где Qx— диффузионный поток, характеризующий количество вещества, переносимого через единицу поверхности за единицу времени;
с — концентрация вещества.
Как следует из уравнения (1), поток исчезает в случае однородности системы, т. е. когда
dc / dx = 0

Условия диффузионного массообмена в недрах относятся к весьма сложным: обычно диффузия здесь происходит совместно с конвекцией и фильтрацией. Поэтому во многих работах рассмотрены уравнения конвективной или фильтрационной диффузии, Поскольку нас пока интересует раздельная оценка доли каждого из механизмов миграции гелия, укажем факторы, непосредственно влияющие на его диффузию. Отметим также необходимость точной системы отсчета, более простой в случае движения в твердом теле и усложняющейся в флюидах, которые сами по себе подвижны и крайне чувствительны к перепадам температур и давлений. Например, для экспериментальных оценок диффузии газа в воде ее приходится закреплять желатином, без чего диффузия превращается в конвективную диффузию с более интенсивными параметрами переноса. Рассмотрим наиболее простой случай — диффузию в однородном твердом теле.

В экспериментах с метаном П. Л. Антонов показал, что при величине пор глинистых образцов, соизмеримых с размерами молекул газа, начальные параметры диффузии отличаются от установившихся (стационарных). При этом первые заметно выше последних, что П. Л. Антонов объяснял эффектом закупорки пор. Этот процесс, называемый сорбцией, имеет, однако, более сложную природу химического взаимодействия веществ на уровне ковалентных (ближних) связей.
Химически нейтральный гелий проникает через некоторые вещества, например через кварцевое стекло, достаточно свободно. При миграции такого гелия через другие минералы возникают те или иные «задержки», также обусловленные весьма сильными ближними связями, преодолеть которые можно только созданием градиента давления или температуры. Наконец, известны минералы, способные удерживать в себе значительные концентрации гелия на протяжении геологического времени; эти же минералы не пропускают гелий, т. е. через них в нормальных условиях диффузионной миграции не происходит.
Большой вклад в изучение отмеченного процесса внес Э. К. Герлинг (1957г.). Он экспериментально показал, что выход гелия из минералов определяется величиной теплоты диффузии, зависящей от структуры и плотности кристаллической решетки: минералы с плотной упаковкой и ненарушенной структурой, имеющие теплоту диффузии более 1,43-105 Дж/моль, практически не выделяют и не пропускают гелий. К таким минералам относятся берилл, магнетит, сфен и многие другие.
В сильно радиоактивных минералах (торианите, урановой смолке и др.) исходная кристаллическая структура обеспечивает высокую сохранность гелия. Только со временем, под действием разрушающего излучения, в структуре минералов появляются дефекты («просветы», по Э.К. Герлингу), и начинается усиленная утечка накопившегося ранее газа. Этот механизм объясняет причину более высоких потерь гелия сильно радиоактивными минералами, уровень которых со временем достигает 99%.

Дальнейшие исследования позволили выявить единый механизм выхода инертных газов (гелия, аргона, криптона, ксенона) из минералов и пород. Интенсивность выхода, пропорциональная в первом приближении температуре отжига, оказалась неравномерной – на кривой выхода наблюдались характерные максимумы. Они объяснялись наличием связей атомов инертных газов с вмещающим веществом; для преодоления таких связей (или «барьеров») необходимо затратить дополнительную энергию, получившую название «энергии активации» (Морозова, Ашкинадзе, 1971г.). И. М. Морозова и Г. Ш. Ашкинадзе сделали следующий вывод (с. 114): «Кинетика выделения Не, Аг, Кг, Хе из минералов не подчиняется классическим уравнениям диффузии удовлетворительно описывается уравнением химической реакции первого порядка. Сложный характер кинетических кривых объясняется существованием спектров энергий активации отжига атомов редких газов по аналогии с выявленными в физике твёрдого тела спектрами энергий активации отжига дефектов, образованных в кристаллах под действием корпускулярного или электромагнитного облучения».

Итак, с позиции физической химии под диффузией понимается процесс миграции какого-либо компонента, зависящий от характеристик вмещающей среды и приложенной энергии. От конвекции и фильтрации диффузия отличается только тем, что движение вещества происходит через сплошную среду на атомно-молекулярном уровне, в то время как при конвекции и фильтрации движение осуществляется по нарушениям сплошности среды (сообщающимся порам и трещинам) в виде суммарного потока всех способных к перемещению компонентов. Разумеется, резкой границы в характеристиках среды и происходящей через нее миграции вещества провести нельзя, поскольку между микроструктурой и макротрещинами существует плавный переход, обусловленный наличием микротрещин. Поэтому цифровые значения процесса охватывают большой диапазон и требуются условные разграничения. Уточним с этих позиций фактические скорости диффузии гелия в реальных термодинамических условиях верхней гидролитосферы, где выполняются основные виды гелиеметрических исследований (глубина — первые сотни метров, давление обычно соответствует гидростатическому, температура — до 20°С). Экспериментально установленные параметры диффузии для таких условий в воде и основных типах пород приведены в табл. 1.

