Batholith
7.15.6.1 Lac du Bonnet Granite Batholith, Manitoba, Canada
Lac du Bonnet浴石はカナダシールドの西縁、Winnipeg, Manitobaから約100 km東にある26億年前の花崗岩で、その地下水組成と塩類溶液の組成は次のとおりである。 カナダの地下研究所（URL）の所在地であり、カナダの高レベル放射性廃棄物処分計画の研究施設であったため、詳しく調査された。
花崗岩の地質、岩石力学、水文地質、および地球化学の変化を研究するために、深さ1kmまで100以上のボーリング穴が掘削されました。 亀裂、断層、岩石マトリックス中の地下水は様々な手法で採取され (Gascoyne, 2002, 2004; Ross and Gascoyne, 1995) 、深度とともに明確なゾーン化が見られた。
浅い地下水は通常、希薄 (TDS < 0.3 g L- 1) Ca-Na-HCO3 地下水で、時々花崗岩を頻繁に覆う粘土質の堆積物からの Ca-Mg-HCO3-SO4 地下水と混合する兆候が見られた。 深部の地下水は、希薄な Na-Ca-HCO3 水であるか、高濃度の Cl と SO4 を含んでいる。 さらに深くなると、塩分濃度の高いNa-Ca-Cl-SO4系地下水が見られるようになる。 この地域の最も塩分の高い割れ目地下水は深度約1000mで遭遇し、塩分濃度は最大51g L- 1である。
地表付近と深度1000mの地下水の間に2桁の大きな塩分の差があるのは、主に深度とともにNa、Ca、Clの濃度が高くなり、各破砕帯間の差はこれらの帯域間の相互連結の限界があることを示している（図-14）。 場所によっては、浅い地下水が強い塩化物サインを持ち、深部の塩水性地下水の地表での排出を示すことがある。 これらの地域では、より感度の高い地下水湧出の指標であるHeガスの局所的な湧出が確認されている。
図14. URLリースエリアにおける地下水組成の模式図 地下水の流路と破砕帯の地球化学的パターンを示す
（Gascoyne M, Davison CC, Ross JD, and Pearson R (1987) Saline groundwaters and brines in plutons in the Canadian Shieldより再作成）。 In: Fritz P and Frape SK (eds.) Saline Water and Gases in Crystalline Rocks, Special Paper, vol.33, pp.53-68.に記載されている。 Ottawa, ON: 一方，HCO3などのイオンは，塩分濃度が高くなるにつれて，表面の値〜250から< 10 mg L- 1まで，徐々に減少する． 硫酸塩は最大で約1000 mg L- 1まで増加し、より塩分の高い流体では減少する傾向がある。 これらの特徴は、溶解度の低い鉱物相（それぞれ方解石と石膏）による溶解度の制御を示している。
地下水のpHも深度によって変化する。 深度0-200mでは、大きな範囲のpH（6.5-9.3）が決定されており、低い値は土壌帯からの溶存有機物や二酸化炭素に富む酸性涵養水の影響を反映している。 200m以深では、ほとんどの地下水がpH7.5-8.8の範囲にある。 地下水の酸化還元電位（電極センサーによるEh測定）は、一般に深さとともに低下する傾向を示している（地表で+500 mVから深さで<-100 mV）。 酸化還元は、浅いところでは溶存有機物の酸化、深いところではパイライト（硫化鉄）、黒雲母（ケイ酸鉄）、マグネタイト（酸化鉄）などの鉱物中の鉄（II）/鉄（III）酸化還元カップルによって制御されています。 表層付近の地下水中の高いウラン濃度は、酸化還元電位の明確な指標となることがわかった。 深さ約200m以上の岩盤中の地下水は50〜1000μg L- 1のウラン濃度を持つが、250m以下では< 10μg L- 1である。
涵養域の浅くて薄い地下水（すなわち塩素濃度の低い）の多くは、少なくとも10TUレベルまで3Hを含んでいる。 現代の降水量の3H含有量は約15TUである。 このことは、これらの地下水の流動系での滞留時間が比較的短く、ほとんどが過去〜50年以内に涵養されたか、少なくとも過去50年間に涵養された水の一部を含んでいることを示しています。 深度50-250mのいくつかの地下水は20TUを著しく超えており、1953-63年の大気圏内原子爆弾実験の際に涵養された地下水の存在を示している可能性がある。
