Объекты использования глубинного тепла Земли

Размещено на http://www.allbest.ru/

Объекты использования глубинного тепла Земли

1. Общие сведения

гидротермальный магматический конвективный тепло

При изучении месторождений полезных ископаемых гидротермального происхождения определилось место гидротермального процесса в длинном ряду земных процессов, что позволило назвать его постмагматическим, т.е. возникшим и действующим в результате остывания магматической инъекции в недрах земной коры. Суть концепций сводилась к механизму отторжения эманации, конденсирующихся по мере удаления от расплава и образующих растворы, в которых главным компонентом являлась вода. Гидротермальные растворы начинают самостоятельное развитие по законам гидравлики и термодинамики.

Пространственная приуроченность современных термопроявлений к областям молодого и современного вулканизма свидетельствует о тесной связи магматизма и гидротерм.

Существуют представления, что современные термопроявления являются аналогами постмагматических гидротермальных растворов, сформировавших месторождения полезных ископаемых в древних складчатых областях; такие растворы исследователи относили к поствулканическим растворам. В недавнем прошлом изучение современных гидротерм проводилось по программам, отвечающим запросам рудной геологии; в этом периоде оно характеризовалось в основном изучением поверхностных термопроявлений. Перенос рудных компонентов изучался в условиях, отвечающих термодинамическим параметрам земной поверхности. Этого, конечно, было недостаточно, чтобы получить правильное представление о гидротермальном процессе, сопутствующем современному вулканизму.

В связи с быстрым освоением глубоких горизонтов районов термопроявлений с помощью буровых скважин был получен фактический материал, который позволил по-новому подойти к решениям проблем формирования термальных вод в вулканических областях. Исследования показали значительную роль метеорных вод в составе гидротерм и установили существование в этих районах аномального теплового потока, идущего от уровней верхней мантии. В то же время изучение условий формирования термальных вод в вулканических областях позволило сделать вывод о влиянии на величину модулей подземного стока геологических факторов (верхний водоупор), которые определяют возможность образования термальных вод с высокими температурами вблизи поверхности Земли.

Эти данные, на первый взгляд, находятся в противоречии с концепциями, разработанными для рудных месторождений гидротермального происхождения. Однако это кажущееся различие. Если обратиться к деталям, то станет очевидным, что в концепциях, призванных объяснить природу гидротерм, формирующих рудные месторождения, придавалось существенное значение геолого-структурным факторам, активно влияющим на процессы рудоотложения. Это, несомненно, характеризует гидродинамические условия рудообразующих растворов в конкретной геолого-структурной ситуации. Ярким примером такого рода геологических факторов являются экраны, своеобразная роль которых в современных гидротермальных системах изучена достаточно хорошо. Точек соприкосновения концепций гидротермального процесса, сформулированных с двух различных позиций, на наш взгляд, достаточно много.

На первых этапах изучения районов гидротермальной активности в современных вулканических областях была выделена геолого-гидрогеологическая структура в этих участках земной коры, известная под названием «гидротермальная система». Это название вошло в обиход во многих странах, исследующих современный гидротермальный процесс, однако строгого определения этой структуры вначале не было. Фактический материал, полученный в результате бурения на термальных площадках, позволил выявить общие закономерности динамики термальных вод в верхних частях земной коры.

На основании этих данных В.В. Аверьевым и В.М. Сугробовым было дано определение гидротермальной системы. «Гидротермальными системами принято считать термоаномалии в верхней части земной коры областей современного вулканизма, приуроченные к определенным геологическим структурам и характеризующиеся поверхностной гидротермальной активностью”. Тепловой поток в пределах таких аномалий в 50-- 100 раз превышает средние показатели для Земли. Это дает основание считать, что отдача глубинного тепла здесь и приток его из недр осуществляются в основном посредством тепломассопереноса. В приповерхностных условиях в качестве теплоносителя выступают вода и водяной пар. Верхние части гидротермальных систем тесно связаны с окружающими их обычными холодными водами и находятся в условиях водонапорного режима. В этом отношении гидротермальные системы рассматриваются как высокотемпературные водонапорные системы, возникающие в земной коре при внедрении в водоносные слои глубинного теплоносителя -- надкритического водного флюида или расплава» Vakin et al.(1971).

Однако данное определение отражает лишь первый этап в исследовании гидротермальных систем. Эта формулировка рассматривает одну сторону явления -- гидродинамическую. В то же время широкому кругу исследователей хорошо известно, что циркуляция вод может происходить в геологических структурах только определенного типа. В особенности это относится к водонапорным системам. Необходимо учесть, что приведенное выше определение гидротермальных систем не учитывает особенностей состава термальных вод. Гидротермальные системы приравнивались к гидрогеологическим системам с холодными водами, хотя минерализация термальных вод и состав газов придают им своеобразную специфику. Термальные воды ведут себя как минералообразующие растворы, которые оказывают влияние на фильтрационные свойства водовмещающих толщ и водоупорных горизонтов.

В настоящей работе будет часто употребляться название гидротермальных систем как системы геотермальные. Нет никакой разницы в этих определениях, так как определение геотермальная система обозначает более широкий круг такого рода систем и включает тепловые системы в земной коре, заключенные в нагретых горных породах, которые представляют собой остывающие магматические тела, или, как их принято называть в геологии, интрузии.

При изучении современных гидротермальных систем одной из главных проблем является соотношение гидротермальной деятельности и магматизма. Работами многих исследователей показано, что в большинстве случаев гидротермы пространственно и во времени связаны с проявлениями кислого вулканизма. В.В. Аверьев (1966) пришел к выводу, что гидротермальная деятельность и кислый вулканизм находятся в парагенетической связи и они обусловлены восходящим потоком глубинного флюида, возникающего, как и андезитобазальтовый вулканизм, на уровне верхней мантии. По его мнению, гидротермальные системы и отдельные термальные проявления на глубине связаны единым фронтом теплового питания. Он предложил такие крупные участки вулканической области называть геотермальными районами.

