Batholith

7.15.6.1 Groundwater Composition and Saline Fluids in the Lac du Bonnet Granite Batholith, Manitoba, Canada

Batolit Lac du Bonnet jest 2,6-miliardowym granitem na zachodniej krawędzi Tarczy Kanadyjskiej, około 100 km na wschód od Winnipeg, Manitoba. Był on szczegółowo badany, ponieważ znajdowało się tam Kanadyjskie Podziemne Laboratorium Badawcze (URL) i był to obiekt badawczy kanadyjskiego programu unieszkodliwiania wysokoaktywnych odpadów jądrowych. Obiekt został zamknięty w 2010 roku po 25 latach działalności.

Ponad 100 otworów wiertniczych zostało wywierconych do głębokości 1 km w granicie w celu zbadania zmian w geologii, mechanice skał, hydrogeologii i geochemii skały. Próbki wód podziemnych w szczelinach, uskokach i macierzy skalnej pobrano przy użyciu różnych technik (Gascoyne, 2002, 2004; Ross i Gascoyne, 1995) i wykazały one wyraźną strefowość z głębokością.

Płytkie wody podziemne są na ogół rozcieńczonymi (TDS < 0,3 g L- 1) wodami Ca-Na-HCO3 i sporadycznie wykazują oznaki mieszania się z wodami podziemnymi Ca-Mg-HCO3-SO4 z bogatych w glinę osadów nadkładu, które często pokrywają granit. Głębsze wody gruntowe są albo rozcieńczonymi wodami Na-Ca-HCO3, albo zawierają znaczne stężenia Cl i SO4. Z większą głębokością występują wody Na-Ca-Cl-SO4 o wzrastającym zasoleniu. Najbardziej zasolone szczelinowe wody podziemne na tym obszarze występują na głębokości ok. 1000 m i charakteryzują się zasoleniem do 51 g L- 1.

W przeciwieństwie do tego, jony takie jak HCO3 wykazują stopniowy spadek, od wartości powierzchniowej ~ 250 do < 10 mg L- 1, wraz ze wzrostem zasolenia. Siarczan wzrasta do maksymalnego poziomu około 1000 mg L- 1 i ma tendencję do zmniejszania się w bardziej zasolonych płynach. Cechy te wskazują na kontrolę rozpuszczalności przez słabo rozpuszczalną fazę mineralną (odpowiednio kalcyt i gips).

PH wód podziemnych zmienia się również w zależności od głębokości. Dla głębokości 0-200 m określono duży zakres pH (6,5-9,3), przy czym niższe wartości odzwierciedlają wpływ kwaśnych wód zasilających, bogatych w rozpuszczone substancje organiczne i CO2 ze strefy glebowej. Poniżej 200 m większość wód podziemnych mieści się w zakresie pH 7,5-8,8. Potencjał redoks wód podziemnych (mierzony jako Eh za pomocą czujnika elektrodowego) wykazuje ogólną tendencję do zmniejszania się Eh wraz z głębokością (od + 500 mV na powierzchni do < – 100 mV na głębokości). Redoks jest kontrolowany przez dwa główne procesy: utlenianie rozpuszczonych substancji organicznych w płytszych strefach i pary redoks Fe(II)/Fe(III) w minerałach takich jak piryt (siarczek Fe), biotyt (krzemian Fe) i magnetyt (tlenek Fe), na głębokości. Stwierdzono, że wysokie stężenie uranu w przypowierzchniowych wodach podziemnych jest wyraźnym wskaźnikiem potencjału redoks. Wody gruntowe powyżej ok. 200 m głębokości w podłożu skalnym zawierają od 50 do 1000 μg L- 1, natomiast poniżej 250 m zawierają < 10 μg L- 1.

Większość płytkich i rozcieńczonych wód gruntowych (tj. o niskim stężeniu chloru) w obszarach zasilania zawiera 3H do poziomu co najmniej 10 TU. Współczesna zawartość 3H w opadach atmosferycznych wynosi około 15 TU. Wskazuje to, że te wody podziemne miały stosunkowo krótki czas przebywania w systemie przepływu i większość z nich została zasilona w ciągu ostatnich ~ 50 lat lub, przynajmniej, zawierają pewną część wody, która została zasilona w ciągu ostatnich 50 lat. Kilka wód gruntowych, w zakresie głębokości 50-250 m, zawiera znacznie więcej niż 20 TU i może wskazywać na obecność wód gruntowych, które ładowały się podczas testów atmosferycznych z bombą atomową w okresie 1953-63.

Zależność między δ2H i δ18O dla lokalnego opadu, zarejestrowanego w Gimli, Manitoba, w okresie 1976-79 (δ2H = 8 δ18O + 7.47) jest zbliżona do globalnego opadu meteorycznego. Wszystkie wody gruntowe leżą blisko tej linii wskazując, że są pochodzenia meteorycznego. Rozcieńczone wody gruntowe mają skład izotopowy współczesnych opadów atmosferycznych (δ18O = – 13‰ do – 14‰). Zakres ten można przyjąć jako reprezentatywny dla składu wód podziemnych ładowanych podczas ciepłych okresów klimatycznych, takich jak obecny. W przeciwieństwie do tego, słonawe wody gruntowe (w zakresie Cl od 200 do ~ 8000 mg L- 1) są do 7‰ niższe w wartościach δ18O sugerując, że były one ładowane do skały macierzystej podczas chłodniejszego klimatu, albo lodowcowego lub polodowcowego prawdopodobnie 10 000 lat temu. Ten typ wód podziemnych występuje w głównych przepuszczalnych strefach uskokowych na tym obszarze, w zakresie głębokości 200-600 m (Rysunek 14).

