Batholith

7.15.6.1 Composizione delle acque sotterranee e fluidi salini nel batholith del granito Lac du Bonnet, Manitoba, Canada

Il batholith Lac du Bonnet è un granito di 2,6 miliardi di anni sul bordo occidentale dello scudo canadese, circa 100 km a est di Winnipeg, Manitoba. È stato studiato in dettaglio perché era la sede del Laboratorio di Ricerca Sotterraneo del Canada (URL) ed era una struttura di ricerca del programma canadese per lo smaltimento delle scorie nucleari di alto livello. L’impianto è stato chiuso nel 2010 dopo 25 anni di funzionamento.

Oltre 100 pozzi di trivellazione sono stati perforati fino a profondità di 1 km nel granito per studiare le variazioni della geologia, della meccanica della roccia, dell’idrogeologia e della geochimica della roccia. Le acque sotterranee nelle fratture, nelle faglie e nella matrice della roccia sono state campionate usando una varietà di tecniche (Gascoyne, 2002, 2004; Ross e Gascoyne, 1995) e hanno mostrato una distinta zonazione con la profondità.

Le acque sotterranee poco profonde sono generalmente diluite (TDS < 0.3 g L- 1) Ca-Na-HCO3 e occasionalmente mostrano indicazioni di miscelazione con acque sotterranee Ca-Mg-HCO3-SO4 da sedimenti di copertura ricchi in argilla che spesso coprono il granito. Le acque sotterranee più profonde sono acque Na-Ca-HCO3 diluite o contengono concentrazioni significative di Cl e SO4. Con una maggiore profondità, si trovano acque Na-Ca-Cl-SO4 di salinità crescente. Le acque sotterranee di frattura più saline della zona sono state incontrate a circa 1000 m di profondità e hanno una salinità fino a 51 g L- 1.

Al contrario, ioni come HCO3 mostrano una graduale diminuzione, da un valore superficiale di ~ 250 a < 10 mg L- 1, come la salinità aumenta. Il solfato aumenta fino a un livello massimo di circa 1000 mg L- 1 e tende a diminuire nei fluidi più salini. Queste caratteristiche indicano il controllo della solubilità da parte di una fase minerale poco solubile (calcite e gesso, rispettivamente).

Il pH delle acque sotterranee varia anche con la profondità. Per profondità di 0-200 m, è stato determinato un ampio intervallo di pH (6,5-9,3), i valori più bassi riflettono l’influenza delle acque di ricarica acide che sono ricche di sostanze organiche dissolte e di CO2 dalla zona del suolo. Sotto i 200 m, la maggior parte delle acque sotterranee si trova nell’intervallo di pH 7,5-8,8. Il potenziale redox delle acque sotterranee (misurato come Eh usando un sensore ad elettrodo) mostra una tendenza generale di diminuzione di Eh con la profondità (da + 500 mV in superficie a < – 100 mV in profondità). Il redox è controllato da due processi principali: l’ossidazione delle sostanze organiche dissolte nelle zone meno profonde e la coppia redox Fe(II)/Fe(III) in minerali come la pirite (solfuro di Fe), la biotite (silicato di Fe) e la magnetite (ossido di Fe), in profondità. L’alta concentrazione di uranio nelle acque sotterranee vicine alla superficie è un chiaro indicatore del potenziale redox. Le acque sotterranee al di sopra di circa 200 m di profondità nel bedrock hanno contenuti di uranio da 50 a 1000 μg L- 1, mentre sotto i 250 m contengono < 10 μg L- 1.

La maggior parte delle acque sotterranee poco profonde e diluite (cioè, bassa concentrazione di cloro) nelle aree di ricarica contengono 3H al livello di almeno 10 TU. Il contenuto moderno di 3H delle precipitazioni è di circa 15 TU. Ciò indica che queste acque sotterranee hanno avuto un tempo di residenza relativamente breve nel sistema di flusso e la maggior parte è stata ricaricata negli ultimi ~ 50 anni o, almeno, contengono una parte di acqua che si è ricaricata negli ultimi 50 anni. Diverse acque sotterranee, nell’intervallo di profondità 50-250 m, contengono significativamente più di 20 TU e possono indicare la presenza di acque sotterranee che si sono ricaricate durante i test della bomba atomica atmosferica nel periodo 1953-63.

La relazione tra δ2H e δ18O per la precipitazione locale, registrata a Gimli, Manitoba, per il periodo 1976-79 (δ2H = 8 δ18O + 7.47) è vicina a quella della precipitazione meteorica globale. Tutte le acque sotterranee si trovano vicino a questa linea che indica che sono di origine meteorica. Le acque sotterranee diluite hanno la composizione isotopica delle precipitazioni moderne (δ18O = da – 13‰ a – 14‰). Questa gamma può essere presa per rappresentare la composizione delle acque sotterranee ricaricate durante periodi climatici caldi come quello attuale. Al contrario, le acque sotterranee salmastre (nell’intervallo di Cl da 200 a ~ 8000 mg L- 1) sono fino al 7‰ più basse nei valori δ18O, suggerendo che sono state ricaricate nel bedrock durante un clima più freddo, glaciale o postglaciale forse 10 000 anni fa. Questo tipo di acque sotterranee si trova nelle principali zone di faglia permeabili della zona, ad una profondità di 200-600 m (Figura 14).

