85.
72. Никаноров А. М., Волобуев Г. П., Б а р ц с в О. Б. Палсогидро-гсологнческие реконструкции нефтегазоносных бассейнов. — М.: Недра, 1975.— 192 с.
73. II и к а и о р о в А. М., Тарасов М. Г. Природа высоких концентраций йода в крепких рассолах Предкавказья. — Известия вузов. Геология и разведка, 1980, № 6, с. 91—96.
74. Никаноров А. М-, Тарасов М. Г., Волков В. Н. Гидрохимия и условия формирования подземных вод триасового комплекса Восточного Ставрополья. — Гидрохимические материалы, 1980, т. 68, с. 32—36.
75. Никаноров А. М., Тарасов М. Г., Подольский А. Д. О перспективах использования подземных вод мезозойских отложений Северного Кавказа в качестве гидромииералыюго сырья. — Гидрохимические материалы, 1979, т. 76, с. 76—81.
76. Никаноров А. М., Тарасов М. Г., Федоров 10. А. О происхождении и условиях формирования химического состава глубинных рассолов нефтегазоносных областей Северного Кавказа. — Гидрохимические материалы, 1979, т. 76, с. 54—64.
77. Никаноров А. М., Федоров 10. А., Кавиладзс М. Ш. Дейтерий газово-жидких включений каменной соли всрхнсюрскпх отложений Северо-Восточной части Кавказа. — Гидрохимические материалы, 1980, т. 77, с. 61—68.
78. Об изотопном составе водорода и кислорода жидких макро-и микровключепнй в солях/Л. К. Гуцало, В. Е. Вспитсйн, В. Г. Артсмчук, О. И. Петриченко. — В кн.: Тез. докл. VII Всссоюз. симпоз. но стабильным изотонам в геохимии. М., 1978, с. 151—153.
79. 0 6 и з о т о п п о - х и м и ч е с к о й аномалии опресненных вод нефтяных мссторождений/А. М. Никаноров, А. В. Якубовский, Л. II. Шалаев и др. — В кн.: Тез. докл. VIII Всссоюз. симпоз. по стабильным изотопам в геохимии. М., 1980, с. 224—226.
80. О мото X., Рай Р. О. Изотопный состав водорода и кислорода флюидных включений в минералах из месторождений Куроко, Япония. — В кн.: Стабильные изотопы и проблемы рудообразоваиия. М., 1977, с. 449—463.
81. Особенности изотопного состава водорода воды соляных минсра-лов/А. М. Никаноров, М. Ш. Кавиладзс, В. И. Манихин и др. — В кн.: Тез. докл. VIII Всссоюз. симпоз. по стабильным изотонам в геохимии. М., 1980, с .174— 175.
82. О формировании подземных вод малой минерализации, имеющих высокие концентрации дейтерия и кислорода-18/А. В. Якубовский, И. В. Исаев, В. А. Поляков. — В кн.: Тез. докл. VII Всссоюз. симпоз. по стабильным изотонам в геохимии. М.. 1978. с. 203—204.
83. П а в л с и к о Г. К. Распределение редких щелочных металлов в подземных водах Восточного Предкавказья. — Советская геология, 1979, № 12, с. 85-91.
81. Панченко А. С., Шумейко И. С. Центральное Предкавказье,— В кн.: Гидрогеология мезозойских отложений Северного Кавказа в связи с газоносностью. — Труды СсвКавПИИгаза, 1973, вып. 6, с. 42—75.
239
85. Па стушен к о Ю. Н. О происхождении хлор-кальциевых рассолов в вулканогенных отложениях средней юры южного склона Западного Кавказа.— Известия АН СССР. Сер. геология, 1966, № 10, с. 99—106.
86. Петриченко О. П. Мстодн доелшжения включеиь у мшералах га-логенних пор!д.— Кшв: Паукова думка, 1973. — 90 с.
