Batholith
7.15.6.1 Composição das águas subterrâneas e fluidos salinos no Batholith de Granito Lac du Bonnet, Manitoba, Canadá
O Batholith Lac du Bonnet é um granito com 2.6 mil milhões de anos no limite oeste do Escudo Canadiano, cerca de 100 km a leste de Winnipeg, Manitoba. Foi estudado em detalhe porque era a localização do Laboratório de Pesquisa Subterrânea do Canadá (URL) e era uma instalação de pesquisa do programa canadense para eliminação de resíduos nucleares de alto nível. A instalação foi fechada em 2010 após 25 anos de operação.
Foram perfurados mais de 100 furos até profundidade de 1 km no granito para estudar variações na geologia, mecânica das rochas, hidrogeologia e geoquímica das rochas. As águas subterrâneas em fracturas, falhas e a matriz rochosa foram amostradas usando uma variedade de técnicas (Gascoyne, 2002, 2004; Ross e Gascoyne, 1995) e mostraram zonação distinta com profundidade.
As águas subterrâneas rasas são geralmente diluídas (TDS < 0.3 g L- 1) águas Ca-Na-HCO3 e ocasionalmente mostram indicações de mistura com Ca-Mg-HCO3-SO4 de sedimentos ricos em argila que frequentemente cobrem o granito. As águas subterrâneas mais profundas ou são águas diluídas de Na-Ca-HCO3 ou contêm concentrações significativas de Cl e SO4. Com maior profundidade, as águas de Na-Ca-Cl-SO4 de salinidade crescente são encontradas. As águas subterrâneas mais salinas com fractura foram encontradas a cerca de 1000 m de profundidade e têm uma salinidade de até 51 g L- 1.
A grande amplitude em salinidade (duas ordens de grandeza) entre as águas subterrâneas próximas da superfície e a uma profundidade de 1000 m deve-se principalmente ao aumento das concentrações de Na, Ca e Cl com profundidade, sendo as diferenças entre cada zona de fractura uma indicação da limitada interconectividade destas zonas (Figura 14). Em alguns locais, as águas subterrâneas pouco profundas têm uma forte assinatura de cloro e indicam descarga das águas subterrâneas salinas mais profundas à superfície. Estas áreas foram encontradas com descarga localizada de gás He, um indicador adicional, mais sensível, da descarga de águas subterrâneas.
Figure 14. Representação esquemática das composições de águas subterrâneas na área de locação URL mostrando caminhos de fluxo de águas subterrâneas e padrões geoquímicos em zonas de fratura
(reproduzido de Gascoyne M, Davison CC, Ross JD, e Pearson R (1987) Saline groundwaters and brines in plutons in the Canadian Shield. In: Fritz P e Frape SK (eds.) Saline Water and Gases in Crystalline Rocks, Special Paper, vol. 33, pp. 53-68. Ottawa, ON: Geological Association of Canada com permissão da Geological Association of Canada).
Em contraste, iões como o HCO3 mostram uma diminuição gradual, de um valor superficial de ~ 250 para < 10 mg L- 1, à medida que a salinidade aumenta. O sulfato aumenta para um nível máximo de cerca de 1000 mg L- 1 e tende a diminuir nos fluidos mais salinos. Estas características indicam controle de solubilidade por uma fase mineral pouco solúvel (calcita e gesso, respectivamente).
O pH das águas subterrâneas também varia com a profundidade. Para profundidades de 0-200 m, foi determinada uma grande faixa de pH (6,5-9,3), os valores mais baixos refletem a influência das águas de recarga ácida que são ricas em matéria orgânica dissolvida e CO2 da zona do solo. Abaixo de 200 m, a maioria das águas subterrâneas situa-se na faixa de pH 7,5-8,8. O potencial redox das águas subterrâneas (medido como Eh utilizando um sensor de eléctrodo) mostra uma tendência geral de diminuição de Eh com profundidade (de + 500 mV na superfície para < – 100 mV em profundidade). Redox é controlado por dois processos principais: oxidação de orgânicos dissolvidos nas zonas rasas e o casal Fe(II)/Fe(III) redox em minerais como pirite (sulfureto de Fe), biotite (silicato de Fe) e magnetite (óxido de Fe), em profundidade. A alta concentração de urânio nas águas subterrâneas próximas à superfície é um claro indicador do potencial redox. As águas subterrâneas acima de aproximadamente 200 m de profundidade no leito rochoso têm teores de urânio de 50 a 1000 μg L- 1, enquanto abaixo de 250 m contém < 10 μg L- 1.
As águas subterrâneas mais rasas e diluídas (ou seja, baixa concentração de cloro) em áreas de recarga contêm 3H ao nível de pelo menos 10 TU. O conteúdo moderno de 3H de precipitação é de cerca de 15 TU. Isto indica que estas águas subterrâneas tiveram um tempo de residência relativamente curto no sistema de fluxo e a maioria foi recarregada nos últimos ~ 50 anos ou, pelo menos, contém alguma porção de água que foi recarregada nos últimos 50 anos. Várias águas subterrâneas, na faixa de profundidade 50-250 m, contêm significativamente mais de 20 TU e podem indicar a presença de águas subterrâneas que recarregaram durante os testes com bombas atômicas no período 1953-63.
