New isotope-hydrogeochemical data on the Bang spring (Kuang Binh province, central Vietnam)

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Изучение термальных вод Вьетнама было начато в 1980-х годах. Результаты выполненных исследований по тектоническому режиму, геологическому и гидрогеологическому строению, гидрогеохимии основных геотермальных областей приведены в работах Х. Амагучи, Г.Р. Андерсона, Д. Буи, Г.Д. Као, Н.Н. Кат, A.В. Кристенсена, Я. Дэзи, T.В. Доана, К. Дрога, A.Д. Дучкова, Р. Гилбуэны, С.Х. Хардера, A. Кавамуры, Й. Кенига, Ф. Ларсена, Н. Накагавы, В.К. Нгхиепа и многих других.

В центральном Вьетнаме развиты низко- и высокотермальные воды с температурой на выходе источника, варьирующей в интервале от 25 до 99°С. По составу доминируют термы гидрокарбонатного, гидрокарбонатно-хлоридного и хлоридного натриевого типов с величиной общей минерализации, варьирующей в интервале от 0.05 до 10.05 г/дм³. Большинство термальных вод характеризуется соленостью, не превышающей 1 г/дм³, что может быть связано с тем, что их состав формируется в пределах нестратифицируемых подразделений гидрогеологических массивов в области широкого развития интрузивных пород, устойчивых к процессам выветривания. Циркуляция вод происходит по водоносным зонам экзогенной трещиноватости и разломам (Новиков и др., 2018).

 

Рис. 1. Схема проявлений термальных вод месторождения Банг (Ло Вой). Водопункты: 1 – скважины, 2 – источники; 3 – тектонические нарушения; 4 – горизонтали, отображающие рельеф местности.

 

В настоящей работе приведены результаты изотопно-гидрогеохимических исследований полевых сезонов 2014–2016 годов гидротерм месторождения Банг (другое название – Ло Вой) – одного из важнейших геотермальных районов, расположенных в провинции Куанг Бинь, в центральной части Вьетнама (рис. 1). Первое обследование преимущественно описательного характера и гидрогеохимическое опробование было выполнено Во Конг Нгхиепом в 1998 году и характеризуется двумя пробами высокотермальных источников 1 и 2 (рис. 1) (Nghiep, 1998). К сожалению, тогда был изучен лишь макрокомпонентный состав и содержание кремнезема в растворе.

МЕТОДИКА

В 2014–2016 годах нами впервые было проведено детальное изучение гидрогеохимии и изотопного состава терм месторождения Банг. Произведен отбор проб, проанализировано 27 водных проб на полный химический анализ с микроэлементами, 6 проб на изотопы. Пробы для анализа катионов и анионов отфильтровывались через целлюлозный фильтр (0.45 мкм) на месте отбора для удаления взвеси и собиралась в полиэтиленовые бутыли. Для достоверного определения устойчивых компонентов в растворе на месте отбора пробы консервировались (для анализа катионов проба подкислялась азотной кислотой, для анионов – нет), после чего доставлялись в лабораторию для последующего анализа.

Определение стабильных изотопов проводилось в аналитическом центре Института геологических наук Вьетнамской академии наук и технологий. Подготовка проб воды для изотопного анализа проведена стандартным методом высокотемпературного пиролиза воды на углероде. Для определения изотопных отношений ¹⁸O/¹⁶O и D/H в образцах воды использовали высокотемпературный конвертер TC/EA, соединенный с изотопным масс-спектрометром MAT 253, работающий в режиме непрерывного потока гелия. Измерения изотопных отношений проведены относительно лабораторного стандарта, калиброванного по международным стандартам VSMOW, SLAP и GISP. Для сравнительных оценок использовано соотношение ¹⁸O/¹⁶O относительно водного стандарта SMOW – среднего значения в морской воде. Для измерения трития использовался β-счет на низкофоновом жидкосцинтилляционном спектрометре QUANTULUS-1220 с предварительным электролитическим обогащением.

Нестабильные параметры (рН, температура, НСО₃^-) определялись непосредственно на точке отбора проб воды с помощью полевой гидро-
геохимической лаборатории. Полученные результаты аналитических исследований приведены в табл. 1–3.