Przy większym zasoleniu, wody podziemne mają wartości δ2H i δ18O porównywalne z wartościami współczesnych wód podziemnych. Wnioskuje się zatem, że te słone wody zostały naładowane podczas ciepłych wydarzeń klimatycznych, podobnych do obecnych, a ponieważ leżą one pod słonawymi wodami o zimnym klimacie, są prawdopodobnie starsze.

Wody podziemne pobrane z subwertykalnych szczelin przy powierzchni i w strefach uskoków na głębokości ~ 500 m mają wartości δ13C, które wahają się między – 21‰ a – 11‰ i wartości 14CDIC między 6 a 80 pmC. Z wyjątkiem spadku zawartości 14C wraz ze wzrostem głębokości, niewiele trendów w tych danych może być zauważonych. Wody zasilające Na-Ca-HCO3 mają wartości δ13C pomiędzy – 18‰ i – 11‰, a wody gruntowe Na-HCO3 i bardziej zasolone Na-Ca-Cl w głębszych strefach szczelinowych mają zakres od – 21‰ do – 14‰, z dużą większością pomiędzy około – 17‰ i – 13‰.

W przeciwieństwie do tego, 14C wykazuje bardziej wyraźną zmienność w całym reżimie przepływu: Poziomy 14C w wodach ładujących Na-Ca-HCO3 wahają się od 80 pmC na bliskiej powierzchni do około 10 pmC na większych głębokościach. Wody gruntowe Na-Ca-HCO3 i Na-Ca-Cl odprowadzane wzdłuż stref szczelinowych mają poziom 14C pomiędzy 5 a 54 pmC. Dane te wskazują, że 14C jest przydatnym parametrem do rozróżnienia między płytkimi, szybko krążącymi wodami gruntowymi a głębiej położonymi wodami w strefach uskoków, gdzie cyrkulacja jest wolniejsza i bardziej ograniczona, podobnie do wyników przedstawionych przez Tullborga i Gustafssona (1999). Niestety, ze względu na problemy związane z zanieczyszczeniem współczesnymi źródłami 14C (np. atmosfera i resztki wody wiertniczej o wysokiej zawartości 14C) oraz z powodu wpływu interakcji woda-skała, 14C jest mało przydatna do określania czasów przebywania głębszych, zasolonych wód podziemnych.

Ostatnio udało się zebrać płyny porowe z niezłamanej granitowej macierzy skalnej za pomocą otworów nachylonych ku górze na poziomie 420 m URL. Wody te są wysoce zasolonymi (~ 90 g L- 1) płynami CaCl2, które mają unikalną sygnaturę izotopową. Zarówno wartości δ2H jak i δ18O wynoszą około – 15‰, co plasuje je daleko na lewo od linii wód meteorycznych, a także powyżej i na lewo od najbardziej zasolonych wód kopalnianych Tarczy Kanadyjskiej.

Wysoka zawartość 2H w płynach porowych sugeruje, że mogą one pochodzić z nierozcieńczonych solanek bazalnych, których δ2H jest bliskie 0‰. Wymiana 18O z matrycą skalną spowoduje przesunięcie płynów w lewo, od składu typowego dla solanek sedymentacyjnych, do ich obecnej pozycji poza linią wody meteorycznej. Płyny porowe słabo spękanego szarego granitu są wyraźnie unikalne w batolicie Lac du Bonnet i różnią się pod wieloma względami od słonych wód gruntowych występujących w szczelinach. Ich charakter chemiczny i izotopowy konsekwentnie wskazuje na długi czas przebywania tych płynów w matrycy skalnej.

Aby wyjaśnić pochodzenie wód podziemnych zlokalizowanych w szczelinach, niektóre dowody geochemiczne (wysoki stosunek Na/Ca, niski stosunek Br/Cl i morskie wartości δ34S rozpuszczonego SO4) wskazują, że bazalne solanki Na-Cl mogły dostać się do granitu przez strefy szczelin i ewoluować w kierunku wód podziemnych zdominowanych przez Ca w długich okresach czasu geologicznego. Jest więc możliwe, że płyny porowe są w rzeczywistości solankami bazalnymi, pochodzącymi z tych przyległych szczelin, które ewoluowały geochemicznie i izotopowo do ich obecnego składu, w okresach tak długich jak 109 lat. Te płyny porowe mają takie same wartości 87Sr/86Sr jak cała skała, co jest bardzo rzadkie w systemach woda/skała. Sugeruje to izotopową i prawdopodobnie chemiczną równowagę pomiędzy płynem a skałą (Mclaughlin, 1997). Osiągnięcie takiej równowagi sugeruje jednak długi czas przebywania płynów.