В пределах геотермальных районов выделяются геологические структуры, пронизывающие земную кору, которые определяются, как долгоживущие вулканические центры. С развитием этих структур связано образование и деятельность современных гидротермальных систем. По ним происходит транспортирование магматического расплава, сопровождаемого аномальным тепловым потоком. В долгоживущих вулканических центрах, с которыми генетически связаны современные гидротермальные системы, извержение магматического расплава происходит из многих центров. Для них характерны побочные извержения, аппараты которых порой расположены на значительном удалении друг от друга. Изучение долгоживущих вулканических центров позволяет получить новые данные о развитии островных вулканических дуг и по-новому рассматривать генезис гидротерм и процессы рудообразования (Белоусов, 1978).

В последнее десятилетие, благодаря исследованиям молодых и палео - гидротермальных систем в областях современного вулканизма в связи с изучением геотермальных месторождений и разработкой концептуальной модели условий формирования эпитермальных месторождений полиметаллов, накоплена значительная информация. Исследования позволили сделать вывод о наличии в этих районах гидротермально-магматических (магмо - вулкано - гидротермальных) конвективных систем (Белоусов и др. 1998; Giggenbach et al.,1991). Главной особенностью этих систем является перенос тепловой энергии, расплавов, газов и различных химических элементов и соединений от уровня верхней мантии в верхние горизонты земной коры.

Функционирование гидротермально-магматических конвективных систем обусловлено соответствующей геолого-структурной обстановкой и определенным сейсмотектоническим режимом в регионе. По мере развития сквозь коровых дренирующих систем, их агенты (расплавы, магматические и гидротермальные газы) взаимодействуют с вмещающими породами, морскими, подземными и метеорными водами, способствуя изоляции аномального теплового потока за счёт создания зон, препятствующих рассеянию тепла в окружающую среду. Вокруг гидротермально-магматической колонны происходит осаждение кремнезёма и других гидротермальных минералов (Белоусов и др., 1998, 1999).

Как следует из названия, системы состоят из двух частей. Верхняя часть представлена гидротермальной конвективной ячейкой, в которой главным рабочим телом являются гидротермы в жидком и парообразном состоянии, нижняя - магматической конвективной ячейкой, где основную работу выполняет магматический расплав. Расплав отличается от гидротерм сложным многокомпонентным составом, основу которого слагает силикатная масса. Гидротермальная конвективная ячейка доступна для исследователей, т. к. она расположена вблизи поверхности Земли, часто наблюдается в виде термопроявлений и вскрыта многими скважинами на геотермальных месторождениях. Парогидротермы обладают более низкими, чем у магмы, Р-Т - параметрами, что и предопределяет большую доступность их для непосредственного изучения в полевых условиях. Магматическая конвективная ячейка проявляется на земной поверхности эпизодически в виде извержений вулканов. Последние носят, в основном, катастрофический характер и доступны лишь визуальным наблюдениям с больших расстояний. Само появление магмы на поверхности Земли замаскировано процессами взрывного характера, опасными для непосредственного изучения. Чаще всего истечение магмы и её взаимодействие с гидросферой, в результате чего и формируется гидротермальная конвективная ячейка, происходит глубоко в недрах земной коры, или в океанических глубинах. Поэтому вулканы и гидротермальные системы, доступные для наблюдения, несут уникальную информацию о глубоких горизонтах земной коры и даже о мантии и должны быть тщательно изучены.

2. Геолого-тектонические позиции геотермальных систем и их соотношение с магматизмом

Почти все изученные геотермальные районы Камчатки расположены в Восточно-Камчатской вулканической зоне. Формирование этой зоны связано с развитием грабен-синклиналей крупных прогибов северо-восточного простирания, ограниченных либо региональными разломами со значительной амплитудой смещения (1000--1500 м), либо серией ступенчатых сбросов небольшой амплитуды, заполненных четвертичными вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами (Эрлих, 1973). По представлениям Э.Н. Эрлиха, грабен-синклинали характеризуются телескопичностью строения, выражающейся в последовательном развитии однотипных структур все более высоких порядков вплоть до узких впадин, которые непосредственно примыкают к расположенными в их пределах одиночным вулканическим рядам (рис.3).

Ранее А.Е. Святловский (1967) выделял подобные впадины как структурные троги, в которых кровля опущенного блока, сложенного плиоцен-четвертичными образованиями, не нарушена и залегает горизонтально. Как будет показано ниже на примере различных геотермальных районов, в том числе Паужетского, геологическое строение прогибов представляется более сложным.

Геологическое строение районов локализации современных гидротермально-магматических конвективных систем оказывает решающее влияние на их формирование и деятельность. Оно определяется геологической историей развития этого участка земной коры, который располагается в зоне перехода от океанической коры к коре континентального типа. В настоящее время принято эту область называть зоной субдукции (рис.4)

Гидротермально-магматические конвективные системы в зонах субдукции локализуются в сложных геологических структурах, называемых долгоживущими вулканическими центрами (Белоусов, 1978), вулканогенно-рудными центрами (Василевский, 1977), центрами эндогенной активности (Егоров, 1984), и т.д. Под долгоживущими вулканическими центрами (ДВЦ) мы понимаем активно и длительно действующие геологические структуры в областях современного вулканизма, которые контролируют движение магматических расплавов, газов и флюидов от уровней верхней мантии к поверхности Земли. Возраст этих структур определяется десятками миллионов лет, от их зарождения на коре океанического типа до прекращения вулканической активности в условиях континентальной коры. ДВЦ представляют собой практически непрерывно растущие морфоструктуры вследствие накопления вулканогенного и хемогенного материала, и в то же время они являются поставщиками материала для образования вулканогенно-осадочных пород на периферии центров и в глубоководных впадинах, смежных с островными вулканическими дугами (Белоусов, 1978).

На Камчатке ДВЦ приурочены к участкам пересечения тектонических разломов субмеридионального и субширотного простирания. Субмеридиональные разломы обычно находятся в режиме растяжения и относятся к тектоническим структурам раздвигового типа (рис.5).