 

Таблица 1. Химический состав термальных вод месторождения Банг (Ло Вой), мг/дм³

№ водопункта	М, мг/дм3	Т,°С	рН	Na+	Ca2+	Mg2+	K+	Cl–	SO42–	HCO3-
1	530	96.29	8.47	119.50	1.20	1.46	12.77	29.80	8.86	294.90
2	659	97.12	8.51	152.00	1.20	0.50	13.33	5.10	7.49	421.20
3	650	93.85	8.37	146.70	2.40	0.73	14.40	3.52	10.26	419.44
4	660	90.07	8.03	151.80	0.40	0.89	13.42	4.52	7.81	419.20
5	654	84.13	8.45	149.45	1.60	2.92	11.57	3.71	5.40	420.10
6	647	86.41	8.34	147.90	1.26	1.22	11.84	4.16	6.43	418.10
7	648	85.32	8.21	146.80	1.03	1.06	12.08	3.92	6.37	422.50
8	335	68.43	6.63	66.85	6.00	3.65	6.38	13.45	12.25	185.20
9	340	69.12	6.78	65.34	5.84	2.96	6.87	12.7	12.41	191.30
10	607	78.10	8.43	133.05	2.00	2.19	12.03	4.95	7.35	385.28
11	644	62.0	8.28	147.60	1.20	1.21	13.22	7.10	7.47	407.00
12	633	65.40	8.13	144.80	1.30	1.52	12.89	7.09	7.64	398.70
13	256	29.50	6.80	62.71	4.36	1.02	7.91	5.84	5.41	136.40
14	518	28.20	7.12	15.06	6.00	1.37	6.33	17.04	14.67	428.10
15	72	28.90	6.84	7.25	2.00	3.65	0.62	7.95	4.21	30.00
16	71	30.30	6.51	6.10	2.00	3.65	1.41	9.37	5.84	30.00
17	51	30.80	6.06	4.84	1.80	2.67	0.71	6.53	2.58	21.96
18	76	29.70	6.50	6.83	1.60	4.86	1.62	9.09	4.91	34.16
19	72	32.40	6.71	7.76	2.80	4.86	2.67	11.36	5.37	26.60
20	67	30.20	7.84	6.05	3.60	3.89	1.05	7.95	3.51	31.72
21	67	34.50	6.89	6.11	3.20	4.13	1.17	9.94	3.51	31.72
22	80	33.30	6.86	8.28	3.20	4.13	1.02	9.40	3.51	40.36
23	76	31.90	6.74	6.56	2.80	3.37	1.35	8.52	3.51	39.04
24	87	37.80	7.11	7.84	3.20	5.05	2.02	9.78	5.26	48.56
25	44	25.95	6.37	3.28	1.40	1.68	1.67	4.26	2.75	19.55
26	54	24.30	5.71	4.59	1.90	2.35	1.94	5.96	2.45	27.30
27	62	31.70	6.20	4.52	3.60	4.38	1.75	4.07	4.56	30.75

 