87. Петриченко О. П. Атлас микровключений в минералах галогенных пород. — Киев: Паукова думка, 1977. — 184 с.
88. Посохов Е. В. Формирование хлорндных вод гидросферы. — Л.: Гидромстеоиздат, 1977. — 248 с.
89. Посохов Е. В. Химическая эволюция гидросферы. — Л.: Гидрометео-издат, 1981. — 286 с.
90. Природные изотопы гидросферы/В. И. Ферронский, В. Т. Ду-бпнчук, В. А. Поляков и др. — ДЕ: Недра, 1975. — 280 с.
91. Роеддср Э. Изучение флюидных включений: Пер. с англ. — Новосибирск: Наука, 1965.— 165 с.
92. Седлецкий В. И., Деревягин В. С. О распределении рубидия в соляных отложениях калиеносного бассейна Средней Азин.— Геохимия, 1970, № 9, с. 1125—1130.
93. С е д л е ц к и й В. И., Деревягин В. С., Омельченко Ю. В. Верх-пеюрскис солсносиые отложения Предкавказья. — ДАН СССР, 1975, т. 220, № 5, с. 1153—1154.
94. Селе цк пй 10. Б. Дегидратация глин как возможный фактор формирования изотопного состава глубоких подземных вод. — Водные ресурсы, 1978, № 3, с. 148—152.
95. С и а н и с я и Э. С. Применение метода изучения включений в породах и минералах водоносных комплексов для палеогидрохнмических конструкций: Автореф. дне. на соиск. учен. степ. капд. геол.-мииер. наук. ДЕ, 1977. — 25 с.
96. Смирнов С. И. Введение в изучение геохимической истории подземных вод седиментационных бассейнов. — М.: Недра, 1974. — 264 с.
97. С о з а и с к и й В. И. Геология и генезис соленосных образований.— Киев: Паукова думка, 1973.-—199 с.
98. Сойфер В. Н., Брезгунов В. С., Власова Л. С. Роль стабильных изотопов водорода в изучении геологических процессов. — Геохимия, 1967, № 5, с. 599—606.
99. С п р а в о ч и и к экспериментальных данных по растворимости солевых систем. Т. 3. Двухкомпонентпые системы. Элементы I группы и их соединения.— Л.: Госхпмиздат, 1961, с. 1276—2226.
100. Страхов Н. ДЕ, 3 а л м а н з о и Э. С. О содержании и формах органического вещества в осадках нижнепермской соленой лагуны Башкирского Приуралья. —ДАН СССР, 1944, т. 45, № 8, с. 358—361.
101. Страхов Н. ДЕ Основы теории литогенеза. Т. 3. — М.: Изд-во АН СССР, 1962. —550 с.
102. Тарасов ДЕ Г. Вопросы происхождения и формирования подземных вод мезокайиозойских отложений Предкавказья по данным изотопного состава водорода и кислорода. — В ки.: ^Материалы геологического изучения земной коры Белоруссии. Минск, 1978, с. 62—63.
103. Тарасов ДЕ Г. Комплексированис новейших методов исследований с целью определения генезиса и процессов формирования подземных вод. В ки.: Тез. докл. IV территориальной геологической конференции молодых ученых и специалистов в г. Ростове-иа-Доиу. Ростов и/Д, 1978, с. 45 47.
104. Тарасов ДЕ Г. Оценка перспектив калиеносиости верхнсюрскон галогенной формации Восточного Предкавказья по гидрогеохимическим данным.
В кн.: Материалы 6-й конф, молодых ученых. Геохимия и полезные ископаемые. М., 1979, с. 203—213.
105. Т а р а с о в ДЕ Г. Геохимия глубинных рассолов мезозойских отложении Предкавказья: Автореф. дне. на соиск. учен. степ. капд. геол.-мииер. наук. Ростов н/Д, 1980. — 24 с.