Рис. 3. Схема современной структуры и вулканизма Камчатки (из кн. Трухина и Петровой, 1977). 1 -- стабильная зона равнины западного побережья, 2 -- Малкинский свод, время заложения - конец олигоцена - начало миоцена; 3 - Тагильско-Паланская зона сводовых поднятий, время заложения -- плиоцен; 4 -- области горст-антиклинориев на меловых и палеоген-миоценовых отложениях; 5 -- сводовые поднятия на меловых и палеоген-миоценовых отложениям; зона аккумулятивно - тектонических структур: б - вовлеченные в поднятие районы плиоцен-нижнечетвертичного времени; 7 -- грабен-синклинали плиоцен-четвертичного времени; 8 - крупнейшие потухшие вулканы; 9 - действующие вулканы; 10- зоны ареального вулканизма;11 -- разломы; 12 -- вулканотектонические депрессии. Темным цветом закрашен район работ.

Рис. 4 Схематический поперечный разрез и номенклатура конвективной плитовой границы. Цифры в верхней части мантии - типичные скорости Р волн (Hedenquist, Houghton, 1987)

Рис 5 Региональные геолого-структурные позиции высокотемпературных гидротермальных систем Восточно-Камчатского вулканического пояса I-вулканы (1-Кизимен; п2-Конради; 3- Гамчен; 4-Шмидта; 5-Кроноцкий; 6-Унана; 7-Крашенинникова; 8-Тауншиц; 11-Большой Семячик; 12-Малый Семячик; 13-Карымский; 15-Дитмара; 16-Дзендзур; 17-Жупановский; 1 8-Купол; 19-Ааг; 20-Арик; 21-Корякский; 22-Авачинский; 23-Козельский; 25-Вилючинский; 26-Горелый; 27-Опала; 28-Мутновский; 29-Асача; 30- Ходутка; 31-Ксудач; 32- кальдера Призрак; 33-Желтовский; 34-Ильинский; 35-Дикий Гребень; 36-экструзия Плоская; 37-Кошелевский; 38-Камбальный); 2-кальдеры; 3-высокотемпературные гидротермальные системы, по В.М. Сугробову [1979] (9-кальдераУзон; 10-Долина Гейзеров; II-Семячинская; 14-АкаДемии Наук; 24-Больше-Банная; 26-Жировская; 28-Северо-Мутновская; 35-Паужетская; 37-Кошелевская); 4 -зоны отрицательных аномалий силы тяжести, по М.И.Зобину и др. [1971]; 5-центры эндогенной ак-тивности по О.Н. Егорову [1984]; I-Паужетский; II-Ксудачский; III-Мутновский; IV-Корякско-Быстринский; V-Налачевский;VI-Авачинский; VII-Карымско-Семячикский; VIII-Узон-Гейзерный; IX-Сторожевский; 6-основные системы разломов.

Как уже отмечалось, геологическое строение ДВЦ в зонах субдукции отличается большой сложностью. Геолого-геофизическим картированием установлено, что верхние части этих структур сложены породами различного состава: от базальтов до риолитов, образование которых связано с извержением магматических расплавов в условиях многослойной земной коры и на границе атмосферы, гидросферы и литосферы (рис. 6).

Рис.6 Распределение магматических расплавов в структуре долгоживущего вулканического центра (Hedenquist, Houghton, 1987

Сложные взаимоотношения литогенеза, магматизма и гидротермальной деятельности затушевывают реальную картину соотношения этих процессов. В связи с чем требовалось проведение специального анализа по количественной оценке энергетики геологических процессов, определяющих развитие ДВЦ. В результате исследований установлено, что ведущим процессом в деятельности ДВЦ является базальтовый вулканизм. Его тепловая мощность составляет около 75 - 80 % от общей мощности магматизма конкретного ДВЦ (Белоусов и др., 1971; Белоусов, Сугробов, 1977; Белоусов, 1978) В дальнейшем этот вывод был подтверждён другими исследователями (Muffler, 1991).

История формирования гидротермально-магматических конвективных систем История развития центров и, соответственно, гидротермально-магматических структур, может быть разбита на несколько этапов. В основу выделения этапов положен генетический принцип: развитие базальтового вулканизма и его производных на фоне перехода от океанической коры к коре континентального типа.

1.Этап подводно-океанический. В результате интенсивных исследований подводных океанических хребтов в 60-е - 80-е годы, как с помощью научно-исследовательских судов, так и глубоководного бурения, получена качественная информация о магматической и газо-гидротермальной деятельности на дне океанов и в пределах верхней части океанической коры. Возникновение океанических ДВЦ и связанных с ними гидротермально-магматических систем происходит на стадии заложения подводных вулканических хребтов или гор на океанической коре или в местах локализации «горячих точек» в районе зон спрединга.

Магматический базальтовый расплав «впрыскивается» под давлением в коровую зону, в придонные горизонты океана и передает тепловую энергию и часть своей массы в виде летучих вмещающим породам, формируя тем самым гидротермальные растворы с химическим составом, отличающимся от морской воды (Bischoff G. L., Dickson F.W., 1975; Seyfried W.E.,Bischoff,1981). Результатом взаимодействия морской воды с базальтовыми расплавами является насыщение гидротерм кремнеземом в коллоидной форме, летучими (СО₂, Н₂S и др.) и серой в сульфатной форме. Кроме того, по мере инфильтрации морской воды вглубь подводной гидротермальной системы в ней существенно понижается содержание магния, что связано с отложением кремнезема в виде халцедона и других форм кварца (Ganecky D.R., Seyfried W.F.,1984). Повышенное содержание углекислоты способствует увеличению в гидротермах содержания кальция, вступающего во взаимодействие с водородной формой силикагеля, и образование кальциевого силикагеля. Ca-силикагель обладает более высокой адсорбционной способностью (в 50 и более раз) по сравнению с водородным силикагелем. Все эти процессы приводят к изменению проницаемости водовмещающих комплексов,

Рис.7 Срединно-океанический спрединговый центр.

