Процессы формирования химического состава подземных вод.

Прежде, чем начать рассмотрение собственно геологических процессов формирования состава подземных вод, кратко коснёмся основных физических аспектов массопереноса в подземной гидросфере. Перенос вещества подземных вод осуществляется двумя путями: диффузией и конвекцией.

Диффузия — это перераспределение вещества в какой–либо среде, вызванное тепловым движением молекул. В подземной гидросфере диффузия приводит к выравниванию концентрации растворённого вещества. В зависимости от движущей силы различают бародиффузию, термодиффузию и концентрационную диффузию. При любом из названных видов диффузии перенос вещества происходит молекулярными потоками. Чисто диффузионные процессы свойственны покоящимся средам.

Сущность бародиффузии заключается в разделении вещества растворов по молекулярному весу, в результате чего происходит перемещение более тяжёлых молекул сверху вниз под влиянием градиента геогравитационного поля.

При термодиффузии движущей силой служит градиент температуры: частицы диффундируют в область менее высоких температур. В бассейнах подземных вод градиенты геогравитационного и геотермического полей незначительны, поэтому баро– и термодиффузия не оказывают заметного влияния на перенос вещества подземных вод. Тем более, что оба процесса направлены противоположно друг другу.

Гораздо шире пределы изменения градиентов концентрации, что заставляет считать одним из основных механизмов молекулярно–диффузионного переноса вещества в подземной гидросфере концентрационную диффузию. Перемещение вещества в растворе направлено в сторону понижения концентрации и приводит к однородному распределению вещества в системе.

Надо отметить, что в подземных водах, наряду с растворённым веществом, могут диффундировать и частицы самой воды. Такой вид диффузии называется самодиффузией. Процесс самодиффузии происходит в отсутствие градиентов концентрации.

Конвекция — это массоперенос в движущемся потоке. Если диффузия происходит в покоящихся средах, то необходимым условием конвекции является подвижность самой среды. Различается естественная и вынужденная конвекция.

В случае естественной конвекции перемещение вещества происходит под влиянием градиента температуры и вызванного им различия в плотности среды. Так, по механизму естественной конвекции в зонах тектонических разломов осуществляются нисходящее движение тяжёлых холодных вод и восходящий поток лёгких нагретых струй из глубоких горизонтов земной коры. Процесс естественной конвекции типичен для наземных водоёмов, в которых охлаждающиеся на поверхности массы воды в зимнее время погружаются на дно, В бассейнах подземных вод естественная конвекция затруднена наличием водоупорных горизонтов. Она здесь может играть существенную роль только в очень хорошо проницаемых однородно–пористых или трещинных системах. Поскольку такие системы в реальных условиях достаточно редки, естественная конвекция не может рассматриваться как региональный процесс массопереноса.

Решающее значение в массопереносе в подземной гидросфере имеет вынужденная конвекция, которая происходит под действием внешних сил и сводится к хорошо известному вам процессу фильтрации, движущей силой которого служит напорный градиент. Напомню, что напор может иметь гидростатическую природу (главным образом, при негоризонтальности уровней подземных вод в инфильтрационных системах) и геостатическую (отжим растворов из уплотняющихся отложений в элизионных системах). Массоперенос, вызванный фильтрацией, сочетает механическое и диффузионное перемещение вещества. Такой вид массопереноса называют либо конвективной диффузией, либо гидравлической дисперсией. Гидравлическая дисперсия наблюдается всюду, где имеются: 1) градиенты напора, обеспечивающие макроскопические потоки жидкости, и 2) градиен­ты концентрации растворённых веществ, благодаря которым возникают молекулярные потоки. Поэтому в бассейнах подземным вод, где есть фильтрация подземных вод и где в разрезе имеются различные по минерализации воды (а таким условиям отвечает большинство бассейнов), перенос вещества происходит, главным образом, по механизму гидравлической дисперсии. В глубоких зонах бассейнов, где фильтрация затруднена, на первый план выходит диффузионный массоперенос.