Таблица 1
Параметры диффузии гелия для некоторых сред.

Согласно расчетам Р. Ньютона и Г. Ф. Роунда скорость перемещения диффузионного фронта гелия в донных илах составляет доли миллиметра в год. Отсюда ими сделан вывод об отставании диффузии гелия от скорости осадконакопления на дне Мирового океана.

По данным А. Г. Граммакова, В. С. Глебовской и И. М. Хайковича (1965г.), 1 км пути диффузионный фронт гелия в континентальных условиях проходит примерно за 1,5 млрд/лет. На этом основании авторами высказано мнение об отсутствии мигрирующего таким способом подкорового гелия в приповерхностном слое, вследствие чего он не может мешать поискам месторождений радиоактивных руд по связанным с ними локальным гелиевым аномалиям.

В последнем случае высказана крайняя точка зрения, которой А. Г. Граммаков с соавторами стремились обосновать, связь встречаемых в приповерхностном слое гелиевых аномалий с залежами радиоактивных руд; для такой связи необходимо отсутствие активных проявлений источников глубинного гелия. Тем не менее эта оценка близка к истине. Для обоих приведенных расчетов авторы принимали достаточно высокие значения Кдифф гелия (порядка 5 х 10^–5 см²/с), близкие таковым в воде и водонасыщенных глинах. Если же взять Кдифф равным 10^–7 см²/с, что больше соответствует среднему уровню проницаемости литосферы, то становится очевидным явное несоответствие теоретически возможного и реально наблюдаемого поля гелия в приповерхностном слое, где характерен активный водогазообмен (Яницкий, Пименов, 1976г.). Моделирование показывает, что в таких условиях при наличии одного лишь диффузионного питания в верхней части литосферы может быть только равномерное распределение гелия, подобное тому, которое наблюдается в атмосфере.


4. КОНВЕКТИВНО-ФИЛЬТРАЦИОННАЯ МИГРАЦИЯ

В соответствии с приведенным выше определением конвекция и фильтрация начинаются при наличии термодинамического напора в условиях нарушения сплошности (или устойчивости) среды. Движение осуществляется в форме массированного потока фазы-носителя, захватывающего в окружающем пространстве все способные к перемещению компоненты. Например, в жильно-трещинных подземных системах потоки воды могут нести не только суспензию, но и твердые частицы. Поэтому в отличие от диффузии направление движения массопотокa здесь задается фазой-носителем; распределение концентраций остальных вовлеченных в поток компонентов самостоятельной роли не играет; перенос микрокомпонентов идет независимо от градиента концентрации, даже может быть направлен против него, на чем основаны применяемые в технике способы термодинамического обогащения. Эти формы массопереноса в недрах можно назвать принудительными, или активными.

Активные формы миграции газов, в частности гелия, исследованы в меньшей мере, чем диффузия. К числу наиболее значимых можно отнести работу В. А. Соколова (1956г.), детально рассмотревшего механизм фильтрации газа с подвижной жидкостью, включающий и «пробулькивание» пузырьков газовой фазы. В таких условиях гелий получает значительную подвижность и переносится фазой-носителем по проницаемым структурам на значительные расстояния. Скорость переноса в этом, случае на несколько порядков выше диффузионной даже в «застойных» водах глубоко залегающих частей артезианских бассейнов (Яницкий, 1974г.).

Важные исследования физико-химических процессов фильтрации выполнены в последние годы В. С. Голубевым с соавторами (1970г.); они позволили количественно оценить сорбционные эффекты в гетерогенных системах. Инертный в нормальных термодинамических условиях гелий в меньшей мере подвержен действию сорбции. Однако и для него такой процесс проявляется достаточно отчетливо. Многокомпонентная подземная среда (породы, вода, углеводороды), через которую движется по зонам повышенной проницаемости фильтрационный поток, ассимилирует восходящий из недр гелий пропорционально растворимости. В нефти, например, растворимость гелия по сравнению с водой увеличивается примерно в 10 раз, а в свободной газовой фазе (азот, углеводороды, углекислый газ) гелия уже в 100 раз больше, чем в контактирующей воде. Такие природные накопители (аккумуляторы, или ловушки) существенно задерживают направленную миграцию гелия из недр к поверхности: в них упругость гелия стремится к значениям, равновесным потоку. Упругость наиболее точно отражает интенсивность гелиенасыщения недр в данных термодинамических условиях. Ниже упругость для гелия отождествляется с его полной концентрацией.