106. Тарасов М. Г. Геохимия и генезис крепких рассолов Предкавказья.— В ки.: Материалы 7-й конф, молодых ученых. Геохимия и полезные ископаемые. ДЕ, 1980, с. 217—226.
240
107. Тарасов М. Г. Распределение дейтерия и кислорода-18 в природных водах Северо-Восточного Кавказа. — Гидрохимические материалы, 1980, т. 68, с. 66—71.
108. Тарасов ЛГ Г. Определение генезиса глубокозалегающих опресненных вод по данным изотопных исследований. — В ки.: Тез. докл. Всесоюз. симпоз. «Изотопы в гидросфере». М., 1981, с. 141—143.
109. Тейлор X. П. Применение изотопии кислорода и водорода к про-' блемам гидротермального изменения водовмещающих пород и рудообразова-ния. — В кн.: Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. М., 1976, с. 213—298.
ПО. Федоров 10. А. О результатах изучения дейтерия в растворах газово-жидких включений галогенных минералов Северо-Восточного Кавказа.— В кн.: Труды I науч. конф, молодых ученых и специалистов геолого-географического факультета РГУ. Сер. «Проблемы геологии и рационального природопользования». Ростов н/Д, 1979, с. 30—37.
111. Федоров Ю. А. Преобразование эвапоритов и рассолов в зоне катагенеза (на примере нефтегазоносной провинции Северного Кавказа). В кн.: Материалы VII науч. конф, молодых ученых МГУ. Сер. «Геохимия и полезные ископаемые». М., 1980, с. 40—48.
112. Федоров 10. А. Геохимия солей, рассолов, органического вещества и углеводородов верхнеюрских эвапоритовых отложений Северного Кавказа: Автореф. дис. на соиск. учен. степ. канд. геол.-минер, наук. Ростов и/Д, 1981.— 24 с.
113. Федоров Ю. А., Г а л ь ч и к о в В. В., Д о н ц о в а Т. К- Исследование водной фазы галогенных минералов Северного Кавказа .— В кн.: Материалы VI науч. конф, молодых ученых МГУ. Сер. «Геохимия и полезные ископаемые». Деп. в ВИНИТИ. 21.8.79. № 3132, с. 237—246.
114. Ферсман А. Е. Геохимия. Т. 1. —Л.: Госхпмиздат, 1933.—328 с.
115. Фертль У. X. Аномальные пластовые давления. — М.: Недра, 1980.— 398 с.
116. Шалаев Л. Н. Вопросы методики и практики гидрохимических исследований при разведке и разработке нефтяных месторождений: Автореф. дис. на соиск. учен. степ. канд. геол.-минер, наук. М., 1973. — 22 с.
117. Шишкина О. В. Геохимия морских и океанических вод. — М.: Наука, 1972. — 228 с.
118. Щербаков А. В. Геохимия термальных вод. — М.: Наука, 1968.— 234 с.
119. Эмери К-, Хант Дж., Хейс Э. Общий обзор проблемы термальных рассолов и рудных осадков Красного моря. — В кн.: Современное гидротермальное рудоотложение. М., 1974, с. 7—25.
120. Burst J. F. Post-cliagenetic clay mineral environmental relationships in the Gulf Coast Eocene. — Clays Clay Miner., 1959, p. 327—341.
121. Clayton R. N. Oxygen isotopic fractionation between calcium carbonate and water.— J. Chem. Phys., 1961, vol. 34, p. 724—72Б.
122. Craig H. Isotopic variations in meteoric waters. — Science, 1961, vol. 133, p. 1702—1703.
123. Craig H. Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in natural waters.—Science, 1961, vol. 133, p. 1833—1834.
124. Craig H. The isotopic geochemistry of water and carbon in geothermal areas.— In: Nuclear Geology on Geothermal Areas. Spoleto, 1963, p. 17—53.
125. Craig II. Isotopic composition and origin of the Red Sea and Salton Sea geothermal brines. — Science, 1966, vol. 154, p. 1544—1548.