A relação entre δ2H e δ18O para precipitação local, registrada em Gimli, Manitoba, para o período 1976-79 (δ2H = 8 δ18O + 7,47) é próxima à da precipitação meteórica global. Todas as águas subterrâneas estão próximas a esta linha, indicando que são de origem meteórica. As águas subterrâneas diluídas têm a composição isotópica da precipitação moderna (δ18O = – 13‰ a – 14‰). Este intervalo pode ser tomado para representar a composição das águas subterrâneas recarregadas durante os períodos de clima quente como o presente. Em contraste, as águas subterrâneas salobras (na faixa de Cl de 200 a ~ 8000 mg L- 1) são até 7‰ mais baixas nos valores de δ18O sugerindo que foram recarregadas na rocha durante um clima mais frio, glacial ou pós-glacial possivelmente há 10 000 anos. Este tipo de águas subterrâneas é encontrado nas zonas de falha mais permeáveis da área, a uma profundidade de 200-600 m (Figura 14).
Em águas de maior salinidade, as águas subterrâneas têm os valores de δ2H e δ18O comparáveis aos das águas subterrâneas modernas. Deduz-se, portanto, que estas águas salinas foram recarregadas durante um evento climático quente, semelhante ao presente e, por estarem subjacentes às águas salobras de clima frio, são provavelmente mais antigas.
As águas subterrâneas amostradas de fracturas subverticais próximas da superfície e em zonas de falhas tão profundas como ~ 500 m têm valores δ13C que variam entre – 21‰ e – 11‰ e 14CDIC valores entre as 6 e 80 pmC. Com exceção de uma diminuição do conteúdo de 14C com profundidade crescente, poucas tendências nestes dados podem ser vistas. As águas Na-Ca-HCO3 de recarga têm valores δ13C entre – 18‰ e – 11‰, e Na-HCO3 e águas subterrâneas Na-Ca-Cl mais salinas em zonas de fratura mais profundas têm uma variação de – 21‰ a – 14‰, com a grande maioria deles entre aproximadamente – 17‰ e – 13‰.
Em contraste, 14C mostra uma variação mais pronunciada ao longo do regime de fluxo: Os níveis de 14C na recarga das águas Na-Ca-HCO3 variam de 80 pmC na superfície próxima a aproximadamente 10 pmC em profundidades maiores. As águas de Na-Ca-HCO3 e Na-Ca-Cl que descarregam ao longo das zonas de fratura têm níveis de 14C entre 5 e 54 pmC. Estes dados indicam que 14C é um parâmetro útil para distinguir entre águas subterrâneas pouco profundas e de rápida circulação e águas mais profundas em zonas de falha onde a circulação é mais lenta e mais restrita, semelhante às descobertas relatadas por Tullborg e Gustafsson (1999). Infelizmente, devido aos problemas de contaminação por fontes modernas de 14C (por exemplo, a atmosfera e a água residual da perfuradora high-14C) e devido à influência das interacções água-rocha, 14C é de pouca utilidade na determinação dos tempos de residência das águas subterrâneas mais profundas e salinas.
Recentemente, tem sido possível recolher fluidos porosos da matriz de rocha granítica não fracturada utilizando furos com inclinação ascendente ao nível dos 420 m da URL. Estas águas são altamente salinas (~ 90 g L- 1) fluidos CaCl2 que têm uma assinatura isotópica única. Ambos os valores de δ2H e δ18O são aproximadamente – 15‰, uma composição que os coloca bem à esquerda da linha de água meteórica e também acima e à esquerda das águas mais salinas da mina Canadian Shield.
O alto conteúdo de 2H dos fluidos porosos sugere que eles poderiam ser derivados de salmouras basais não diluídas cujo δ2H é próximo a 0‰. A troca de 18O com a matriz rochosa irá deslocar os fluidos para a esquerda, de uma composição típica das salmouras sedimentares, para a sua posição actual para além da linha de água meteórica. Os fluidos porosos do granito cinzento esparsamente fracturado são claramente únicos no batholith Lac du Bonnet e diferem em vários aspectos das águas subterrâneas salinas encontradas nas fracturas. O seu carácter químico e isotópico indica consistentemente um longo tempo de residência destes fluidos na matriz rochosa.
Para ter em conta a origem das águas subterrâneas com fractura, algumas evidências geoquímicas (rácios Na/Ca elevados, rácios Br/Cl baixos e valores do tipo marinho δ34S do SO4 dissolvido) indicam que as salmouras Na-Cl basais podem ter entrado no granito através das zonas de fracturação e evoluíram para águas subterrâneas dominadas por Ca- durante longos períodos de tempo geológico. É possível, portanto, que os fluidos porosos sejam realmente salmouras basais, derivadas destes fluidos de fratura adjacentes, que evoluíram geochemicamente e isotopicamente à sua composição atual, ao longo de períodos tão longos quanto 109 anos. Estes fluidos porosos têm os mesmos valores 87Sr/86Sr de rocha inteira, o que é muito raro em sistemas de água/rocha. Isto implica um equilíbrio isotópico e possivelmente químico entre fluido e rocha (Mclaughlin, 1997). Atingir tal equilíbrio sugere um longo tempo de residência para os fluidos.