Вместе с тем следует подчеркнуть, что во всем доступном для прямых исследований слое верхней части литосферы (3—5 км) отсутствуют участки «подвешенных» концентраций гелия, т. е. те случаи кажущейся аномальной концентрации в верхних горизонтах, о которых писали исследователи на ранних этапах развития геологии гелия. Упругость гелия с глубиной во всех фазах постоянно (равномерно или ступенчато) возрастает, что подтверждает квазистационарный характер восходящих фильтрационных потоков.

На рис. 2 показаны основные типы фактически наблюдаемых при вертикальном зондировании концентрационных профилей гелия. Они свидетельствуют об однонаправленном процессе фильтрации гелия из недр к поверхности под избыточным давлением с абсолютным преобладанием скоростей фильтрации над диффузией. Вторая переменная миграции гелия обусловлена возрастающей снизу вверх составляющей горизонтального рассеяния (фактором приповерхностного водогазообмена), которая минимальна в породах кристаллического субстрата и максимальна в осадочных бассейнах; в открытых водоемах, так же как в атмосфере, господствует конвективное перемешивание.

Рис. 2. Вертикальные концентрационные профили гелия, формирующиеся в различных
гидродинамических условиях геосферы из тождественного по интенсивности и местоположению
очага разгрузки, залегающего на глубине более 3 км.
Кривые изменения концентраций гелия с глубиной:
I — для выходящего на поверхность кристаллического субстрата в зоне активного разлома
(высокий вертикальный градиент концентрации имеет место только в приповерхностной части
интенсивного водогазообмена);
I I — для осадочной толщи мощностью 3 км, залегающей на кристаллическом субстрате и нарушенной
сквозным активным разломом (из-за отсутствия сплошности пластов высокий вертикальный градиент
проявлен только в приповерхностной зоне интенсивного водогазообмена);
I I I — то же, но в условиях сохранения сплошности экранов осадочной толщи
(условия образования аномально высокого пластового давления);
IV — то же, но в условиях интенсивного бокового потока подземных вод, например в предгорных
частях осадочных бассейнов;
V – для открытых (морских) бассейнов с гелиенирующими разломами на дне.
1 — наблюденная часть концентрационного профиля с точками отбора проб,
2 — интерполированная часть профиля;
3 — положение кристаллического субстрата – верхняя линия для кривой 1, нижняя – для кривых II—V.


В табл. 2 приведены для сравнения основные показатели миграции рассмотренных форм гелия для термодинамических условий верхней части литосферы; их значения заимствованы из работ Р. Ньютона, Г. Ф. Роунда (1961г.); А. Г. Граммакова В. С. Глебовской и И. М. Хайковича (1965г.); В. С. Голубева, Ю. Г. Осипова и И. Н. Яницкого (1970г.); В. С. Голубева, А. Н. Еремеева и И. Н. Яницкого (1974г.). Сравнение цифр показывает, что реальное значение для исследуемой зоны имеют только активные формы переноса гелия.

Таблица 2
Параметры миграции различных по подвижности форм гелия.

Благодаря наличию восходящих фильтрационных потоков в приповерхностном слое интенсивного водогазообмена отмечается высококонтрастное поле гелия с перепадом концентраций в пределах четырех-пяти порядков. При этом смещения гелиевых аномалий в направлении известного горизонтального стока подземных вод практически не наблюдается, хотя скорости последнего на исследованных объектах по фактическим оценкам составляют сантиметры в год. Отсюда предполагаемая скорость восходящего потока гелиеносного флюида в центральных частях аномальных зон должна быть не менее 10 см в год. Эти цифры согласуются с величинами, полученными В. С. Голубевым и др. (1970г.) при аналитических оценках реально наблюдаемых вертикальных концентрационных профилей в различных геологических условиях.


5. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ГЕЛИЯ РАЗНЫХ ФОРМ В ПРИРОДНЫХ ОБЪЕКТАХ

Выполненные гелиеметрические исследования показали определенное соответствие концентраций подвижного гелия во всех средах (газе, воде, породе): на участке с низкой гелиенасыщенностью в воде отмечается низкая концентрация гелия в остальных двух фазах; высокое гелиенасыщение в одной фазе подтверждается близкими значениями в двух остальных (Eremeev, Solovov, Yanitsky, 1972г.). Особый интерес в этой связи вызывает сопоставление по природным объектам локальных концентраций гелия различных миграционных форм и к сожалению, такие характеристики в опубликованных материалах отсутствуют. В качестве единственного примера можно привести данные ранних экспериментов автора (1960-1965гг.), выполненных совместно с А. И. Фридманом с целью оценки времени свободного выделения гелия из каменных проб (см. гл. III, раздел 3).
Образцы пород отбирались из действующих забоев горных выработок сразу после отпалки и сразу же из поднятых на поверхность буровых снарядов. Очевидно, что после завершения цикла свободного истечения гелия из образца в нем оставался только прочно удерживаемый газ (окклюдированный и твердо-растворенный), который можно объединить в неподвижную форму. Как известно, извлечение последнего возможно только при измельчении и плавлении образца.
Схема последовательной обработки породы показана на рис. 3. В табл. 3 приведены полученные таким путем концентрации гелия подвижной и неподвижной форм. Весьма неожиданным для исполнителей оказались близкие величины концентраций гелия указанных форм, независимо от радиоактивности пород. На этом основании в дополнение к выводу о контрастном, распределении подвижного гелия в верхней зоне гидролитосферы можно отметить признаки равновесия концентраций неподвижного гелия, которого явно больше там, где интенсивнее поток (или упругость) подвижного гелия.