Итогом конвективной диффузии является смешение вод различного состава и разной минерализации, важный процесс формирования состава вод. Как показал А.Н. Огильви ещё в 1923 г., при смешении пресной и минерализованной вод получается серия промежуточных по составу вод. Состав получающихся вод описывается уравнениями прямой: у = ax + b, где х и у — содержания двух каких–либо составных частей в данном объёме воды, а и b — постоянные параметры, общие для всей группы вод, получаемых при смешении. Процесс смешения изменяет состав воды и может провоцировать как усиление растворения вмещающих пород, так и его ослабление вплоть до выпадения соединений из растворов. С этим процессом нередко связана вторичная известковистость, загипсованность и засолённость пород водоносного горизонта.

Обсудив физические основы массопереноса в подземных водах, обратимся непосредственно к процессам формирования состава подземных вод. Они могут быть подразделены на четыре группы: 1) процессы, переводящие вещество в раствор, 2) процессы, выводящие вещество из раствора, 3) процессы, сочетающие воспроизводство и поглощение растворённого вещества, 4) процессы добавления или удаления молекул растворителя.

Эти процессы вызывают метаморфизацию подземных вод, т.е. изменение их состава. Если состав воды изменяется от гидрокарбонатного к сульфатному, а затем к хлоридному, такая метаморфизация называется прямой. Изменение состава в обратном направлении называется обратной метаморфизацией.

Процессы, переводящие вещество в раствор. Ведущие процессы этого типа — растворение и выщелачивание. Рассмотрим эти понятия.

Наиболее простой тип растворения — конгруэнтное растворение. Это процесс полного перехода вещества из твёрдой фазы в жидкую. Такому процессу подвержены хорошо растворимые природные соединения: NaCl, KCl, МgSO₄, СаSO₄, Na₂CO₃ и др. Наряду с ними в земной коре широко распространены трудно растворимые соединения (силикаты, бораты и др.) с инконгруентным характером растворения. При инконгруэнтном растворении происходит не просто отрыв ионов кристаллической решётки твёрдой фазы молекулами воды, но химическое взаимодействие твёрдой фазы с водой. Это по существу гидролиз, т.е. химическое разложение твёрдого вещества водой. При этом на поверхности разрушающейся твёрдой фазы образуются новые труднорастворимые вещества, а в раствор переходят отдельные компоненты растворяющегося соединения. Так, при растворении галита NaCl (конгруэнтный процесс) раствор будет хлоридным натриевым. Но при растворении полевого шпата KAlSi₃O₈ (инконгруэнтный процесс) раствор не будет в полной мере отвечать составу минерала. В последнем случае идёт химическая реакция:

4 KAlSi₃O₈ + 14 H₂O = Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + 4 КОН + 8 H₂SiO₃.

калиевый каолинит

полевой шпат

На поверхности разрушающегося калиевого полевого шпата образуется каолинит. Обращаю внимание на то, что в составе полевого шпата нет водорода, а в каолините он есть. Это означает, что в данном процессе происходит как бы разложение воды. Водород из воды поглощается изменяющимся полевым шпатом. Оставшиеся в воде ионы гидроксила ОН^– соединяются с переходящим в раствор катионом К⁺. В этом процессе раствор становится более щелочным.

Теперь определим понятие “ выщелачивание ”. Выщелачивание — это селективное растворение минерала или породы. В том случае, если селективно растворяется минерал, процесс выщелачивания идентичен процессу инконгруэнтного растворения. Действительно, в рассмотренном случае растворения полевого шпата алюминий не переходит в раствор, то есть полевой шпат растворяется селективно, Более часто, однако, термин “'выщелачивание” применяется для обозначения вымывания из породы каких–либо легкорастворимых минералов. Например, песчаник с галитовым цементом при взаимодействии с водой может превратиться в песок после растворения галита (NaCl).