слагающих гидротермально-магматическую систему, и создают условия «тепловой и геохимической самоизоляции» системы (Houghton B.F., Nairn I.A.,1992). Геология гидротермально-магматических систем срединно-океанических хребтов изучена как с помощью бурения скважин, так и за счет привлечения аналогов систем, которыми могут служить месторождения массивных сульфидных руд в офиолитах Кипра или Юго-Западного Орегона США (Harper G.D. et at.,1988). Одним из наиболее значительных результатов в исследовании гидротермально-магматических систем срединно-океанических хребтов является установление различий в характере гидротермальных изменений в очагах разгрузки восходящего потока гидротерм и гидротермальных изменений пород в зонах нисходящих потоков. В первом случае диагностируются эпидот, кварц и хлорит, развиваются метаколлоидное окварцевание, ноздреватые текстуры метасоматитов, жилообразование. Во втором - стекловатые породы экструзий хлоритизированы и содержат повышенное количество магния и калия, выщелочены кальций и кремний.

2.Этап перехода подводно-океанических хребтов в островную дугу. Мы выделяем этот этап эволюции гидротермально-магматических конвективных систем на основании изменения термодинамических условий выделения газов из магматического расплава. Существует предположение, что на океанических глубинах в 2000 м, где гидростатическое давление составляет 200 атмосфер, в магматических расплавах на подводных вулканах образуются пузырьки газа, магма дегазирует. В реальной обстановке это проявляется в интенсивном кипении расплава и выбросах большого объема пирокластики - пеплов, шлаков, пемз. В составе летучих в магматических расплавах находится не только вода, но и другие газы, некоторые слабо растворимы в них - например, углекислый газ. Движение летучих в плоских магмоводах приводит к повышению их концентрации в головных частях поднимающихся магматических колонн. Следует ожидать, что пузырьки таких газов могут образоваться на больших глубинах, что в свою очередь приводит к формированию геологических структур, уходящих корнями в верхнюю мантию (рис.8)

Рис.8 Схематический разрез подводного долгоживущего вулканического центра в структуре подводного океанического хребта в зоне спрединга (растяжения) океанической земной коры. 1-зона генерации примитивных магм в верхней мантии; 2- верхне-мантийные магматические резервуары - место аккумуляции примитивных расплавов; 3- коровые магматические очаги - место остановки в земной коре примитивных расплавов, где накапливается тепловая энергия и происходит плавление вмещающих метаморфизованных (окварцеванных) пород, ранее извергнутых и измененных гидротермальными растворами (пропилитизация, окварцевание, происходящие при взаимодействии гидротерм, насыщенных золями кремнекислоты и морской водой, в которой содержится магний и кальций, осаждающие коллоидную кремнекислоту в виде кварца-халцедона); анатектический расплав, возбужденный последующими инъекциями примитивных расплавов, участвует в образовании дифференцированных расплавов, вплоть до образования дацитов-гранодиоритов, риолитов; 4- инъекции примитивных расплавов; 5- инъекции дифференцированных расплавов; 6- инфильтрация морской (океанической) воды; 7 - миграция подводных гидротерм; 8 - изотермы гидротермальных систем; 9- тектонические разломы; 10- гидротермальные изменения (окварцевание); 11- гидротермальные изменения (пропилитизация, хлоритизация); 12-пирокластика (гиалопилиты, эксплозивная пирокластика); 13-андезиты; 14 - риолиты; 15-интрузии; 16-базальтовые дайки.

Таким образом, переход гидротермально-магматических конвективных систем в эту стадию развития привносит некоторую специфику, как в динамику их развития, так и в их морфологию. Приток тепла и ускоренный рост верхней части долгоживущего вулканического центра за счет отложения больших объемов пирокластики и вулканогенно-осадочных пород способствует увеличению объема гидротермальной системы. Одновременно активизируются процессы взаимодействия вода-порода, которые приводят к изменению генерации силикагелей и других адсорбентов, отложению продуктов коагуляции и сорбции из гидротерм при взаимодействии их с морской водой.

3.Этап островной дуги. В островодужных условиях, характеризуемых как субаэральные, гидротермальные системы своими верхними частями располагаются на границе взаимодействия трех геосфер: атмосферы, гидросферы и литосферы (рис. 9).

Рис.9 Принципиальная схема развития островной дуги (условные обозначения на рис.8).

Это определяет протекание таких процессов, как взаимодействие гидротерм с холодными метеорными водами, подземное кипение и парогазоотделение. При извержении вулканов происходит поступление большого количества (подсос) атмосферных газов на глубину до нескольких километров, что создает предпосылки для начала фреатомагматических и фреатических взрывов (Ohsawa S. et at.,1995) и активизации гидротермальных процессов. В гидротермальных системах формируются среды, в которых происходит динамичное изменение термодинамических параметров, вызывающее образование смешанных гидротерм, имеющих различные pH и Eh. Эти условия определяют перенос, концентрирование и отложение благородных и не благородных металлов. По существу, в таких условиях происходит формирование эпитермальных рудных месторождений (Hedenquist G.W.et at., 1987).

Повышенные концентрации углекислоты в верхней части гидротермально-магматических систем стадии островодужного вулканизма обусловлены именно особыми структурно-геологическими процессами. Поскольку эта часть систем сложена, в основном, рыхлыми продуктами, здесь создаются предпосылки для формирования магматических тел большого объема. На стадии островодужного вулканизма большая часть глубинного высокотемпературного магматического расплава локализуется в самой структуре долгоживущего центра. Такая задержка магматических расплавов в верхних горизонтах земной коры приводит к относительно равномерному и постепенному рассеянию тепла и длительной дегазации расплавов, что обеспечивает устойчивое питание гидротермальной системы. Для гидрохимической структуры гидротермально-магматических систем этого этапа характерно наличие субповерхностного горизонта бикарбонатных гидротерм, насыщенных углекислотой. Интенсивное отделение СО₂ и обширное парообразование приводит к формированию мощных зон сульфатно-кислотных изменений, а также окремненных пород и отложению большого количества металлов.