Таблица 3
Сопоставление концентраций неподвижного и подвижного гелия
в образцах (по данным И. Н. Яницкого, А. И. Фридмана).

Рис. 3. Схема последовательной обработки образца (керна, штуфа).
Показаны миграционные формы выделяющегося при обработке гелия.


В этой связи особый интерес представляют эксперименты (Карпинская, Шанин и Борисевич, 1965г.) с целью исследования кинематики насыщения минералов инертными газами в автоклавах. Оказалось, что при повышенном давлении и температуре минералы насыщаются газами до равновесного состояния. После снижения давления и температуры они теряют некоторое количество газа, а остаток становится пропорциональным плотности упаковки образца.

Последующая температурная обработка дает кривые выходы газа, близкие к тем, которые получаются при отжиге естественных образцов. Детали различия кривых (Ю. А. Шуколюков и Л. К. Левский, 1972г.) можно объяснить более сложным и многостадийным процессом изменения режима газонасыщения и дегазации вещества в природных условиях.
С учетом рассмотренных в разделе 3 данных И. М. Морозовой, Г. Ш. Ашкинадзе и эксперимента Л. Л. Шанина, можно сделать вывод о соответствии исходного уровня гелиенасыщения минералов и пород в недрах тем значениям упругости, которые имели место в естественных термодинамических условиях их образования. При последующем понижении температуры и давления происходили потери гелия из твердой фазы и возникали благоприятные условия для образования потока — избыток гелия сбрасывался. Такой процесс, очевидно, может происходить за счет обычной денудации поверхности, но особенно сильно при восходящих движениях мегаблоков земной коры. Этим, в частности, можно объяснить наиболее интенсивные потоки гелия по разломам: на участках длительного поднятия коры (щиты, антеклизы, плато), что достаточно четко проявлено на всех континентах.
Приведенные факты свидетельствуют о наличии взаимосвязи между всеми формами гелия в недрах и о сложном, динамическом характере формирования его потока.


6. МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ БАЛАНСОВЫХ РАСЧЕТОВ

Оценка интенсивности потока гелия через континентальную и океаническую кору, так же как последующих потерь в космос, представляет особый интерес в связи с решением ряда задач, среди которых на первом месте стоит расчет тепломассообмена планеты. Интенсивность потоков и общий баланс гелия оценивались многими авторами, однако полученные ими значения, имеют серьезные расхождения, что объясняется сложностью проблемы и, неясностью отправных положений. Для иллюстрации можно привести два примера явно ошибочных расчетов.
В работе К. И. Майна (Маупе, 1956г.) описывается баланс гелия в связи с поступлением из космоса метеоритной пыли. Вертикальные концентрационные профили гелия не позволяют допускать такой возможности, поскольку здесь имеет место однонаправленный поток противоположного вектора — из недр в космос (Яницкий,1974г.).
П. М. Харлей (1956г.) сделал попытку определить плотность диффузионного потока по гранитному массиву, использовав образцы, отобранные на глубине 1 км при проходке тоннеля Адамс. Эксперимент базировался на изучении только неподвижного гелия: образцы гранита извлекались из массива без герметизации, хранились и дробились на открытом воздухе, что приводило к потере всего подвижного и большей части окклюдированного гелия; расчет потока строился по твердорастворенному и части окклюдированного гелия без учета реально проницаемости массива. В результате получились искажения соответствующие потерям гелия из образца: плотность диффузионного потока была оценена равной 10 см³/год на 1 м² массива, что на пять-шесть порядков выше реально наблюдаемого. Очевидно, что подобные искажения будут получаться всякий раз, когда расчет строится без учета отмеченной связи всех форм гелия.

Таблица 4
Гелиевый баланс Земли (по В. П. Якуцени, 1968г.).