Ход процессов растворения и выщелачивания зависит от растворимости пород и минералов, состава и минерализации подземных вод, скорости фильтрации, температуры, давления и других причин. И растворение, и выщелачивание наиболее активно протекают в подвижной среде, так как в этом случае легко отводятся продукты растворения и может обеспечиваться ненасыщенность воды по отношению к соответствующим соединениям, необходимая для течения процесса.

Активными стимуляторами процессов выщелачивания и растворения являются кислород и углекислота, содержащиеся в подземных водах. Отсюда понятна роль газового состава вод в процессах растворения и выщелачивания. Кислород и углекислый газ способствуют предварительному разложению минералов, трудно доступных простому выщелачиванию. Кислород, растворённый в подземных водах, вызывает, например, окисление сульфидных минералов, в результате чего в подземных водах образуется серная кислота, которая вызывает сернокислотное выщелачивание вмещающих пород с образованием сульфатных кальциевых вод с высоким содержанием металлов (железо, медь, свинец и др.), повышенной минерализацией (3 г/л и более) и низким рН.

Углекислота активизирует переход в раствор вещества алюмосиликатов, например, по рассмотренной выше реакции гидролиза (выщелачивания) полевого шпата. В этом случае говорят об углекислотном выщелачивании. Процессом углекислотного выщелачивания полевых шпатов объясняется формирование гидрокарбонатных вод в терригенных отложениях. Здесь при взаимодействии с водой полевых шпатов образуются, как мы уже отмечали, ионы ОН^–, которые, соединяясь с СО₂, дают ион гидрокарбоната НСО₃^–.

Процессы, выводящие вещество из раствора. Основными процессами такого рода являются кристаллизация солей и сорбция.

Кристаллизация — это процесс выделения твёрдой фазы из насыщенных растворов. Кристаллизации солей из подземных вод благоприятствует изменение геохимической обстановки, за счёт чего произведение активностей ионов достигает произведения растворимости данной соли (см. выше). К таким изменениям относятся смешение вод, их концентрирование, выделение газов, нарушение кислотно–щелочного и окислительно–восстановительного равновесия, изменения температуры и давления и др. В результате кристаллизации солей в порах, кавернах и трещинах пород водоносного комплекса происходит гидрогенное, или вторичное минералообразование; при этом существенно меняется состав и минерализация подземных вод. Наиболее ярким примером процесса, выводящего вещество из раствора, является галогенез — последовательное выпадение на дно бассейна из испаряющейся морской воды карбонатных, сульфатных и хлоридных минералов. Этот процесс протекает не в среде подземным вод, а на поверхности земли, однако, как мы уже отмечали, имеет чрезвычайно большое значение для формирования подземной гидросферы, так как образующиеся таким образом рассолы впоследствии захороняются. Вместе с тем, довольно широкие масштабы процесс кристаллизации минералов имеет и в подземной гидросфере. Так, например, в девонских породах Беларуси установлены и изучены вторичные (так называемые катагенетические) кальцит, доломит, кварц, гипс, ангидрит, галит, которые образовались непосредственно из подземных растворов. Интересно, что провоцировать это вторичное минералообразование могут различные процессы. Например, к кристаллизации галита приводит падение пластового давления в зонах тектонических разломов, снижение пластовых температур, смешение подземных рассолов разного состава.

Сорбция — процесс самопроизвольного сгущения растворённого или газообразного вещества вблизи твёрдого вещества, или, другими словами, это поглощение вещества из раствора или газа твёрдой фазой. Различают адсорбцию, когда поглощение вещества осуществляется лишь поверхностью сорбента, и абсорбцию, когда поглощение осуществляется всей его массой. К хорошим сорбентам относятся вещества с большой удельной поверхностью. Это материалы, сложенные весьма мелкими, так называемыми коллоидными частицами (удельная поверхность некоторых природных материалов выражается такими величинами, которые даже трудно себе представить: для некоторых видов диатомитов она приближается к 100 м²/г). К хорошим сорбентам относятся глины, органическое вещество, входящее в состав горных пород (торф, уголь, гумус и др.), гидроокислы железа, марганца, алюминия. Сорбция может быть полярной и неполярной. В случае полярной сорбции твёрдой фазой поглощаются заряженные частицы — катионы или анионы, при неполярной — молекулы, в частности газов.