4.Этап перехода островной дуги в континент. Образование в островодужную стадию гидротермалитов с повышенным содержанием кремнезема приводит к появлению гибридных расплавов кислого состава, вплоть до риолитов. Большинство островодужных андезитов имеет низкие значения О¹⁸, что свидетельствует о значительном влиянии поверхностного кислорода на формирование расплавов. В зрелых вулканических островных дугах таких как, Курило - Камчатская, длительноживущие гидротермально-магматические системы образуются в пределах кольцевых вулканотектонических структур (рис.10).

Рис. 10 Принципиальная схема перехода островной дуги к континенту (условные обозначения на рис. 8).

Образование этих структур связано с извержением больших объемов кислых газонасыщенных расплавов из дифференцированных крупных магматических резервуаров, кровля которых может располагаться на глубине до 5-7 км (Белоусов В.И. и др., 1983). В пределах этих отрицательных структур формируются гидротермальные системы типа артезианских бассейнов или артезианских склонов, широко известных в областях четвертичного вулканизма. Такой этап развития гидротермально-магматических конвективных систем характерен для Восточно-Камчатской вулканической зоны, Вулканической зоны Таупо в Новой Зеландии, и других. Большая часть поступающей глубинной тепловой энергии рассеивается в водовмещающих комплексах. Внешние проявления вулканической деятельности на этом этапе становятся реже, и большая часть тепловой энергии идет на поддержание циркуляции гидротерм в нагретых породах. В крупных кислых магматических очагах происходит снижение температуры, расплав в них постепенно закристаллизовывается. Описываемый этап развития гидротермально-магматических систем характеризуется разобщением верхней конвективной гидротермальной ячейки и нижней магматической. Он наблюдается при переходе от островодужной стадии вулканизма к континентальной. Таким образом, гидротермально-магматические конвективные системы проходят в своем развитии несколько этапов (мы выделяем - 4) и обеспечивают поступление к дневной поверхности тепловой энергии и вещества в виде магматических расплавов, вулканических газов и гидротермальных растворов. Корни этих структур погружаются на глубины десятки километров - до уровней генерации примитивных базальтовых магм в верхней мантии. Гидротермальная ячейка, «надстраивая» магматическую конвективную ячейку, контролирует распределение химических, в т.ч. рудных и радиоактивных, элементов в верхних горизонтах земной коры и является в определенном отношении самоизолирующейся геологической системой.

3. Предположение о происхождении и механизме функционирования корового источника тепла в гидротермально-магматических конвективных системах

Происхождение тепловой энергии, определяющей функционирование магматизма и сопряженных с ним гидротермальных систем, остаются одной из главных проблем геологии. Обычно предполагается, что для гидротермальных систем источником тепла являются магматические расплавы, генерируемые в нижней коре и в верхней мантии за счет энергии, выделяемой при распаде радионуклидов или в результате трения субдуцирующей океанической литосферной плиты.

Во второй половине ХХ века, когда изучение гидротерм в областях современного вулканизма приобрело промышленный масштаб, в результате чего потребовались количественные оценки тепловой мощности современных гидротермальных систем, были получены данные об энергетическом балансе этих процессов. Оказалось, что энергетика гидротермального процесса сопоставима с величиной тепловых потерь корового магматизма (кислого и андезитового; Аверьев,1966; Белоусов и др.1971; Белоусов, Сугробов,1977). В связи с этим модель теплового питания современных гидротермальных систем включала приток тепла с уровней верхней мантии. При этом подразумевалось, что теплоносителем являются трансмагматические летучие и, в основном, вода. Подъем этих летучих осуществлялся через процессы диффузии, механизм которых обеспечивался в результате адиабатического расширения газов (Грейтон,1949; Аверьев,1966).

Проблема теплового взаимодействия магматизма и гидротермальной деятельности остаётся нерешенной. Как правило, предлагаемые модели гидротермальных систем базируются на представлениях, в основе которых заложены принципы петрологических концепций прошлых (ХХ-Х1Х) веков, в которых главным источником энергии является магматический расплав, а рабочим телом - вода.

Тепловой дисбаланс магматизма и гидротермальной активности в некоторых областях современного вулканизма вынуждает исследователей искать новое объяснение возникновения и функционирования источников тепла в гидротермально-магматических структурах. Так, например, в работе Белоусова и других (1971) и Белоусова и Сугробова (1977) приводятся оценки выноса тепла гидротермами, кислой и базальтовой магмами некоторых гидротермально-магматических систем южной Камчатки. Отмечается, что в голоцене в структуре Камбального долгоживущего вулканического центра, когда происходили мощные извержения кислых расплавов в виде экструзий, пемзовых и игнимбритовых потоков, выделение тепловой энергии в единицу времени в 4-5 раз превысило средний аномальный тепловой поток предыдущих периодов развития этой структуры. В этот период активизации вулканическая деятельность приобрела площадной характер и островная дуга, существовавшая в этом месте на протяжении нескольких десятков миллионов лет, превратилась в субконтинентальную структуру южной оконечности Камчатского полуострова. Достойного объяснения этого энергетического импульса вулканизма до сих пор не найдено.

Хохштейн М.П. (Hochstein,1995), оценивая коровый теплоперенос в вулканической зоне Таупо в Новой Зеландии, пришёл к выводу, что общий тепловой поток в этой зоне 2 млн. лет тому назад составлял 2600 мегаватт на 100 км. Большую долю из этого энергетического потока составлял конвективный тепловой поток, реализуемый гидротермальными системами. Этот исследователь считает, что около 600 мегаватт на 100 км обеспечен «нормальной» компонентой, связанной с выносом тепла экструзиями и интрузиями андезитов и дацитов, а 2000 мегаватт на 100 км обеспечивалась «аномальной» компонентой, связанной с экструзиями и интрузиями риолитовых расплавов, генерация которых непосредственно не контролировалась субдукционными процессами. Риолитовые магмы в этой зоне преимущественно корового происхождения. Образование больше объемной четвертичной риолитовой пирокластики явление редкое и, очевидно, связано с несколькими дуговыми сегментами (Вулканическая зона Таупо, Суматра, Кюсю), которые подверглись значительным коровым деформациям. Аномальный тепловой поток, связанный с вспышкой риолитового вулканизма в Новой Зеландии, как и в предыдущем случае на южной оконечности Камчатки, не нашел достаточно логичного объяснения с позиций современных геотектонических гипотез.