Основные элементы баланса гелия на Земле рассмотрены работе В. П. Якуцени (1968г.). Из нее следует, что оценка потока и баланса велась по двум направлениям:
а) по расчету а-продуцирования гелия в недрах;
б) путем подбора скорости диссипации гелия из атмосферы в космос.
Так, по Р. Е. Дамону и Д. Л. Калпу, результирующая величина диссипации составляет 7,3 х 1030 атомов гелия в год; по данным К. Турекьяна, — 8,66 х 1031 атомов в год, или 0,006 см³/год с 1 м² общей поверхности Земли, включая и океаническую. Последняя цифра примерно в 1700 раз ниже величины, полученной П. М. Харлеем для поверхности гранитного массива.
Исходя из указанной величины диссипации, а также данных продуцирования в геосферах Земли (с учетом хондритовой модели распределения радиоактивных элементов), В. П. Якуцени приводит баланс, согласно которому в Земле ежегодно образуется 2,94 х 10¹³ см³ гелия и теряется при диссипации 0,32 х 1013 см³/год (табл. 4). С учетом того, что генерация гелия Землей была в 2,5—3,5 раза выше, чем в настоящее время (в соответствии с периодом полураспада урана и тория), В. П. Якуцени рассчитала, что объем накопления за 4,5 млрд. лет равен 15,7 х 10²² см², или 1,45 х 10^—4 см³ гелия в 1 см³ общего объема Земли: при средней плотности планеты 5,52 г/см³ эта концентрация составляет 2,76 х 10–5 см³/г, или 4,93 х 10^–9 г/г.
В. П. Якуцени отмечает соответствие результатов своего расчета с данными К. Ранкама. При этом следует обратить внимание на сделанный вывод о полной потере Землей первозданного гелия, что произошло на раннем этапе ее развития — аккреции из протопланетного вещества. В более поздних работах («Изотопы...», 1971г.) В. П. Якуцени придерживается мнения о наличии в мантии Земли первозданного гелия легкого изотопного состава, фиксируемого в вулканических и тектонически активных областях. Очевидно, что при наличии в недрах Земли первозданного гелия интенсивность его потока и распределение концентраций по геосферам должны существенно измениться. Отмеченные противоречия без объяснения причин изменения точки зрения автора ставят под сомнение обоснованность вышеприведенного баланса. Ориентиром для выполнявшихся балансовых расчетов являлись оценки температуры экзосферы с подбором соответствующих им скоростей образования и утечки изотопа ³Не: наиболее, соответствующей, по мнению П. Е. Дамона и И. Л. Калпа, температурой является 1880К – в этом случае полупериод выделения ⁴Не составляет 5 х 10⁷ лет. Однако по более поздним оценкам С. И. Акасофу и С. Чепмена (1974г.) температурные характеристики экзосферы могут быть увеличены, что существенно корректирует скорость диссипации гелия. Этот сложный вопрос, вероятно, будет решен на основе фактических данных гелиевой, съемки, разрешающая способность которой достигла необходимого высокого уровня.


7. ОЦЕНКА МАСШТАБОВ ГЕЛИЕНИРОВАНИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО СУБСТРАТА

О масштабах гелиенирования кристаллического субстрат существуют различные представления. К числу авторов, высказывающих крайнюю точку зрения — о полном отсутствии в континентальной осадочной толще транзитного гелия — относится, например, Л. К. Гуцало (1965г.) и др. По его мнению, весь гелий в газах, водах и породах образуется из радиоактивного веществ этих же пород и вод, т. е. он сингенетичен вмещающей среде так же как воды являются первично седиментогенными и абсолютно застойными. Разумеется, что составляющая гелия из кристаллического субстрата в данном случае равна нулю.
Другая группа авторов допускает частичную миграцию гелия из кристаллического субстрата в осадочную толщу (Петровская, 1972г.). Однако поскольку механизм проникновения гелия этом случае авторами принимается чисто диффузионным, а воды — седиментогенными и неподвижными, то дальность такой миграции невелика. По мнению указанных исследователей, она составляет первые сотни метров от нижележащего фундамент в соответствии с оценкой диффузии, приведенной Р. Ньютоном и Г. Ф. Роундом.
Общее распределение гелия по вертикали в осадочной толще показано на рис. 4. Максимум градиента концентрации (участок I) приурочен к базальным слоям осадочной толщи, залегающим на кристаллическом субстрате. Этот максимум отражает, по мнению Н. Л. Петровской, зону проникновения гелия из кристаллического субстрата. Так этим автором объясняется природа повсеместно наблюдаемого «коэффициента положения» гелиенасыщенного пласта, впервые отмеченного Б. Хитчоном. В средней и верхней частях осадочной толщи (по концепции Н. Л. Петровской) составляющая глубинного гелия ничтожно мала. По нашим данным (Голубев, Еремеев, Яницкий, 1974г.), показанное на рис. 4 вертикальное распределение гелия обусловлено фактором рассеяния восходящего из недр фильтрационного потока, где в базальных слоях осадочной толщи начинает действовать горизонтальный (пластовый) водообмен.

Рис. 4. Основные элементы строения вертикального концентрационного профиля гелия
в мощной осадочной толще, залегающей на кристаллическом субстрате.
I—III — соответственно нижняя, средняя и верхняя части осадочной толщи.
Ро — исходная (максимальная) упругость гелия в исследуемом квазистационарном восходящем потоке.
Первый снизу максимум вертикального градиента концентрации (I) обусловлен появлением в
базальных слоях горизонтальной составляющей потока подземных вод; в верхней зонe активного
водогазообмена (III) происходит выравнивание концентраций до значений, известных для атмосферного воздуха.