Важное значение сорбции состоит в том, что таким образом из подземных вод выводятся многие редкие элементы, вывод которых из растворов посредством кристаллизации затруднён из–за того, что редко образуются насыщенные растворы соответствующих соединений. К таким элементам относятся калий, литий, рубидий, барий, медь, свинец, цинк, кобальт, уран и др.

Процессы, сочетающиее воспроизводство и поглощение растворённого вещества. К этим процессам относятся ионный обмен, метасоматическое замещение, окислительно–восстановительные и биогеохимические реакции и радиоактивный распад.

Ионный обмен заключается в сорбции из воды одних ионов и замене их другими, находящимися в породе. Ионный обмен может быть иначе назван обменной сорбцией. Различают обменную адсорбцию и обменную абсорбцию.

Начнём с обменной адсорбции. Обменные ионы, находящиеся на поверхности адсорбента, называются поглощённым комплексом. Наиболее распространённые адсорбенты — глины. У разных глинистых минералов, слагающих глинистые породы, обменная способность разная: наибольшая — у монтмориллонита, весьма низкая — у каолинита. Поскольку природные адсорбенты имеют преимущественно отрицательный заряд, между подземными водами и породами совершается, главным образом, обмен катионами. Поэтому, говоря об ионном обмене, имеют в виду, прежде всего, катионный обмен. Способность катионов поглощаться породами зависит от их валентности и радиуса и изменяется в рядах: К⁺ > Na⁺ > Li⁺ и Sr²⁺ > Са²⁺ > Мg²⁺. Количество поглощённых ионов характеризует ёмкость поглощения пород и выражается в мг–экв/100 г породы. Чаще всего, при изучении поглощённого комплекса, или комплекса поглощённых катионов, обращают внимание на соотношение Na и Са. Говорят о “континентальном” и “морском” облике поглощённого комплекса. Первый свойственен породам, образовавшимся на суше, и характеризуется преобладанием поглощённого кальция (Са > Na). В морских отложениях на первое место выступает поглощённый натрий (Na > Са). Наиболее энергично обменно–адсорбционные процессы протекают, если подземные воды внедряются в породы с иным поглощённым комплексом, чем растворённые катионы.

Приведём конкретный пример влияния катионного обмена на формирование состава вод. В четвертичных континентальных отложениях Беларуси подземные воды, как правило, гидрокарбонатные кальциевые. В некоторых районах республики пресные подземные воды встречаются в морских песчаных породах верхнепротерозойского возраста. Здесь эти воды гидрокарбонатные натриевые. Это следствие обмена кальция воды на катионы натрия морского поглощённого комплекса.

На формирование состава подземных вод существенно влияет процесс метасоматического замещения, который иногда называют еще обменной абсорбцией. Это процесс замещения катионов породы (минерала) другими катионами из раствора, причём при этом происходит кардинальная перестройка структуры минерала или породы, в отличие от обменной адсорбции, когда минералогической перестройки не происходит. Наиболее яркий пример метасоматического замещения — процесс доломитизации известняка:

СаСО₃ + Мg²⁺ ↔ СаМg(СО₃)₂ + Са²⁺.

кальцит р–р доломит р–р

Часть ионов Са²⁺ в кальците, слагающем известняк, переходит в раствор, а их место занимают ионы Мg²⁺ из раствора; при этом кальцит превращается в доломит. Этот процесс широко распространён в недрах, причём в условиях широкого диапазона минерализации.

