Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
б) весь М^2+, часть К+ и НС03~, часть растворенного 5Ю2 и аутигенный каолинит расходуются для получения биотита;
в) остаток К+, необходимое количество НС03~ и растворенного ЭЮ2 образуют исходный калиевый полевой шпат.
Этот простой расчет дал удивительно хороший баланс и показал, что при выветривании система близка к закрытой. Основываясь на этом, Гаррелс и Маккензи пришли к следующим выводам:
а) кремнезем поступает в воду при разрушении силикатов и в незначительном количестве за счет непосредственного растворения кварца, т. е. растворенный БЮг эквивалентен растворенному С02;
б) богатые С02 воды активно преобразуют исходные минералы в каолинит;
в) формирование ~80% растворенных веществ воды источников может быть обусловлено разложением одного плагиоклаза. Калиевый полевой шпат, по-видимому, разлагается незначительно;
г) высокое отношение концентраций Ыа/К в воде, таким образом, связано с этой разницей в скоростях выветривания, а не с адсорбцией К+, извлекаемого из полевых шпатов, глинистыми минералами.
Эти выводы имеют более широкую область применения, чем только источники Сьерра-Невады. Они показывают, что в соответствующих случаях количественный подход к процессам химического выветривания оправдан и может давать новые сведения. Кроме того, оказалось возможным для области Сьерра-Невада сделать количественные оценки реакционной способности вод и скорости выветривания по данным о годовых атмосферных осадках.
10.3. Подземные воды. Гидрогеохимические свойства подземных вод зависят от источника воды, литологии водоносных горизонтов и локальных химических условий: температуры, давления, окислительно-восстановительного потенциала и т. д. Источник* воды может быть следующим:
а) магматическим;
б) метеорным (атмосферные осадки и поверхностные воды);
в) седиментационным (т. е. воды, удержанные в поровом пространстве осадка со времени его отложения); ¦
г) океаническим.
Значение литологического фактора тв формировании состава подземных вод можно оценить, сравнивая анализы грунтовых вод из гранитов и серпентинитов (табл. 10.4). Однако иуж
10. Континентальные воды 263
Таблица 10.4. Состав подземных вод из различных типов пород, мкг/г
Гранит Серпентинит Глинистый сланец Гранит Серпентинит Глинистый сланец
Катионы Анионы
или окислы НСОз 93 276 288
БЮ2 39 31 5,5 С03 0 0 0
А1 0,9 0,2 0 Б04 32 2,6 439
Ие 1,6 0,06 3,5 С1 5,2 12 24
Са 27 9,5 227 0 0 0
Мд 6,2 51 29 N03 7,5 6,8 0,9
Ыа 9,5 4,0 12 Р04 0 0 0
К 1,4 2,2 2,7
Гранит — скважина, округ Говард, Мериленд, США; серпентинит — источник, округ Балтимор, Мериленд, США; глинистый сланец — скважина, округ Онондега, штат Нью-Йорк, США. По данным Уайта и др. [427].
но подчеркнуть, что это только примеры, а не «типичные» или средние анализы. Читатель при необходимости может обратиться к работе Уайта и др. [427], в которой сведены данные по составу подземных вод.
Влияние локальных химических условий можно показать на примере растворения под давлением. В результате этого эффекта может возрастать содержание растворенной БЮЙ (и некоторых других компонентов). В точках, где зерна осадка, находящегося под давлением, соприкасаются, из-за возникающих напряжений минералы растворяются в поровом растворе быстрее, чем там, где напряжения отсутствуют. Это может быть, например, причиной миграции БЮг в растворе из богатых кремнями песчаников в кварцевые песчаники [230]. Растворение будет, кроме того, ускоряться высокими величинами рН, как показано на рис. 10.1.
Подземные воды играют важную роль в образовании руд, для которых они являются средой растворения и переноса тяжелых металлов к месту селективного осаждения. Хотя некоторые рудные тела в осадочных толщах были, по-видимому, образованы рудоносными флюидами, происхождение которых явно связано с близлежащими магматическими интрузиями, ясно, что генезис других был комплексный и включал миграцию, смешение и взаимодействие родоиачальных флюидов. По результатам детальных исследований свинцово-цинково-барит-флюори-товых руд Миссисипи Уайт [425] показал, что в образовании этих руд участвовали рассолы, в 4—10 раз более соленые, чем морская вода. Флюидным включениям свойственны высокие содержания Ыа+, Са2+ и С1~ и низкие содержания К+, M.g2+ и БО^-. Например, флюидное включение в галените имело состав (в мг/г) Са 20, Mg 4, Ыа 55, К 3,1, С1 115. Уайт предполо-
18*
1Ь III
Таблица 10.5. Анализ рассола из геотермальной системы Солтон-Си, мкг/г
400 Ва ¦ 235 N1-14 409
А1 4,2 Си 8 ЫСОз 150
Ре 2 290 РЬ 102 Б04 5,4
Мп 1 400 1п 540 С1 155 000
Аэ 12 К'а 50 400 15
8Ь 0,4 К 17 500 В г 120
Са 28 000 и 215 I 18
мё 54 135 В 390
400 Сз 14
жил, что тяжелые металлы переносились не содержащими сероводород рассолами седимеитационного происхождения из глубоких осадочных бассейнов, а затем смешивались с подповерхностными богатыми сероводородом рассолами, что и вызывало осаждение сульфидных руд.
Другой интересный пример — рассолы геотермальной системы Солтон-Си [425]. Эта система расположена на юго-восточном краю озера Солтон-Си (северный склон дельты реки Колорадо). Очень соленые слабокислые (рН около 5,5 при 25 °С) рассолы пропитывают дельтовые осадки мощностью более 1000 м. Рассолы богаты тяжелыми металлами (табл. 10.5), которые присутствуют главным образом в виде хлоридных комплексов. Очевидно, эти рассолы способны создать значительные количества руды. Уайт [425] считает, что эти рассолы формируются в значительной степени из местных метеорных вод, которые приобретают высокую соленость при растворении эва-поритов и затем реагируют с вмещающими осадками.