Alla salinità maggiore, le acque sotterranee hanno valori δ2H e δ18O comparabili a quelli delle acque sotterranee moderne. Si deduce, quindi, che queste acque saline si sono ricaricate durante un evento climatico caldo, simile a quello attuale e, dato che sottendono le acque salmastre del clima freddo, sono probabilmente più antiche.

Le acque sotterranee campionate da fratture subverticali vicino alla superficie e in zone di faglia fino a ~ 500 m di profondità hanno valori δ13C che variano tra – 21‰ e – 11‰ e valori 14CDIC tra 6 e 80 pmC. Eccetto una diminuzione del contenuto di 14C con l’aumentare della profondità, si possono vedere poche tendenze in questi dati. Le acque Na-Ca-HCO3 di ricarica hanno valori di δ13C compresi tra – 18‰ e – 11‰, e le acque sotterranee Na-HCO3 e Na-Ca-Cl più saline nelle zone di frattura più profonde hanno una gamma da – 21‰ a – 14‰, con la grande maggioranza di esse tra circa – 17‰ e – 13‰.

Al contrario, il 14C mostra una variazione più marcata in tutto il regime di flusso: I livelli di 14C nelle acque di ricarica Na-Ca-HCO3 variano da 80 pmC nella superficie vicina a circa 10 pmC a profondità maggiori. Le acque sotterranee Na-Ca-HCO3 e Na-Ca-Cl che scaricano lungo le zone di frattura hanno livelli di 14C tra 5 e 54 pmC. Questi dati indicano che il 14C è un parametro utile per distinguere tra le acque sotterranee poco profonde e a rapida circolazione e l’acqua più profonda nelle zone di frattura dove la circolazione è più lenta e limitata, in modo simile ai risultati riportati da Tullborg e Gustafsson (1999). Sfortunatamente, a causa dei problemi di contaminazione da fonti moderne di 14C (per esempio, l’atmosfera e l’acqua residua di perforazione ad alto 14C) e a causa dell’influenza delle interazioni acqua-roccia, il 14C è di scarsa utilità nel determinare i tempi di residenza delle acque sotterranee saline più profonde.

Recentemente, è stato possibile raccogliere i fluidi dei pori dalla matrice di roccia granitica non fratturata usando fori di perforazione inclinati verso l’alto al livello 420 m dell’URL. Queste acque sono fluidi altamente salini (~ 90 g L- 1) CaCl2 che hanno una firma isotopica unica. Entrambi i valori δ2H e δ18O sono circa – 15‰, una composizione che li colloca ben a sinistra della linea di galleggiamento meteorico e anche al di sopra e a sinistra delle più saline acque di miniera dello Scudo Canadese.

L’alto contenuto di 2H dei fluidi dei pori suggerisce che potrebbero derivare da salamoie basali non diluite il cui δ2H è vicino allo 0‰. Lo scambio di 18O con la matrice rocciosa sposterà i fluidi verso sinistra, da una composizione tipica delle salamoie sedimentarie, alla loro attuale posizione oltre la linea di galleggiamento meteorico. I fluidi dei pori del granito grigio scarsamente fratturato sono chiaramente unici nel batholith del Lac du Bonnet e differiscono per una serie di aspetti dalle acque sotterranee saline trovate nelle fratture. Il loro carattere chimico e isotopico indica costantemente un lungo tempo di permanenza di questi fluidi nella matrice rocciosa.

Per spiegare l’origine delle acque sotterranee ospitate dalle fratture, alcune prove geochimiche (alti rapporti Na/Ca, bassi rapporti Br/Cl e valori δ34S di tipo marino della SO4 disciolta) indicano che le salamoie basali Na-Cl possono essere entrate nel granito attraverso le zone di frattura ed essersi evolute verso acque sotterranee dominate dal Ca in lunghi periodi di tempo geologico. È possibile, quindi, che i fluidi dei pori siano in realtà salamoie basali, derivate da questi fluidi di frattura adiacenti, che si sono evoluti geochimicamente e isotopicamente nella loro composizione attuale, per periodi lunghi fino a 109 anni. Questi fluidi dei pori hanno gli stessi valori 87Sr/86Sr della roccia intera, cosa molto rara nei sistemi acqua/roccia. Questo implica un equilibrio isotopico e possibilmente chimico tra il fluido e la roccia (Mclaughlin, 1997). Il raggiungimento di tale equilibrio suggerisce un lungo tempo di permanenza dei fluidi.