126. Craig Н.» Gordon L. Deuterium and ohygen-18 variations in the ocean and the marine atmosphere. — In: Stable isotopes in oceanographic studies and paleotemperatures. Spoleto, 1965, p. 9—130.
127. Craig H., Gordon L., II о rib e G. Isotopic exchange effects in the evaporation of water. 1. Low-temperature experimental results. — J. Geophys. Res., 1963, vol. 68, p. 5079—5087.
128. D a n s g a a r d W. Stable isotopes in precipitation. — Tellus, 1964, vol. 19, p. 435—463.
241
129. Epstein S., Mayeda T. Variation on 0-18 content of waters from natural sources. — Gcochim. et Cosmochim. Acta, 1953, vol. 4, p. 213—214.
130. Ferrara G. C., Gonfiantini R., Panichi C. La compozione isotopica della vapore di alcuni soffoni di Larderello c della’acgua di alcune sorgenti e moffete della Toscana. — In: Atti. Soc. Tosc. Sci. Nat., 1965, vol. 75, N 2, p. 570—588.
131. Fontes J. Ch., Gonfiantini R. Conponent isotopique au cours de L’evaporation de deux bassins Sahariens. — Eath Plan. Sci. Lett., 1967, vol. 3, p. 258—266.
132. Friedman I. Deuterium content of natural water and other substances.— Gcochim. et Cosmochim. Acta, 1953, vol. 4, p. 89—103.
133. Friedman I. Interstitual waters from deep sea sediments.— J. Geophys. Res., 1965, vol. 70, N 16, p. 4066—4067.
134. Friedman I., Redfield A. C., Schoen B., Harris J. The variations in the deuterium content of natural waters in the hydrologic cycle.— Rev. Geophys., 1964, vol. 2, p. 177—224.
135. Gonfiantini R. Effeti isotopici nell’evaporazione di acque salate.— Atti. Soc. Tosc. Sci. Nat., Ser. A, 1965, vol. 72, p. 550—588.
136. Kaplan I. R., Sweeney R. E., Nissenbaum A. Sulfcr isotopic studies on Red Sea geothermal brines and sediments, in Hot brines and recent heavy metal deposits in the Red Sea/E. T. Deqeus and D. A. Ross (cds). Springer — Verlag New York Inc., 1969, p. 474—498.
137. Knau th L. P., Epstein S. Oxygen and hydrogen isotope relationships in cherts and implications regarding the isotopic history of the hydrosphere. Geol. Soc. America Ann Mtg., Abstracts with Programs, 1971, p. 624.
138. Matsuo S., Friedman L, Smith С. I. Studies of quaternary saline lakes. — Gcochim. et Cosmochim. Acta, 1972, vol. 36, p. 427—433.
139. Northrop D. A., Cl a i ton R. N. Oxygen-isotopc fractionations in systems containing dolomite. — J. Geol., 1966, vol. 74, p. 174.
140. Powers M. C. Adjustment of clays to chemical change and the concept of the equivalent level. — Clays Clay Miner., 1959, vol. 6, p. 309—326.
141. Riley I. P. The hot saline waters of sediments. — Occanogr. Mar. Biol. Ann. Rev., 1967, N 5, p. 141.
142. Rood dor E. Studies of fluid inclusions. — Econ. Geol., 1963, vol. 58,
N 2. p. 231—233.
143. Savin S. M., Epstein S. The oxygen and hydrogen isotope geochemistry of clay minerals. — Gcochim. et Cosmochim. Acta, 1970, vol. 34, p. 25— 42.
144. Savin S. M., Epstein S. The oxygen and hydrogen isotope geochemistry of ocean sediments and shales. — Gcochim. ct Cosmochim. Acta, 1970, vol. 34, p. 43—64.