Окислительно–восстановительные и биогеохимические реакции — очень важные процессы преобразования состава подземных вод. Они взаимосвязаны, так как окисление или восстановление очень часто происходит с участием органического вещества и, наоборот, биогеохимические процессы имеют в своей основе окислительно–восстановительные реакции, многие из которых протекают при активном участии микроорганизмов, питательной средой для которых является органическое вещество. Не будем долго останавливаться на окислительно–восстановительных процессах, довольно подробно рассмотренных ранее. Обратим лишь внимание на распространённую в подземной гидросфере реакцию восстановления сульфата кальция, которая одновременно является и биогеохимической:

CaSO4 + 2 С_орг + 2 H₂O → Са(НСО₃)₂ + Н₂S.

Процесс сопровождается удалением из раствора сульфатных ионов и появлением в нём гидрокарбонатных ионов.

Радиоактивный распад относится к числу процессов, вызывающих появление или удаление из подземных вод радиоактивных продуктов. Как известно, самопроизвольным делением обладают элементы семейств актиния, тория, урана и нептуния, а также некоторые изотопы других элементов. Велика роль радиоактивного распада в формировании газового состава подземных вод. Таким образом попадают в воду радон, гелий, аргон. Интересно, что под влиянием α–излучения молекула воды разлагается на кислород и водород. Таким образом, в процессе радиолиза воды в подземных водах глубоких зон появляется кислород, наличие которого иногда заставляет некоторых исследователей ошибочно допускать проникновение инфильтрационных вод с поверхности на очень большие глубины.

Процессы добавления или удаления молекул растворителя. Процессы, связанные с перемещением и изменением концентрации вещества растворителя, также, конечно, влияют на общий состав подземных вод. Важнейшими из этих процессов являются гидратация и дегидратация минералов, подземное испарение и вымораживание, мембранные эффекты.

Гидратация и дегидратация минералов. Когда мы говорили в начале этой лекции о генетических типах вод, а именно о петрогенных водах, мы касались вопроса дегидратации минералов. Речь шла о выделении при определённых температурах из минералов кристаллизационной и конституционной, т.е. химически связанной воды, что приводит к снижению минерализации подземных вод. Не будем долго останавливаться на этом вопросе. Подчеркну лишь, что в верхних частях геологического разреза может идти обратный процесс гидратации минералов, и напомню, какое количество воды может содержаться в минералах. В гипсе — 21 %, в монтмориллоните — до 24 %, в соде — 64 %. В осадочном разрезе Беларуси довольно широко распространены сульфатные породы, относящиеся к среднему и верхнему девону. Интересно, что ниже глубины примерно 1–1,5 км они представлены ангидритом (СaSO₄), а выше — гипсом (СаSO₄ · 2Н₂О). Поскольку спорным является вопрос, в каком виде происходило осаждение сульфата кальция в бассейне седиментации (в виде гипса или ангидрита), трудно сказать, произошла ли дегидратация гипса в нижней части разреза, либо гидратация ангидрита — в верхней. В любом случае влияние процесса на состав подземных вод должно было быть существенным.

Процесс выделения или поглощения воды минералами может быть гораздо сложнее, чем, скажем, просто потеря воды минералом и превращение его в безводный аналог. Например, в земной коре возможны превращения одних глинистых минералов в другие, в частности каолинита в хлорит и обратно. Для превращения каждых 100 г каолинита в хлорит по реакции:

3 Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 3,9 Fe²⁺ + 3,5 Мg²⁺ + 9 Н₂О ↔ Fe_3,5Мg_3,5Al₆Si₆O₂₀(OH)₁₆ + 14 Н⁺,

каолинит хлорит

необходим 21 г воды. В обратном процессе такое количество воды, очевидно, должно выделиться.