В последние годы при исследовании областей современного и молодого вулканизма большое внимание уделяется изучению объемных кислых пирокластических образований, связанных с кальдерами различного происхождения (Wolff et al., 1990). Предполагается, что они связаны с расслоенными обширными коровыми магматическими резервуарами. Ведущим процессом, который приводит к расслоению расплава в них, является кристаллизационная дифференциация. В результате ее происходит образование больших объемов кислого расплава и постепенное насыщение его летучими, эвакуация которых сопровождается выбросами колонн пирокластики на высоту до 9км, пересыщенных газопаровой смесью (Sparkc et al.,1978). Эти колонны пирокластики обрушиваются и порождают обширные потоки и покровы игнимбритов.

“Внезапное” появление больших расслоенных магматических резервуаров связано с островодужным и субконтинентальным этапами их развития (Белоусов и др.,1998). На предыдущих этапах развития этих систем преобладает извержение андезитов и базальтов (Гриб, Леонов, 1992,1993). Ожидаемая постепенность в переходе к более кислым расплавам почти не заметна. Резкий переход к извержениям кислых расплавов трудно объяснять чрезвычайно инерционным процессом кристаллизационной дифференциации, тем более осложненной конвективным перемешиванием в результате частых инъекциях глубинных (базальтовых) расплавов. Энергетика кристаллизационной дифференциации не оценивается исследователями, но можно предполагать, что ее удельное воспроизводство на единицу объема крайне незначительно, в связи с тем, что расслоение минеральных новообразований по плотности расплавов относится к механическому самому малопроизводительному виду энергии. Так, например, для повышения температуры на 3-4?С одного килограмма кислого расплава необходимо совершить 427 кг механической работы. Образно говоря, в идеальном случае, чтобы нагреть 1 кг кислого расплава за счёт механической энергии его необходимо переместить, без потерь на трение, на расстояние более 400м от исходного положения. Поскольку такие условия невозможны в остывающем магматическом резервуаре, то нагрев за счёт механической энергии будет составлять ничтожную долю его теплового баланса. К тому же, необходимо учитывать энергетические затраты на решение «проблемы пространства», необходимого для размещения больших коровых магматических резервуаров, которое можно создать или за счет дробления и выброса соизмеримых объемов вмещающих пород, или за счет их плавления. Энергетика глубинного базальтового расплава и содержащейся в нем воды, по нашему мнению, не может обеспечить нагрев и плавление вмещающих пород и фильтрующихся в них подземных вод, так как энтальпия базальтового расплава превышает энтальпии кислых и андезитовых расплавов лишь на 15-20%.

Исходя из вышеизложенных проблем развития гидротермально-магматических конвективных систем, располагающихся в структурах долгоживущих вулканических центров (Белоусов,1978), в их верхней части должен находиться мощный источник генерации тепловой энергии, действующий на островодужном и субконтинентальном этапах их развития.

Гипотеза о коровом источнике тепла в верхней части гидротермально-магматических конвективных систем. В настоящее время в геологии господствуют ортомагматические модели, объясняющие происхождение гидротермальных систем, в которых основу составляют идеи, разработанные петрологами, базирующиеся на физико-химических процессах, действие которых определяется термодинамикой магматических расплавов. Магматические расплавы рассматриваются в качестве главных агентов транспортирующих тепло, газы, металлы и формирующие гидротермальные растворы. Последние воздействуют на окружающую среду, взаимодействуя с породами, гидросферой и атмосферой, изменяют их и образуют залежи рудных и нерудных полезных ископаемых различной концентрации. Участие продуктов гидротермального метаморфизма в гидротермально-магматической деятельности рассматривается лишь механистически в качестве нейтральных элементов, что проявляется в названии этих процессов (контаминация, ассимиляция), определяющих их физическую природу. В результате этих событий не предполагается какой-либо генерации тепловой энергии. Иногда лишь упоминается, что в некоторых случаях происходит разогрев магматических расплавов за счет химических реакций, вызванных взаимодействием их с кислородом воздуха в приповерхностных зонах вулканических аппаратов (Трухин, Шувалов 1984, Макдональд,1975).

Мы считаем, что процесс генерации магматических расплавов и сопряженные с ним гидротермальный, метаморфический, контаминационно-ассимиляционный и анатектический процессы, обусловлены, в первую очередь, химическими взаимодействиями различных химических элементов и их соединений, в результате которых образуются продукты этих реакций, устойчивые в определенных термодинамических условиях

Таким образом, гидротермально-магматические конвективные системы в областях современного вулканизма на разных этапах своего развития рассматриваются нами в качестве сложных химических реакторов, работающих в самоподдерживающем режиме, как с точки зрения генерации тепловой энергии, так и с точки зрения сохранения устойчивости термодинамических параметров, обеспечиваемых самоизоляцией от воздействий внешних факторов.

Исходные данные. Изучение гидротермально-магматических конвективных систем в 70-х годах ХХ века получило мощный импульс в связи с открытием подводных вулканов и подводных гидротермальных систем (Богданов,1997). В океанских рифтах подводные высокотемпературные гидротермы формируют массивные сульфидные залежи, которые достигают объемов в десятки миллионов тонн сульфидной массы. Исследование этих районов сопровождалось глубоководным бурением, по данным которого поверхностная гидротермальная постройка имеет «корни», по меньшей мере, до глубины 125 м. В верхней части этой постройки преобладают сульфидные отложения со значительной примесью ангидрита. Рудными минералами являются пирит, пирротин и халькопирит, соотношение которых изменяется по разрезу. В нижней части залегает брекчия, пропитанная кремнеземом, переходящая в хлоритизированные базальты, а глубже прослеживаются свежие базальты.