В рассматриваемом случае ряд авторов принимают систему осадочного бассейна за неподвижную со времени ее образования, не учитывая мощный фактор геодинамики. Постоянные разнонаправленные движения отдельных блоков фундамента приводят как к изменению фаций и мощности слоев осадочной толщи (Кузнецов, 1973г.), так и к колебаниям наклона целых осадочных бассейнов (Вагин, Гаврилов, 1972г.). В таких условиях артезианские воды не могут быть неподвижными и первично седиментогенными. Происходившие, например, в течение всего фанерозоя вертикальные блоковые движения субстрата Русской платформы стимулировали внутри- и межпластовые перетоки подземных вод. Первые из них легко осуществляются по проницаемым пластам-коллекторам, вторые — по гидрогеологическим окнам фациально-литологической и тектонической природы. Сложные вертикальные движения привели за геологическое время к многократной полной смене объема воды, занимающей сообщающееся трещинно-поровое пространство.
Анализ взаимосвязи сложной системы гелий — вода — вмещающая порода позволяет дать количественный расчет реально наблюдаемых упругостей гелия в осадочной толще. Такой расчет нетрудно выполнить, зная среднюю радиоактивность пород и их возраст. Из рис. 4 следует, что в верхней, сильно промытой части осадочной толщи (участок III) имеет место интенсивный водогазообмен; здесь полная смена объема по данным анализа дейтерия и трития происходит за время не более первых десятков тысяч лет. В пределах участка II концентрации гелия достигают уже предельных значений, которые может дать, радиоактивный а-распад в отрезки времени, соизмеримые с абсолютным возрастом вмещающих пород. Так, фоновые концентрации для вод средней части Московского артезианского бассейна составляют 1 мл/л. Подобная концентрация в условиях отсутствия потерь гелия может возникнуть в породах с нормальной радиоактивностью примерно за 300—400 млн. лет. Следовательно, на участке II возможно равновесие гелия с вмещающей средой, но только в условиях абсолютного застоя седиментогенных вод. Такой же уровень гелиенасыщения будет при наличии водообмена и дополнительном поступлении глубинного гелия.

Здесь мы сталкиваемся с многообразием условий гелиенасыщения, которые могут создаваться двумя принципиально отличными способами его поступления. Для суждения о реальности того или иного способа требуется привлечение новых данных, частности о характере тектонических движений. Эти данные однозначно свидетельствуют в пользу наличия водообмена и пропорциональной подпитки системы глубинным гелием: (Яницкий и др., 1974г.).

Для участка I явный избыток гелия относительно возможной его продукции за счет вмещающих пород очевиден. Например, в водах цоколя Русской платформы фоновые концентрации гелия достигают 5—10 мл/л; при длительном водозаборе эти концентрации не разубоживаются, а постепенно растут до 15—20 мл/л. Известны значения до 50—120 мл/л, что дает (1—3) х 10⁶ Па. Подобные концентрации уже нельзя объяснить с позиции сингенетичного породам гелиенасыщения даже в условиях абсолютного застоя подземных вод, и единственной альтернативой здесь является признание преобладающей роли потока гелия из кристаллического субстрата.
Подтверждением глубинного питания являются материалы статистической обработки результатов региональной гелиевой съемки. На рис. 5 показан профиль водногелиевой съемки от Ярославля до Сорок. На всем протяжении профиля пробы отбирались в приповерхностном слое (глубина отбора 50—70 м). По профилю обнаружены максимумы различной интенсивности, приуроченные к разломам. Заметно, что интенсивность максимумов в приповерхностном слое увеличивается на участках неглубокого залегания фундамента (Воронежский массив) или непосредственного выхода его на дневную поверхность (Украинский щит).

Рис. 5. Зависимость интенсивности концентраций гелия в приповерхностном слое
в (интервале 50—100 м) от мощности осадочных пород (расстояния до фундамента):
а — обобщенные значения (по данным исследований в Казахстане, Средней Азии, на Русской платформе);
б — по профилю водногелиевой съемки Ярославль — Сороки.
1 — точки статистических значений рассматриваемой зависимости;
2 — точки, взятые с профиля Ярославль — Сороки.


Аналитическое выражение кривой рис. 5б для отмеченной зависимости имеет вид

где:
А отражает интенсивность потока через единицу площади на уровне кристаллического субстрата;
В — средняя мощность осадочной толщи;
X — расстояние до субстрата в данной точке.