Подземное испарение и вымораживание — процессы, вызывающие концентрирование подземных вод вплоть до выпадения растворённого вещества в осадок. Подземное испарение в аридных условиях может играть важную роль в формировании состава очень неглубоко залегающих подземных вод. Некоторые исследователи предполагают возможность подземного испарения в глубоких водоносным горизонтам. Однако вопрос этот дискуссионный. Роль подземного вымораживания аналогична испарению и сопровождается кристаллизацией солей при снижении температуры. Сложный комплекс процессов, связанный с влиянием низких температур на состав вод (криогенная метаморфизация состава вод) имеет место в районах многолетнемёрзлых пород.

Мембранные эффекты. При фильтрации минерализованных подземных вод через породы с различной проницаемостью иногда обращается внимание на возможность концентрирования растворённого вещества путём так называемых мембранных — фильтрационного и осмотического эффектов. Смысл фильтрационного эффекта состоит в том, что тонкодисперсные породы способны пропускать через себя растворитель, а растворённое вещество такой “фильтр” задерживает или пропускает частично. Концентрация профильтровавшегося раствора при этом уменьшается. Пока нет ясности относительно роли фильтрационного эффекта в формировании состава и минерализации подземных вод.

Другая разновидность мембранный эффектов — осмос. Он проявляется, когда в соприкосновение приходят два раствора разной концентрации, которые разделены полупроницаемой перегородкой, пропускающей молекулы растворителя, но препятствующий прохождению частиц растворённого вещества. Растворитель перемещается в направлении выравнивания концентраций. Вопрос о значении осмотического эффекта, как и фильтрационного, в формировании состава подземных вод требует дальнейшего изучения.

При гидрогеохимических исследованиях, при выяснении особенностей формирования состава подземных вод большое значение имеют представления о водной миграции химических элементов. Основы теории миграции элементов заложены А.Е. Ферсманом и В.И. Вернадским, в дальнейшем эти вопросы развивались Б.Б. Полыновым, А.И. Перельма­ном и др. Кратко коснёмся этого вопроса. Различаются внутренние и внешние факторы миграции. Внутренние факторы — свойства химических элементов, определяемые строением атомов. Внешние факторы — температура, давление, рН и Eh, характеристики растворов, т.е. параметры обстановки. Способность химического элемента мигрировать в водной среде определяется величиной коэффициента водной миграции:

,

где: m_х — содержание элемента “х” в воде, г/л; а — минерализация воды, г/л; n_x — процентное содержание элемента “х” в водовмещающих породах или в литосфере (кларк).

Чем выше K_х, тем интенсивнее миграция элементов в природных растворах. Использование коэффициента водной миграции позволяет сравнивать интенсивность миграции распространённых и редких элементов.

Коэффициент водной миграции может рассчитываться для разных типов вод, разных геохимических обстановок (например, окислительной и восстановительной), для Земли в целом. Очень сильная подвижность в разных обстановках свойственна хлору, бору, иоду; сильная — кальцию, магнию, натрию, фтору, стронцию; средняя — кремнию, калию, фосфору; слабая и очень слабая — алюминию, титану, цирконию, редким землям и многим другим.

Итак, мы увидели, какое сложное явление — формирование состава подземных вод, какое множество разнообразных процессов этот состав формируют. А теперь подчеркнем, что эти процессы могут неоднократно сменять друг друга в геологической истории, и состав вод, который мы наблюдаем сегодня в водоносном горизонте, может радикально отличаться от состава воды, которая насыщала эти же породы миллионы лет назад. Можно привести простой пример, В Витебске и его окрестностях на небольших глубинах залегают верхнедевонские карбонатные породы. Это морские образования и первоначально в них находилась захоронённая морская вода. Но теперь эти породы являются основным объектом водоснабжения г. Витебска, т.е. в них залегают пресные воды.

Одним словом, важной задачей является восстановление истории формирования состава подземных вод, т.е. палеогидрогеохимические реконструкции. Серьёзное изучение этого вопроса выходит далеко за пределы нашего маленького курса. Здесь мы рассмотрим лишь несколько штрихов к вопросу, посвящённых, главным образом, палеогидрогеохимической интерпретации ионно–солевого комплекса пород, который, как мы уже говорили, включает твёрдые минералы, поровые растворы и сорбированные ионы.