При объяснении генезиса последовательности отложения полиметаллов и микроэлементов в составе сульфидных минералов используется в основном температурный параметр (высоко-, средне- и низкотемпературные минеральные образования) из истинных гидротермальных растворов (Janecky,Seyfried,1984). Тесный парагенезис аморфного кремнезема с сульфидами железа навело нас на мысль о соосаждении этих минералов из коллоидных растворов, каковыми представляются подводные гидротермы. В местах их разгрузки, где гидротермальные растворы смешиваются с холодной морской водой, происходит пересыщение их кремнеземом. Последний образует золь кремнекислоты. (Janecky, Seyfried,1984). Предполагается, что лиофильные коллоиды кремнекислоты защищают от коагуляции лиофобные коллоиды сульфидов и коагуляция и осаждение первых автоматически влечет выпадение последних (Эйтель,1962; Некрасов,1973). Учитывая, что как лиофильные, так и лиофобные золи, в рассматриваемом случае, заряжены электроотрицательно, и естественно ожидать конденсацию на них многих катионов металлов. Предпочтением будут пользоваться химические элементы, имеющие большие атомные радиусы с «рыхлой» внешней электронной оболочкой (Белоусов и др.1998,1999).

Описываемые образования сульфидно-кремнистого состава, по мере развития долгоживущих вулканических центров, «насыщают» их структуру вплоть до субконтинентального этапа развития гидротермально-магматических конвективных систем (Белоусов и др., 1998). Этот процесс пространственно и во времени сопряжен с частыми инъекциями высокотемпературных мантийных расплавов. Окремненные породы, «насыщенные» или «прослоенные» залежами массивных сульфидов типа Куроко (Sato,1972) или густыми вкраплениями сульфидов железа, будут попадать в зону теплового влияния инъецируемых расплавов. В составе аморфного кремнезема присутствуют ион-гидроксил и связанная вода, которые, при воздействии на них теплового поля магматических расплавов, должны подвергаться отделению от молекул кремнекислоты и при высоких температурах будут подвергаться процессу диссоциации. В результате образуется атомарный кислород и водород. Эти ингредиенты воздействуют на сульфиды однозначно. Происходит их окисление с переходом при достаточно высоких температурах к процессу самопроизвольного возгорания, которое часто происходит при разработке колчеданных месторождений (Калата, Урал, Россия).

Процесс идет по следующим реакциям:

3FeS +10H₂O = Fe₃O₄ + 3SO₂ + 10H₂

4FeS₂ +11O₂ = 2Fe₂O₃ + 8SO₂ + 790 ккал

Температура, при которой происходит реакция горения пирита, составляет примерно 800⁰С. Для того чтобы этот процесс реализовался, необходимо иметь температуру воспламенения около 800^оС. Это может произойти при контакте сульфидных скоплений с базальтовыми магматическими расплавами, температура которых около 1200⁰С. Поскольку в результате реакций окисления сульфидов выделяется до 800 ккал на 4 грамм-молекулы пирита, то процесс самоподдерживающийся. Теплотворная способность пирита составляет около 2000 ккал/кг. При сгорании 1 кг пирита выделяется тепла достаточного расплавить 8-9 кг породы от О⁰С до 800-900⁰С с теплоёмкостью около 300 ккал/кг.

Сульфидно-кремнистые гидротермалиты, широко развитые в структуре долгоживущих вулканических центров, являются подходящей средой для образования коровых андезитовых, дацитовых и риолитовых расплавов. При этом необходимо учитывать, что процесс плавления происходит как бы «изнутри» субстрата, подвергающегося воздействию теплового поля инъекций глубинного магматического расплава, а не через контактную поверхность высокотемпературного расплава и холодной не подготовленной к плавлению породой.

Существенным фактором, способствующим развитию процесса плавления, является повышенное содержание кремнезема в исходной породе и других добавок, в том числе легколетучих химических элементов, которые играют роль флюсов, понижающих температуру плавления исходных пород, действие которых достаточно хорошо исследовано в металлургии.

Вторым важным положением в предлагаемой гипотезе является установленный факт генерации в больших объёмах органики и пред биологических соединений вблизи очагов разгрузки подводных гидротерм, воспроизводство которой оценивается в миллионы тонн в год. Вблизи подводных гидротермально-магматических систем функционирует зона химического и микробиологического окисления восстановленных газов. Процессы, происходящие в этой зоне, играют роль в изменении океанической коры, которые приводят к образованию аргиллизитовых слоев, выполняющих функцию экранов, способствующих аккумуляции как тепла, так и природного газа (Thorseth et al.,1995; Behar et al.,1995). Эти структуры также могут подвергаться воздействию магматических расплавов, возгораться и дополнять тепловой баланс гидротермально-магматических конвективных систем.

Модель формирования и деятельности коровых магматических очагов в структуре гидротермально-магматической конвективной системы. На этапе зарождения долгоживущих вулканических центров в условиях океанического дна, прототипом которых на островах или континенте могут служить вулканы центрального типа, восходящие колонны магматических расплавов, распределяясь по системе радиальных разрывных нарушений, прогревают окружающие водоносные горизонты и формируют гидротермальную конвективную ячейку (Леонов, 1989). В процессе взаимодействия вода-порода происходит насыщение гидротерм кремнезёмом, рудными и газообразными элементами. Среди металлов ведущая роль принадлежит железу (Huphris et al.,1995). В результате реакций между высокотемпературными кремнезёмистыми гидротермами и окружающей морской водой в недрах гидротермально-магматических систем и, в особенности, в очагах разгрузки напорных подводных гидротермальных струй («черные» и «белые» курильщики) происходит осаждение аморфного и кристаллического кремнезёма в парагенезисе с сульфидными минералами, преимущественно пиритом, пирротином и халькопиритом (Белоусов и др., 1998:1999). Эта реакция океанической земной коры на внедрение глубинных магматических расплавов, преимущественно базальтового состава, выражается, как в тепловой, так и в химической изоляции магматической конвективной ячейки первого этапа развития долгоживущего вулканического центра.