145. Sheppard S. M. F., Epstein S. D/П and 18O/lflO ratios of minerals of possible mantle or lower crustal origin. — Earth and Planet. Sci. Letters, 1970, vol. 9, p. 232—239. . . „ ..
146. Sofcr Z. Isotopic composition of hydration water in gypsum. Gcochim. et Cosmochim. Asta, 1978, vol. 42, N 8, p. 1141 —1149.
147. The origin of saline formation waters. I. Isotopic compositionc/K. IN. Clayton c. a.—J. Geophys. Res., 1966, vol. 71, N 16, p. 3869—3882.
148. White D. E. Saline waters of sedimentary rocks, fluids in subsurtacc environments. — Am. Assoc. Petrol. Geol. Mem, N 4, 1965, p. 342—364.
149. White D. E. Orc forming fluids of diverse origins. — Econ. Geol., uoo, vol. 63, p. 301.
ОГЛАВЛЕНИЕ
«> Предисловие ......................................................... 3
Глава 1. Краткая характеристика мезозойских отложений Предкавказья 5
1.1. Современное тектоническое районирование...............
1.2. Литологическая характеристика мезозойских отложений 13
1.3. Гидрогеологические особенности мезозойских отложений 17
Глава 2. Краткий обзор существующих гипотез происхождения и.формирования рассолов подземной гидросферы.......................25
2.1. Эндогенное направление.............................—
2.2. Иифильтрогенное направление........................26
2.3. Седимептогеннос направление........................27
Глава 3. Методы экспериментальных исследований..................30
3.1. Выбор оптимального комплекса исследований .... —
3.2. Аппаратура и методика’.............................34
Глава 4. Генезис и процессы формирования подземных вод и рассолов 37
4.1. Геохимические исследования галогенных минералов
4.2. Гидрогеохимический анализ состава подземных вод и рассолов .......................................................33
4.3. Химический состав растворов газово-жидких включений минералов осадочного чехла ................................ 103
4.4. Анализ вариаций стабильных изотопов водорода и кислорода в природных водах . . . ....................111
4.5. Изотопный состав растворов включений и кристаллизационной воды минералов........................................134
4.6. Общие закономерности распространения подземных вод и рассолов мезозойских отложений..............................140
4.7. Формирование зон сверхгидростатических пластовых давлений в солепосиых формациях.................................154
Глава 5. Закономерности накопления и распространения микроэлементов в подземных водах региона......................................170
5.1. Гидрохимия иода и брома..................................—
5.2. Гидрохимия рубидия, цезия, лития, стронция . . . .182
Глава 6. Эволюция изотопно-химического состава вод и рассолов подземной гидросферы..............................................202
6.1. Преобразование морских вод на стадии седиментации 203
6.2. Преобразование подземных вод и рассолов па стадиях диагенеза и катагенеза.....................................209
Заключение..........................................................233
Список литературы.................................................236
243
Анатолий Максимович Никаноров
Михаил Григорьевич Тарасов Юрий Александрович Федоров
ГИДРОХИМИЯ И ФОРМИРОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД И РАССОЛОВ
Редактор Т. С. Шмидт. Художник Е. Е. Городная. Техн, редактор Е. А. Маркова. Корректор Т. Н. Черненко
ИБ № 1511
Сдано в набор 0G 01.83. Подписано в печать 03.11.83. М-15003 Формат OOXOO'/ie Вум тип. Кч 1. Гарн. литерат. Печать высокая. Печ. л 15.25. Кр.-отт. 15,25. Уч.-изд. л. 17,0 с вкл. Тираж 915 экз. Индекс ГЛ-201. Заказ № 291. Цена 3 р. 10 к. Гидрометеоиадат 199053 Ленинград, 2-я линия, д. 23.
Типография им. Котлякова издательства «Финансы и статистика* Государственного комитета СССР по делам тдательств, нолш рафии и книжной торговли. 191023, Ленинград, Д-23, Садовая, 21.