Таким образом, интенсивность максимумов гелия в приповерхностном слое уменьшается обратно пропорционально квадрату расстояния до кристаллического субстрата, т. е. здесь проявляется известное для всех физических полей затухание интенсивности, пропорциональное квадрату расстояния до источника. Опыт бурения глубоких скважин показывает закономерное увеличение избытка давления по отношению к гидростатическому. В литературе этот эффект получил название «аномально высокое пластовое давление» (АВПД). Особенно сильно АВПД проявляется в районах с активной тектоникой. Очевидно, механизм питания гелием осадочной толщи, АВПД и гидровулканизм имеют единую природу, что связано с выходом глубинного флюида (Кропоткин, Валяев, 1965г.; Коробейник, Яницкий, 1975г.). Восходящие напорные потоки гелиеносных вод (часто гидротерм) выходят в горах на больших отметках, в том числе и на Памире, несмотря на то, что там глубинное давление должно преодолевать силу стока метеорных вод величиной в десятки мегапаскалей (Яницкий, Пименов, 1976г.). Это однозначно указывает на наличие в недрах Земли избыточного давления, развитого повсеместно, но с некоторыми вариациями его величины, что является нормальным следствием тектоники плит.


8. ВАРИАНТЫ КОНЦЕНТРАЦИОННОЙ МОДЕЛИ ГЕЛИЯ ЗЕМЛИ

Согласно принятой модели (Мамырин и др., 1969г.; Каменский и др., 1971г.) изотопный состав гелия глубоких сфер Земли легкий, близкий к космическому или метеоритному (³Не/⁴Не =10^–4). Подтверждением этого считают проявление гелия легкого изотопного состава в вулканических областях (Камчатка, Исландия), где характерны значения ³Не / ⁴Не =10^–5. Снижение отношения от 10^-4 до 10^-5 здесь объясняют поступлением корового гелия. Еще больше этот вклад имеет место в континентальных условиях, что понижает отношение изотопов до 10–7 (табл 5). Наиболее тяжелый изотопный состав (10^-8 – 10^-9). Соответствует древним слоям осадочной толщи и гранитному слою коры.

Таблица 5
Изотопный состав гелия наиболее характерных природных объектов.

При обсуждении данной модели возникают, однако, необъяснимые вопросы. К одному из них относится правомочность постулата о тождестве изотопного состава современного метеоритного (космического) гелия и захваченного с протопланетным материалом первичного газа. В свете применяемой методики определения возраста метеоритов по отношению первичного и радиогенного гелия представляется маловероятным допущение указанного тождества во временном интервале порядка 4,5 млрд. лет (Шуколюков, Левский, 1972г.) ; в ряде работ например, показано, что изотопный состав гелия в метеоритах со временем изменяется из-за постоянной бомбардировки вещества частицами высокой энергии. Кроме того, известно, что вулканизм островных дуг связан с нисходящим движением участков верхней коры, где в зонах Беньофа создаются аномально высокие давления. Механизм проникновения мантийного гелия в такие «реакторы» необъясним. В порядке обсуждения можно предложить другую схему, в которой исходное количество первичного гелия в протопланетном материале соответствует изученной по метеоритам составляющей первичного газа, попавшего в недра Земли и изменившего свой состав как за счет частичных потерь, так и вследствие увеличения концентрации радиогенного 4Не. В результате отношение ³Не/⁴Не понизилось до 10^-8, а общая концентрация гелия повысилась.

Таблица 6
Состав первичного и радиогенного гелия в природных объектах.

Для проверки такой модели необходимо определить исходное количество и изотопный состав первичного гелия. В табл. 6 приведены опубликованные данные по составу первичного газа в метеоритах и по радиоактивному гелиенакоплению за время существования Земли как стационарного тела. При оценке гелиенасыщения хондритового вещества планеты можно принять параметры усредненного накопления за 4,5 х 10⁹ лет с учетом периода полураспада урана и очевидных потерь гелия во времени. Эта цифра, по данным В. П. Якуцени, составляет 2,76 х 10^-5 см³/г. Сопоставим ее с вероятными равновесными концентрациями гелия в воде на основании материалов, рассмотренных в разделе 5. Дополнительно согласимся с ранее сделанными предположениями (Шуколюков, Левский, 1972г.), что концентрация гелия в минералах с плотной кристаллической упаковкой отражает уровень гелиенасыщения, существовавший в зоне их образования. В соответствии с данными табл. 6 расчетная упругость гели: для среднего состава Земли равна 10³ Па, а для земной коры 3 х 10⁴ Па. В природных условиях для нижних слоев осадочной толщи характерны упругости порядка (1—2) х 10⁵ Па; для верхней части погребенного кристаллического субстрата эта цифра достигает уже (5—7) 10⁶ Па, а для таких месторождений гелиеносных газов, как Реттлснейк, — до 1,6 х 10⁶ Па. Здесь очевидно несоответствие, поскольку для обеспечения такой высокой упругости необходимы столь же мощные источники гелия. Такие источники должны быть выше рассчитанных В. П. Якуцени по хондритовой модели: примерно в 50 раз для земной коры, сотни раз — для аналогов земного ядра и в тысячи раз — для образований верхней мантии — рифтовых зон, где континентальная кора отсутствует (табл. 7).