Коллоидная форма гидротермальных растворов ещё недостаточно хорошо изучена даже с позиций теоретической химии и таит массу нерешенных проблем. Так, например, существует гипотеза о ключевой роли пирита в происхождении жизни на Земле (Bebii, Schoonen,1999). Поскольку подводные гидротермально-магматические системы формируют как залежи массивных сульфидов, так и рассеянные сульфидные скопления, основную массу которых составляет пирит и пирротин, то можно предполагать образование в зоне их генерации природных газов и предбиологической органики. Наряду с образованием продукции, порождаемой биоценозами около гидротермально-магматических систем срединно-океанических хребтов, пред- биологический синтез может производить значительные объёмы природного газа (Botz et al.,1999). Общая первичная продуктивность в подводной гидротермальной струе оценивается в 50 мг сухой биомассы на килограмм гидротерм. Ежегодная биомасса в гидротермальных струях океанов составляет 10¹² грамм сухого вещества. Биомасса, генерируемая гидротермами в гидротермальных струях подводных гидротермально-магматических систем, может представлять значительную долю органики в глубинах океанов, а также органики, которая отложилась в осадках океанов (McCollom, 2000).

Выделяемая тепловая энергия, полученная при горении сульфидов и природного газа, аккумулируемого под непроницаемыми экранами аргиллизированных и тонкообломочных осадочных слоев, слагающих периферийные формации гидротермально-магматических конвективных систем, должна составлять существенную, а возможно и большую долю, приходной части теплового баланса этих структур областей вулканизма.

В связи с вышеизложенным, аномальный тепловой поток, образованный часто повторяющимися инъекциями мантийных расплавов в океаническую кору, усиливается притоком тепла экзотермических самоподдерживающихся химических реакций, возбуждаемых этими инъекциями из вулканогенно-кремнистых метаморфических формаций подводных океанических хребтов и вулканических островных дуг.

Примечательно, что образование сульфидно-кремнистых формаций происходит при параметрах гидротермального синтеза, а тепло, выделяемое при их горении способно образовывать низкотемпературные расплавы андезитового, дацитового и риолитового состава. Как нам представляется, усиленный аномальный тепловой поток увеличивает тепловую мощность гидротермальной конвективной ячейки и её объёмные параметры, что приводит к интенсификации процессов гидротермального метаморфизма, в связи, с чем скорость роста подводных долгоживущих центров прогрессивно со временем увеличивается. В составе этих структур появляются очаги образования анатектических расплавов с повышенным содержанием кремнезёма, по мере вовлечения в процесс разогрева и плавления окремненных пород, окружающих магмопроводящую зону. Происходит зарождение коровых магматических камер, аналогичных коровым магматическим очагам вулканов центрального типа.

По мере приближения к поверхности океана растущей морфоструктуры долгоживущего вулканического центра, являющегося продуктом деятельности гидротермально-магматической конвективной системы, и появления стратиформной пирокластики, происходит усиление латерального растека гидротермальных растворов по водоносным горизонтам. Они на этом этапе развития гидротермально-магматических систем удаляются на всё большие расстояния от восходящей мантийной магматической колонны. Изометрический характер конфигурации распространения гидротермальных водоносных горизонтов определяет форму тел вулканогенно-кремнистых формаций.

К вышесказанному следует дополнить, что сульфидно-кремнистые метаморфиты обогащены набором рудных элементов в результате конденсации этих элементов на электроотрицательно заряженные золи кремнекислоты и сульфидов в момент их образования. Анатексис или ассимиляция этих рудоносных формаций приводит к образованию кислых и андезитовых расплавов с повышенным содержанием тех или иных рудных элементов (рудоносные магмы). Поскольку химические элементы с большими радиусами атомов конденсируются на эти адсорбенты в первую очередь, то следует ожидать повышенных концентраций урана в кислых расплавах. Эти расплавы могут быть как исходным источником тепловой энергии, генерируемой в результате радиоактивного распада урана и его продуктов, так и магматогенным источником элементов для образования урановых и редкометальных месторождений. Как нам кажется, предлагаемая гипотеза рационально объясняет повышенные содержания радионуклидов в гранитном слое Земли.

С выходом морфоструктуры долгоживущего вулканического центра из океана и образованием вулканических островов происходит продвижение интегрального теплового фронта в этом же направлении. Как известно из литературных источников, вулканогенно-кремнистых формации являются непременным элементом структуры вулканических островных дуг (Хворова,1968), механизм которых, как нам кажется, можно объяснить именно нашей моделью формирования и деятельности коровых источников тепла.

Островодужный этап развития гидротермально-магматических конвективных систем характеризуется большей её открытостью за счёт взаимодействия с атмосферой. Так, например, в структуре долгоживущих вулканических центров на этом этапе их развития начинают проявляться кальдерообразующие процессы с извержением специфической формации спекшихся туфов и игнимбритов кислого и субкислого составов. Эти процессы интенсифицируются на этапе перехода от островной дуги в субконтинент (Белоусов и др.,1998). Для этого же этапа характерно широкое развитие на островодужных вулканах и, связанных с ними гидротермальных системах, продуктов сернокислотного выщелачивания, обусловленного выделением этими вулканами больших количеств сернистого газа (Casadevall,1991). Как нам представляется, на этом этапе развития гидротермально-магматических систем в процессе горения вовлекаются всё большие объёмы сульфидно-кремнистых и аккумулированных соединений пред биологических и органических образований по мере прогрессивного увеличения объёмов магмогенерации в их структуре. В приповерхностных частях этих систем в результате дополнительного притока кислорода атмосферы процесс образования SO₂ усиливается (Ohsawa et al.,2000). Эти реакции сопровождаются выделением больших количеств тепла, которые увеличивают тепловую мощность островодужных гидротермальных систем. Эквивалентное количество тепловой энергии потребляется при плавлении кремнистых гидротермалитов, из которых образуются большие объёмы низкотемпературных кислых, в большинстве случаев пластичных расплавов. Последние, имея меньшую плотность по сравнению с окружающими андезитовыми и базальтовыми породами предыдущих извержений, подвергаются воздействию изостатического уравновешивания и, в связи с приобретенной пластичностью, распределяются в пространстве долгоживущего вулканического центра вплоть до появления на поверхности Земли в виде экструзий.