№ водопункта	NH4+	NO2–	NO3–	PO43–	SiO2	Feобщее	S 2-общая	CO2 свободный	H2S
1	1.27	0.001	0.005	0.001	55.85	<0.001	6.0	0	0.60
2	0.40	<0.001	<0.001	0.001	58.23	0.001	4.0	0	0.29
3	0.42	0.001	<0.001	1.250	51.93	<0.001	4.0	0	0.29
4	0.40	<0.001	0.001	0.001	61.21	<0.001	2.0	0	0.15
5	0.42	0.001	<0.001	0.012	58.91	<0.001	4.0	0	0.29
6	0.46	0.015	0.150	0.015	55.92	0.001	4.0	0	0.23
7	0.51	0.027	0.760	<0.001	53.8	0.001	3.0	0	0.19
8	0.34	<0.001	0.001	<0.001	41.22	1.730	4.0	8.36	2.40
9	0.37	-	-	-	42.6	1.860	4.0	7.96	2.53
10	0.53	-	-	-	59.25	1.050	12.0	0	0.86
11	0.40	-	-	-	58.57	0.010	12.0	0	0.86
12	0.84	-	-	-	58.23	0.010	11.0	0	0.79
13	0.63	-	-	-	31.70	<0.001	2.94	0	0.17
14	0.24	0.038	0.950	0.015	29.40	-	4.10	35.95	0.40
15	0.20	-	-	-	16.05	0.352	0.02	8.36	0.01
16	0.22	-	-	-	12.65	0.510	<0.10	8.36	<0.10
17	0.07	-	-	-	9.93	<0.001	<0.10	9.18	<0.10
18	0.22	-	-	-	12.65	0.561	<0.10	9.18	<0.10
19	0.72	-	-	-	9.59	1.250	<0.10	8.36	<0.10
20	0.05	-	-	-	9.25	0.120	<0.10	0.42	<0.10
21	0.01	-	-	-	7.55	0.150	<0.10	5.42	<0.10
22	0.01	-	-	-	9.59	0.150	<0.10	5.42	<0.10
23	0.19	-	-	-	10.27	0.750	<0.10	5.42	<0.10
24	0.28	-	-	-	5.45	1.120	<0.10	5.13	<0.10
25	0.09	-	-	-	9.52	0.370	<0.10	2.71	<0.10
26	0.13	-	-	-	7.18	0.520	<0.10	3.79	<0.10
27	0.24	-	-	-	8.35	0.750	<0.10	6.04	<0.10

 

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Месторождение термальных вод Банг приурочено к зоне тектонических нарушений, связанной с пересечением крупных разломов Кьень Жань и Банг. Первый имеет простирание с севера на юг и трассируется одноименной рекой, а второй  – с северо-запада на юго-восток. В изучаемом районе широко проявились магматические процессы в неотектоническое время. Излившиеся базальты плиоцен-плейстоценового возраста широко распространены северо-западнее от месторождения Банг. В разрезе выделяется два гидрогеологических этажа. Нижний представлен отложениями архей-протерозойского кристаллического фундамента, а верхний – осадочным чехлом, представленным водовмещающими породами верхнего ордовика – нижнего силура (переслаивание глин, песчаников и алевритов формации Лонгдаи) и четвертичными элювиальными и аллювиальными отложениями.

Выходы термальных вод проявляются по берегам небольшой речки Кьень Жань. Наблюдается интенсивная разгрузка гидротерм и фумарольная деятельность (рис. 2). Суммарный дебит высокотермальных вод с температурой 75–97 °С составляет более 40 л/с. На выходе источников отлагаются травертины (диаметр новообразований составляет до 1.0–1.5 м) (рис. 2а). Установлено, что температура на выходе источников варьирует в широком интервале – от 30 до 100 °С. Разгрузка вод с температурой более 60 °С локализуется в зоне пересечения разломов Кьень Жань и Банг (водопункты 1–10). На месторождении пробурены две неглубокие скважины: 1) глубиной 40 метров (водопункт 13) в июне 2013 года и 2) глубиной 200 метров (водопункт 14) в ноябре 2014 года. Как показали результаты геотермических исследований, чем дальше мы отдаляемся от зоны пересечения разломов Кьень Жань и Банг, тем в большей степени снижаются геотермические параметры разреза. Так, пластовая температура 34.5 °С отмечается в первой скважине на глубине 40 м, а во второй – на глубине 200 м, геотермические градиенты достигают больших величин и составляют 86.3 °С/100 м и 17.2 °С/100 м соответственно. В целом, для крупных отрицательных тектонических элементов Юго-Восточной Азии, сложенных породами палеоген-неогенового возраста, геотермические градиенты нередко достигают 5.5–7.5 °С/100 м (Уткин и др., 1986). Например, в Ханойском прогибе на глубинах от 2500 до 4000 м пластовые температуры варьируют в интервале 125–180  °С (Дучков и др., 1992; Wysocka, 2009), а согласно расчетам (Скордули и др., 1983) на глубине 5000 м могут достигать 230 °С.