Таблица 7
Отношение максимальных концентраций гелия в некоторых природных объектах
и рассчитанных (по данным В. П. Якуцени, 1968г.) значений гелиенакопления в земных геосферах.

Несоответствие теоретически возможных и экспериментально установленных концентраций гелия в реальных объектах с позиции хондритовой модели необъяснимо. Наиболее простым решением проблемы «избытка» гелия является допущение в недрах соответственно высокого уровня гелиенасыщения. Оценим в этой связи на основе показанных в разделе 5 фазовых распределений и данных керновой съемки величины равновесных концентрации гелия в минералах и в воде. В табл. 8 приведены такие цифры для воды относительно содержания «избыточного» гелия в минералах при средней плотности вещества 3 г/см³. Сравнение этих величин показывает, что при концентрациях гелия, равных нескольким десяткам кубических сантиметров на килограмм твердой фазы, равновесные значения гелиенасыщения воды достигают величин, характерных для разломов кристаллического субстрата; для базальных слоев осадочной толщи такие же концентрации в зоне разломов обычны на глубине 2—3 км. В недрах Земли, судя по общей тенденции роста гелиенасыщения с глубиной, можно ожидать еще больших значений концентраций.

Таблица 8
Расчетные концентрации гелия в воде, равновесные известным его концентрациям в твердой фазе.

Таблица 9
Изотопный состав гелия в минералах с нормальной радиоактивностью.

Такой подход позволяет объяснить природу отмеченного выше значительного (примерно стократного) «избытка» гелия относительно известных для хондритовой модели продуцирующих его источников. Вернемся к изотопному составу гелия. В табл. 9 показано отношение ³Не/⁴Не для минералов с нормальной радиоактивностью, содержащих «избыточный» гелий. Ни в одном случае в них нет гелия легкого изотопного состава. Концентрации гелия, этих минералах обычно очень высокие. В противоположное этому в донных илах Мирового океана встречены образцы с «легким» гелием, однако только в тех из них, которые имеют характерную глинистую фракцию (табл. 10). Так, А. Я. Крылов и др. («Изотопы...», 1973г.) объясняют легкий изотопный состав гелия в красных илах наличием метеоритной пыли. Но можно дать и другое объяснение, поскольку на рис. 6, составленном для данной серии проб, заметна явная связь изотопного состава концентрацией гелия.

Таблица 10
Изотопный состав гелия донного грунта Мирового океана.
По данным А. Я. Крылова и др. («Изотопы...», 1973г.)

В континентальных условиях заметно общее изменение упру гости и изотопного состава гелия с глубиной. Так, по 28 поинтервально опробованным скважинам, расположенным в различных районах Советского Союза, упругость гелия сверху вниз увеличивается от 0,5 Па до нескольких сотен килопаскалей, а изотопный состав в этом же направлении становится более тяжёлым (рис. 7).
Явные тенденции связи изотопного состава гелия с его концентрацией Ю. А. Шуколюков и Л. К. Лёвский отметили еще в 1972г. Статистическая обработка более 300 таких проб позволяет определить эту связь для, нормальных континентальных условий в диапазоне упругости более 0,5 Па как близкую к функциональной: ³Не/⁴Не=fР_Не. В других термодинамических условиях (вулканические и тектонически активные районы) отмеченная связь изменяется («Связь изотопного состава...», 1976г.).
Таким образом, ряд фактов больше согласуется с вариантом «тяжелого» изотопного состава гелия в недрах Земли (³He/⁴He<10^-8) при высокой его концентрации (Р_Не>10⁶ Па). Источниками гелия в этом случае могут служить только эквивалентные концентрации радиоактивных элементов в подкоровой области, значения которых должны быть не ниже 10^-3 вес. %. Геологическими аналогами подобных глубинных гелийпроизводящих очагов могут быть щелочные радиоактивные породы, например, карбонатитовые интрузии.

Рис. 6. Отношения изотопов и содержания гелия Q_Нe в грунтах Мирового океана
(по данным А. Я. Крылова и др., 1973 г.).
1 — красные глины; 2 — переходные фации; 3 — пески. Цифры у точек — номера проб.

Рис. 7. Отношения изотопов, и упругость гелия Р_Не в континентальных условиях
(кроме геотермальных районов) в зависимости от глубины отбора проб по скважинам.
Точка А. В. — положение рассматриваемых отношений для приземного слоя атмосферного воздуха.



Главная
1. История исследований гелия
2. Общие сведения о нахождении и распределении гелия в недрах
3. Изучение потока гелия в верхней части литосферы
4. Методика водногелиевой съемки
5. Обработка результатов гелиевой съемки
Литература
Об авторе