Поровые растворы начали изучаться в 40–х годах нашего века, когда П.А. Крюко­вым были с помощью специальных прессов отжаты под большим давлением (500–1000 кг/см² и выше) растворы из сухих по внешнему виду пород. Поровые растворы представляют собой физически связанную в породах воду. Наибольшее количество поро­вых растворов отжимается из глин, что связано с их высокой микропористостью. Бывают разные соотношения между составом поровых растворов пород водоносного горизонта и свободной (гравитационной) воды этого горизонта. Поровый раствор и свободная вода могут иметь близкие составы; поровый раствор может быть более концентрированным, чем свободная вода; поровый раствор может быть менее концентрированным, чем свободная вода. Как можно интерпретировать эти соотношения?

Основой интерпретации служит то, что поровый раствор более консервативен, менее подвижен, чем свободная вода, т.е. свободная вода может быть замещена другой водой, а поровый раствор может почти не измениться. Таким образом, по составу поровых растворов можно догадаться о прошлых гидрогеохимических этапах, которые переживала данная осадочная толща.

Важным приёмом палеогидрогеохимических реконструкций служит изучение вторичных минералов, т.е. тех, которые образовались уже после образования породы, а значит в среде подземных вод. Как это делается, лучше всего показать на простых примерах.

Ордовикские породы северо–запада Беларуси, например, в районе Браслава часто представлены органогенными известняками, сложенными остатками мшанок, брахиопод, т.е. организмов, живущих в морской воде нормальной солёности. Таким образом, совершенно ясно, что при накоплении ордовикских отложений в них захоронялись нормально морские воды с минерализацией примерно 35 г/л. В порах и небольших кавернах этих пород встречаются выделения гипса. Гипс не может образоваться из нормально морской воды; чтобы он начал выпадать, эту воду надо сгустить, по крайней мере, в 4 раза. Таким образом, мы приходим к выводу, что на определённом этапе нормально морская вода в ордовикских известняках сменилась рассолом, сгущённым до стадии садки гипса (примерно 140 г/л). Откуда он мог взяться? Если посмотреть геологический разрез этого района, мы увидим, что выше отложений ордовика залегают среднедевонские породы, среди которых есть пласт гипса. То есть в среднедевонское время здесь существовал эвапоритовый бассейн, концентрированные рассолы которого могли просачиваться сквозь дно в ордовикскую толщу и обусловливать кристаллизацию здесь вторичного гипса. Таким образом, мы увидели в гидрогеологической (или гидрогеохимической) истории ордовикской толщи уже два этапа: этап морской воды и этап эвапоритового рассола. Если же я вам скажу, что сейчас в этих отложениям находится почти пресная вода, то, я думаю, станет ясно, какую сложную гидрогеохимическую историю может пережить осадочная толща.

Не менее сложная гидрогеохимическая история переживалась межсолевыми и подсолевыми отложениями Припятского прогиба. Нормально морские воды, о наличии которых здесь можно судить по набору фаунистических остатков в породах и по вторичному кальциту в трещинах, сменялись рассолами разной минерализации, о росте которой свидетельствует зональность вторичных минералов в кавернах и трещинах: периферийная часть пустот заполнена ангидритом (СаSO₄), а центральная — галитом (NaCl).

С целью “извлечения” из пород палеогидрогеохимической информации пользуются также данными водных вытяжек из пород. Измельчённая порода помещается на определенное время в воду, полученный раствор анализируется. Надо иметь в виду, что в водную вытяжку может попасть вещество поровых растворов, легкорастворимых минералов пород и адсорбированные ионы. Существуют и другие методы палеогидрогеохимических исследований. Одним из перспективных является изучение состава жидких и газово–жидких включений во вторичных минералах. Считается, что раствор в этих включениях — реликт раствора, из которого образовался данный минерал.

Дата добавления: 2015-07-16