マニトバ州ギムリで1976-79年の期間に記録した局所降水量のδ2Hとδ18Oの関係（δ2H=8 δ18O+7.47 ）は地球上の気象性降水のそれとほぼ同じものであった。 すべての地下水はこの線に近い位置にあり、隕石起源であることがわかる。 希薄な地下水は現代の降水量と同位体組成を持つ（δ18O = – 13 ‰から – 14 ‰）。 この範囲は、現在のような温暖な気候の時期に涵養された地下水の組成を表すと考えられる。 一方、汽水域の地下水（Cl200〜8000 mg L- 1）はδ18O値が最大で7‰低く、1万年前の氷河期または後氷期に岩盤に涵養されたことが示唆される。 この地下水は、本地域の主な透水性断層帯の深度200〜600mに分布する（図14）。
塩分濃度が高い場合、地下水のδ2H値とδ18O値は現代の地下水と同程度になる。
地表付近と深さ約500mの断層破砕帯から採取した地下水のδ13C値は-21‰～-11‰、14CDIC値は6～80pmCであり、現在と同様の温暖な時期に涵養された塩水と推察された。 深度の増加とともに14C含有量が減少することを除けば、これらのデータにはほとんど傾向が見られない。 Na-Ca-HCO3系涵養水のδ13C値は-18‰から-11‰であり、より深い破砕帯のNa-HCO3系及びより塩分の高いNa-Ca-Cl系地下水は-21‰から-14‰で、大多数が約-17‰から-13‰の範囲にある。
一方14Cは流動体制を通じてより顕著な変動を示している。 Na-Ca-HCO3涵養水の14Cレベルは、表層付近の80pmCから、より深いところでは約10pmCまで変化した。 破砕帯に沿って流出するNa-Ca-HCO3及びNa-Ca-Clの地下水の14Cレベルは5から54pmCであった。 これらのデータは、Tullborg and Gustafsson (1999)が報告した結果と同様に、14Cが浅く循環の速い地下水と循環が遅く制限された断層帯の深層水を区別するための有用なパラメータであることを示している。 残念ながら、現代の14C源（例えば、大気や残留する高14Cドリル水）による汚染の問題や水-岩石相互作用の影響により、14Cはより深い塩水性地下水の滞留時間の決定にはほとんど役に立たない。
最近、URLの420mレベルで上向きに傾斜したボーリング孔を用いて未破砕花崗岩岩石のマトリックスの孔液を採取できるようになってきている。 これらの水は高塩分(~ 90 g L- 1)のCaCl2流体であり、ユニークな同位体比のサインを持つ。 その結果、δ2Hとδ18Oの値はともに約-15‰であり、隕石水脈の左側に位置し、最も塩分の高いカナディアンシールド鉱山水の上や左側に位置している。
間隙流体の高い2H含有量は、それらがδ2Hが0％に近い基底ブラインから派生した可能性を示唆している。 岩石マトリックスとの18Oの交換により、流体は典型的な堆積塩水組成から左側にシフトし、現在は流星水脈の向こう側に位置している。 灰色花崗岩のまばらな割れ目からの間隙流体は、明らかに Lac du Bonnet 浴石の中でユニークであり、割れ目に見られる塩性地下水とは多くの点で異なっている。
このような亀裂を有する地下水の起源を説明するために、いくつかの地球化学的証拠（高 Na/Ca 比、低 Br/Cl 比、溶存 SO4 の海洋型 δ34S 値）から、基部 Na-Cl ブラインは亀裂帯を通して花崗岩に入り、長い地質時間の間に Ca 主導の地下水へと進化した可能性があることがわかった。 したがって、間隙流体は、隣接する破砕流体に由来する基底塩水であり、109年という長い時間をかけて、地化学的・同位体的に進化し、現在の組成になった可能性がある。 これらの間隙流体は岩石全体の値と同じ87Sr/86Srを有しており、これは水/岩石系では非常に珍しいことである。 このことは、流体と岩石が同位体平衡、あるいは化学平衡にあることを示唆している(Mclaughlin, 1997)。 このような平衡状態を達成するためには、流体の滞留時間が長いことが示唆される
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