Величина общей минерализации изученных терм варьируется от 44 до 659 мг/дм³. Воды значительно отличаются по своему химическому составу и содержанию основных макро- и микрокомпонентов в зависимости от температуры источника. На диаграмме Пайпера (рис. 3) показаны соотношения основных компонентов в термальных водах, для сравнения на рисунок добавлены литературные данные по составу морских вод, за которые были приняты воды Мирового океана со следующим составом (мг/ дм³): Са²⁺ – 400; Мg²⁺ – 1350; Na⁺+K⁺  – 11 080; Cl^- – 19 300; SO₄^2- – 2700; HCO₃^- – 160; Br^- – 65; I^- – 0,06; NH⁺⁴ – 0.5; SiO₂ – 6; B⁺ – 4.6. Установлены две основные гидрогеохимические группы терм (по С.А. Щукареву). Первая характеризуется температурой на выходе 24.3–34.5 °С, гидрокарбонатно-хлоридным натриево-магниевым составом с величиной общей минерализации 44–87 мг/ дм³, по величине рН – от слабокислых до слабощелочных (5.71-7.84). Вторая отличается температурой 62.1–97.1 °С, гидрокарбонатным натриевым составом, величиной минерализации 256–659 мг/дм³ и величиной рН от 8.03 до 8.51. Полученные результаты хорошо согласуются с ранее полученными данными Во Конг Нгхиепа. Установленные особенности накопления основных солеобразующих компонентов четче проявляются в разных химических типах термальных вод.

 

Таблица 2. Микрокомпонентный состав термальных вод месторождения Банг (Ло Вой)

№ водопункта	М, мг/дм3	Т,°С	Mn	Zn	F–	I–	Pb	As	Cd
			мг/дм3				мкг/дм3
1	530	96.29	0.007	0.002	4.10	0.20	0.03	1.25	0.137
2	659	97.12	0.003	0.021	-	-	3.06	3.86	0.189
3	650	93.85	0.001	0.003	-	-	1.82	2.50	0.134
4	660	90.07	0.005	0.002	-	-	2.15	1.35	0.137
5	654	84.13	0.041	0.002	-	-	0.04	2.02	0.135
6	647	86.41	0.009	0.007	-	-	2.43	2.15	0.152
7	648	85.32	0.005	0.023	-	-	2.08	1.05	0.356
8	335	68.43	0.001	0.096	-	-	1.63	1.25	0.171
14	518	28.20	0.182	0.074	-	-	3.11	1.65	0.180

 

 

Рис. 2. Разгрузка гидротерм месторождения Банг по берегам речки Кьень Жань (фото Тран Вьет Хоан, 2016).

 

 

Таблица 3. Изотопный состав термальных вод месторождения Банг (Ло Вой) и ряда других объектов

Водопункт	δ18O	δD	3H TЕ	Источник
	‰ SMOW
Банг (Ло Вой) № 1, фумаролы	-1.6	-22.2	0.5	Результаты полевых исследований 2014–2016 годов
Банг (Ло Вой) № 3, фумаролы	-1.3	-21.4	-
Банг (Ло Вой) № 8, источник	-7.3	-51.4	10.2
Банг (Ло Вой) № 13, скважина	-6.4	-42.1	11.1
Банг (Ло Вой) № 14, скважина	-6.2	-39.3	10.0
Банг (Ло Вой) № 17, источник	-5.7	-34.2	4.3
Нефтечала Южная, источник	-0.6	-32.0	-	Лаврушин и др., 2015
Нефтечала, скважина	0.0	-32.0	-
Эль Чичен, фумаролы	-2.2	-17.0	-	Taran et al., 1998
Эль Чичен, кратер	-1.5	-22.0	-
Кирсехир, источник	-12.3	-88.4	0.2	Yurteri, Simsek, 2017
Кон Майн, скважина	-14.4	-69.0	1.0	Douglas et al., 2000
Лос Ратонэс, скважина	-	-	3.5	Gómez et al., 2006
г. Кизляр, скважина	-13.1	-97.0	<1.0	Соколовский и др., 2010а
пос. Полуночное, скважина	-16.8	-125.0	7.0	Соколовский и др., 2010б
пос. Денежкино, скважина	-16.2	-118.0	5.0
Банный, скважина	-11.5	-83.6	1.2	Харитонова и др.. 2012
Горячий, колодец	-11.2	-80.1	0.8
Святая Елена, скважина	-12.3	-99.2	3.1

 

Так, в высокотемпературных водах гидрокарбонатного натриевого состава наиболее тесная связь с общей минерализацией отмечается у натрия, калия и гидрокарбонат-иона, концентрации которых варьируют в интервале 132–165, 12–14 и 295–423 мг/дм³соответственно. Среди микрокомпонентов – у серы и кремнезема с содержаниями 4–12 и 41–61 мг/дм³. Величина достоверности полученных регрессионных зависимостей достигает 0.84–0.89. Характер изменения соотношения катионов и анионов в термальных водах с температурой ниже 35 ^°С показывает, что среди катионов в водах преобладает натрий, на втором месте находится магний. Среди анионов доминирует также гидрокарбонат-ион, концентрации которого изменяются от 20 до 41 мг/дм³ и хлорид с содержанием 4–11 мг/дм³. Результаты химических анализов сезонного опробования в мае и декабре показывают, что соотношения основных ионов в составе терм (источники 1–10, рис. 1, табл. 1) остаются стабильными.

 

Рис. 3. Диаграмма Пайпера состава термальных вод месторождения Банг. Химические типы вод по С.А. Щукареву: 1 ‒ HCO3-Cl-Na-Mg; 2 – HCO₃-Na; 3 ‒ HCO₃-Mg-Na; 4 – морская вода.

 

Концентрации кремнезема возрастают с увеличением температуры, что отмечалось ранее (Плюснин и др., 2013) при изучении термальных вод Байкальской рифтовой зоны. На месторождении Банг у вод ниже 35 °С концентрации кремнезема составляют 6–32 мг/дм³, а у высокотермальных вод (температура выше 80 °С) – 51–61 мг/дм³. С ростом общей минерализации и температуры вод в растворе помимо серы и кремнезема также накапливаются в следующих концентрациях аммоний (до 1.27 мг/ дм³), свинец (до 3.11 мкг/дм³), марганец (до 0.182 мкг/ дм³), цинк (до 0.096 мг/дм³), мышьяк (до 3.86 мкг/дм³) и кадмий (до 0.356 мкг/ дм³) (табл. 2). Наиболее обогащены железом (общее) термы с величиной общей минерализации ниже 400 мг/дм³ (до 1.86 мг/дм³), высокотермальные воды характеризуются следовыми концентрациями (ниже 0.001 мг/дм³). Следует отметить, что наибольшие содержания свинца и марганца характерны для гидротерм, отобранных на глубине 200 метров в скважине № 14. Для них также характерны наиболее высокие концентрации NO₂^- (до 0.038) и NO₃^- (до 0.95 мг/дм³).

Как отмечалось выше, впервые для гидротерм месторождения Банг (Ло Вой) нами выполнен изотопный анализ кислорода (δ¹⁸O), водорода (δD) и трития (³H) (табл. 3). Анализ распределения положения точек гидротерм разного химического состава от величины δ¹⁸O и δD свидетельствует о двух возможных генетических типах вод. В основе водной компоненты первого лежит метеорная вода и в незначительной степени морская (талассогенная), а у группы содовых вод с максимальными значениями δ¹⁸O и δD, связанными с фумаролами, более глубинный источник. Положение первой группы точек по изотопному составу (δ¹⁸O = -7.3… -6.2 ‰ и δD = -51.4… -39.3 ‰) (рис. 4) хорошо согласуется с данными, полученными нами ранее для геотермальной области Транг Бо в центральных районах Вьетнама (Doan et al., 2015; Новиков, Доан, 2016; Новиков и др., 2018), они близко расположены к мировой линии метеорных вод (GMVL) (Craig, 1961). Измерения δ¹⁸O и δD у группы содовых вод (δ¹⁸O = -1.6… -1.3 ‰ и δD = -22.2… -21.4 ‰), связанных с фумаролами, показали их сильное отличие от поверхностных вод (морских и речных). Этот факт не является исключением. По своему изотопному составу они во многом схожи с грязевулканическими водами гидрокарбонатного натриевого типа Азербайджана (δ¹⁸O = -0.6–0 ‰ и δD = -32.0 ‰) (Лаврушин и др., 2015), а также гидротермами (кратер, фумаролы) вулкана Эль Чичен в Мексике (δ¹⁸O = -2.2… -1.5 ‰ и δD = -22.0… -17.0 ‰) (Taran et al., 1998). Подобный изотопный сдвиг может происходить за счет процессов взаимодействия вод с вмещающими горными породами и из-за высокотемпературных преобразований минерального вещества пород. При этом чем больше время взаимодействия, тем больше наблюдаемый сдвиг.

Полученные данные по измерениям трития также указывают на разное время циркуляции двух групп терм, изученных на месторождении Банг. Первые – гидрокарбонатно-хлоридные натриево-магниевые – характеризуется содержанием трития, варьирующим в пределах 4.3-11.1 ТЕ (табл. 3). Тогда как в высокотемпературных гидрокарбонатных натриевых водах его концентрация составляет всего 0.5 ТЕ. Если сравнивать полученные данные с результатами изучения термальных вод К. Юртери и С. Симсека в Турции (Yurteri, Simsek, 2017) и М. Дугласа с соавторами на Канадском щите (Douglas et al., 2000), П. Гомеса с соавторами в Испании (Gómez et al., 2006), Л.Г. Соколовского с соавторами по Восточно-Предкавказскому (Соколовский и др., 2010а) и Западно-Сибирскому (Соколовский и др., 2010б) артезианским бассейнам, Н.А. Харитоновой с соавторами по Дальнему Востоку (Харитонова и др., 2012) и многим другим регионам мира, а также использовать для расчета возраста подземных вод различные модели, рассмотренные в монографии В.И. Ферронского и В.А. Полякова (Ферронский, Поляков, 1983; 2009), можно предположить, что в первом случае «тритиевый» возраст (время водообмена) не будет превышать 50 лет, тогда как во втором может достигать более 1000 лет.

 

Рис. 4. Соотношения изотопов кислорода и водорода в гидротермах месторождения Банг и центрального Вьетнама. Термальные воды центрального Вьетнама (Новиков и др., 2018): 1 – материк, 2 – прибрежные районы; 3 – гидротермы месторождения Банг.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В заключение следует отметить, что впервые по термальным водам месторождения Банг (Ло Вой) проведены детальные гидрогеохимические и изотопные исследования, которые позволили выявить особенности состава, генезиса и предварительно оценить их возраст. Установлено, что все воды разделяются на две генетические группы. Первая имеет атмосферный генезис (δ¹⁸O = -7.3… -6.2 ‰ и δD = -51.4… -39.3 ‰), температуру 24.3–34.5 ^оС, гидрокарбонатно-хлоридный натриево-магниевый состав с величиной общей минерализации 44–87 мг/дм³ и рН 5.71–7.84. Вторая, локализованная в зоне пересечения разломов Кьень Жань и Банг, имеет более глубинный генезис (δ¹⁸O = -1.6… -1.3 ‰ и δD = -22.2… -21.4 ‰), отличается температурой 62.1–97.1 °С, гидрокарбонатным натриевым составом, величиной минерализации 256–659 мг/дм³ и рН от 8.03 до 8.51. Данные по тритию (³H) также указывают на разное время циркуляции этих вод. В первом он не превышает 50 лет (³H = 4.3–11.1 ТЕ), тогда как во втором может достигать более 1000 лет (³H = 0.5 ТЕ).

About the authors

D. A. Novikov

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, Siberian Branch; Novosibirsk State University

Author for correspondence.
Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
Russian Federation, pr. Koptyuga 3, Novosibirsk; ul. Pirogova 1, Novosibirsk

Phan Thi Kim Van

Institute of Geological Sciences, Vietnam Academy of Sciences and Technology

Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
Viet Nam, Chua Lang 84, Dong Da, Hanoi

Doan Van Tuyen

Institute of Geological Sciences, Vietnam Academy of Sciences and Technology

Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
Viet Nam, Chua Lang 84, Dong Da, Hanoi

Do Thi Thu

Institute of Geological Sciences, Vietnam Academy of Sciences and Technology

Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
Viet Nam, Chua Lang 84, Dong Da, Hanoi

Tran Viet Hoan

National Center for Planning and Study of Water Resources

Email: NovikovDA@ipgg.sbras.ru
Viet Nam, Vu Huan Ti 93/95, Sai Don Vord, Long Bien, Hanoi

References

Supplementary files